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TEMA 3 LA LITOSFERA
ESTRUCTURA Y DINÁMICA DE LA LITOSFERA: LOS COMPONENTES LITOLÓGICOS Y TECTÓNICOS DEL RELIEVE La litosfera constituye la parte sólida de planificar y en ella interactúan la hidrosfera, la atmósfera y se desarrolla la biosfera. La corteza terrestre (continental y oceánica) es la capa externa de delitos de la flota sobre la astenosfera que es la capa superior del manto. La energía procedente del interior de la tierra derivada de la desintegración atómica del núcleo, es capaz de transmitir una fuerza que imposibilitan la agitación de la astenosfera y que se traduce en un movimiento de la corteza. Este proceso genera una modificación de la configuración de la corteza terrestre. Éstas fuerzas procedentes del interior de la tierra y transmitidas hasta su corteza se denominan fuerzas tectónicas. Además de éstas, existen otras fuerzas externas procedentes de la interferencia de la atmósfera y la hidrosfera y que desencadenan procesos de modelado sobre la corteza terrestre. El resultado de la interacción constante de estas dos fuerzas (internas y externas) es el modelado del relieve y un permanente cambio de su configuración. La estructura interna de la tierra y el flujo geotérmico La estructura interna El Globo tiene un radio de 6370 km en el Ecuador y se estructura en capas concéntricas de distinto espesor, densidad y composición geoquímica. Las tres etapas son: el núcleo, el manto y la corteza. 1. El núcleo el núcleo ocupa el centro del globo y tiene 3475 km (el 54% de radio terrestre), presenta dos capas la interna en la que se alcanza la máxima densidad y la externa. 2. El manto tiene 2855 km (45% de radio terrestre) y se divide en dos capas, la inferior entre los 2900 y 700 km de profundidad y la superior entre los 700 y 40 km. Dentro de esta parte superior del manto se distingue la astenosfera, con una profundidad máxima de 300 km y sobre la cual se apoya la corteza. Esta capa blanda de carácter semiviscoso, transmiten los movimientos procedentes de la desintegración radiactiva de las capas inferiores y provocar el movimiento de la corteza. 3. La corteza es la capa más superficial del globo y su espesor medio es de 40 km, y el mínimo de 8 km por lo tanto la corteza terrestre sólo supone el 0,6% del radio terrestre. Sin embargo, en esta delgada capa terrestre es en la que se desarrolla la vida y la que contactan la atmósfera e hidrosfera. La corteza terrestre incluye dos tipos:
Corteza continental. Es la que alcanza mayor espesor y presentar menor densidad. Su parte emergida constituyen los continentes e islas del planeta. Además de estas áreas emergidas, la corteza se incluye la plataforma continental. La plataforma continental bordea las tierras emergidas y describe una suave pendiente hasta los 200 m de profundidad. Si el nivel del mar descendiese “emergerían” nuevas tierras continentales que son corteza continental, pero que, en la actualidad, constituyen el fondo marino hasta los 200 m de profundidad. Corteza oceánica. Es más delgada y más densa que la continental. Esta densidad más elevada permite que la corteza oceánica ocupe de diciembre posiciones inferiores sobre la
corteza continental. La corteza oceánica constituye el fondo oceánico. Una corteza fragmentada y en continuo movimiento: la Tectónica de placas La corteza terrestre se encuentra fragmentada y, por lo tanto, no conforman una unidad rígida. Cada una de las partes en las que se divide la corteza terrestre recibe el nombre de placa litosférica. Hay dos tipos de placas litosféricas, El primero está integrado por las plantas que comprende corteza oceánica y corteza continental, por lo tanto es muy importante no confundir placa litosférica con continentes. El segundo tipo de placas se corresponde con las conformadas, Exclusivamente, por corteza oceánica, como por ejemplo la placa del Pacífico con la placa de Nazca. Junto con las grandes placas (africana, euroasiática, pacífico, nazca, etc.), registran otras de menor tamaño - micro placas -, haciendo de la corteza un auténtico puzzle de piezas en constante movimiento. Las placas se mueven porque la desintegración radiactiva del núcleo terrestre libera energía que se transmite hacia la parte superior del manto en forma de corrientes de convección, este flujo geotérmico moviliza el material plástico de la astenosfera y provoca el movimiento de las placas tectónicas. Las placas en su movimiento van a generar tres posibilidades:
Que una placa choque contra otra, límite de destrucción o subducción. Que una placa se separe de otra, límite de expansión o de acreción. Que una placa se deslice respecto a otra friccionando, pero no chocando, límite o falla de transformación.
En las áreas de subducción o límites de destrucción, la corteza oceánica, al ser más densas continental, se hunde por debajo de ésta. Este entendimiento implica que la corteza oceánica se reintegre a la astenosfera tras un proceso de fusión. Este hecho da lugar a dos grandes consecuencias en la formación del relieve continental y oceánico.
En la corteza continental surgen cadenas volcánicas y discurren paralelas a la costa, como por ejemplo los Andes. En la corteza oceánica aparecen depresiones profundas estrechas y alargadas que discurren paralelas a la línea de costa. Son las denominadas fosas abisales de hasta casi 12.000 m de profundidad.
En las áreas de expansión, el material magmático de la astenosfera salen al exterior y ello provoca:
La formación de cadenas volcánicas submarinas, son las denominadas dorsales oceánicas, de altura entre 4000/4500 m integradas con una sucesión ininterrumpida de volcanes por los que sale el material fundido procedente de la astenosfera. En algunos casos los volcanes emergen de las aguas y originan islas, como por ejemplo Islandia.
Las rocas de la corteza terrestre y relieves asociados al control litológico La corteza terrestre está constituida por rocas de distinta naturaleza geoquímica. Una roca es un agregado de minerales consolidados y enfriados. La petrología es la ciencia que estudia y clasifica las rocas según su génesis y los procesos de formación, distinguiendo tres grandes familias de rocas: ígneas o magmáticas, metamórficas y sedimentarias. El material litológico de la corteza terrestre 1. Las rocas magmáticas Son las formadas por el enfriamiento y consolidación del magma. Según su lugar de enfriamiento y consolidación se subdividen en: Intrusivas o plutónicas si el proceso se realiza dentro de la corteza terrestre. Como por ejemplo el granito. Extrucivas o volcánicas. Si el magma se enfría en contacto con la hidrosfera o la atmósfera, es decir, si el material sale al exterior de la corteza terrestre a través del volcanes. Ejemplo: basalto, andesita. 2. Las rocas metamórficas Son las formadas por la modificación de rocas preexistentes sometidas a un proceso de metamorfismo. El metamorfismo Indica que las elevadas temperaturas y presiones que se alcanzan en ciertos procesos tectónicos, modifiquen las características iniciales de las rocas afectadas. 3. Las rocas sedimentarias Se forman a partir de la acumulación de sedimentos sobre la corteza terrestre (oceánica o continental). Los sedimentos proceden de la disgregación mecánica con disolución química de otras rocas preexistentes. 4. El ciclo de las rocas El material litológico está en permanente transformación, pero no se crea ni se destruye. Esta transformación del material supone que las rocas actuales no se corresponden con las iniciales que conformaron la primera corteza terrestre. El ciclo de las rocas implica que todas las rocas se pueden transformar en otras a partir de unos determinados procesos. Las deformaciones tectónicas de la corteza continental y relieves asociado Las fuerzas tectónicas actúan sobre las rocas y éstas, se consideran sus características mecánicas, responden de dos modos: plegándose o dislocándose. Un pliegue es la ondulación o encurvamiento de los estratos sedimentarios que debido a su plasticidad y flexibilidad responden con este tipo de deformación ante las presiones y fuerzas tectónicas. Cuando las fuerzas tectónicas actúan sobre un material rígido o, ést ve superado su umbral de plasticidad, la deformación resultante se relaciona con una fragmentación o facturación, pero no con un plegamiento.
Los relieves estructurales En realidad, el relieve que hoy vemos en un área, Es el resultado de la interacción de una historia tectónica, una litología, la existencia de distintos procesos y sistemas morfogenéticos del pasado y, por último, de los procesos y sistemas actuales que siguen remodelando el relieve. Su relieve es producto de la interacción de la erosión con la estructura litotectónica, En algunos casos, los procesos erosivos han borrado el dibujo inicial de la estructura, por lo que también se hace difícil el hablar de relieves estructurales, los cuales, en sentido estricto, sólo existen en el momento de la formación de la estructura, puesto que inmediatamente la erosión comienza a condenar un nuevo relieve. Los relieves estructurales de cuencas sedimentarias En las áreas en las que no han existido intensas deformaciones tectónicas, los estratos presentan una disposición horizontal o subhorizontal, pero no han sido plegados ni fracturados. Éstas áreas coinciden con las denominadas cuencas sedimentarias en las que la horizontalidad de los estratos es la característica predominante. Los relieves en estructuras falladas La falla, al igual que los pliegues, no aparecen de modo individual en la naturaleza, sino agrupadas en conjuntos de fallas, lo que ocasiona un allanamiento, más o menos intenso, en determinadas áreas. El resultado es la aparición del denominado relieves fallado. Una de sus consecuencias es la articulación morfológica en bloques delimitados por las fallas verticales, ello supone que uno se quede en el posición alimétrica preeminente sobre otros. Los bloques levantados recibe el nombre de horst, mientras que en los hundidos se denominan graben o fosa tectónica (figura 1)
Figura 1
La escala puede ser de cientos de kilómetros, como ejemplo, piense que el Sistema Central español, es un gran horst, respecto a dos extensos graben: uno situado al norte (Cuenca del Duero) y otro al sur (Cuenca del Tajo). Los relieves en estructuras plegadas En las áreas en las que las fuerzas tectónicas han plegado los materiales, se desarrolla un tipo de relieve muy mediatizado por este hecho, si bien, la evolución erosiva posterior puede llevar a una profunda transformación, hasta el punto de no poder reconocer las formas primigenias. Cuando los anticlinales quieren una expresión ortográfica y dan lugar a alineaciones montañosas, mientras que dos sinclinales conforman valles, estamos ante un relieve plegado o jurásico directo.
Los relieves en estructuras volcánicas El vulcanismo es el conjunto de procesos y fenómenos relacionados con el movimiento de magma y materiales hidrogaseosos asociados a éste, y sus salida al exterior. De la astenosfera y de las capas profundas de la corteza sale al exterior el denominado material volcánico. Este termino agrupa diferente tipos de material: • • •
Lava. Es el magma enfriado y consolidado que origina las rocas volcánicas. Gases. Pueden ser muy variados e incluye ciertas emisiones de CO2 y vapor de agua. Piroclastos. Incluyen la fracción sólida del material volcánico. Los piroclastos, en funcion del tamaño, se clasifican en: bombas volcánicas, bloques, lapilli, cenizas, etc.
La salida de material magmático al exterior se inicia a partir de grandes fisuras en la corteza terrestre, sin embargo, la acumulación de material da lugar a la formación de volcánes que constituyen expresiones morfológicas en el relieve. LA INTERACCIÓN ENTRE LA ATMÓSFERA, LA HIDROSFERA Y LA LITOSFERA: LOS PROCESOS MORFOGENÉTICOS Y EL MODELADO DEL RELIEVE La dinámica interna de la Tierra genera unas formas de relieve derivadas de la acción tectónicas- El flujo geotérmico provoca el movimiento de las placas tectónicas y las tensiones y movimientos de éstas, dan lugar una dislocación o plegamiento de los materiales de la corteza terrestre, así como su permanente transformación. La litosfera sufre cambios morfológicos a partir de las fuerzas tectónicas, sin embargo, estas fuerzas internas no son las únicas responsables del relieve de la corteza terrestre. La hidrosfera y la atmósfera entran en contacto con la litosfera y debido a su interacción se generan una serie de procesos que modifican, sustancialmente, el relieve creado por la tectónica. Por lo tanto, el relieve es el resultado del equilibrio entre las fuerzas tectónicas y los procesos morfogenéticos. Los procesos morfogenéticos o de modelado constan de una energía o fuerzas en externas (gravedad eny radiación solar) que actúanUn grupo de a través de los denominados un.agentes del modelado correspondientes a la biosfera y a la atmósfera e hidrosfera. A modo de resumen un proceso de modelado o morfogenético consta de tres etapas: erosión, transporte y sedimentación. El modelado del relieve Las dos fuerzas externas y fuentes de energía del sistema morfogenético son la gravedad y la radiación solar. Ambas fuerzas pueden actuar directa o indirectamente, en este caso, a través de los agentes morfogenéticos de la hidrosfera y la atmósfera. a) La gravedad la gravedad actúa en dos mundos. Uno directo movilizando las partículas de roca en función de su peso. El segundo modo es indirecto a través de masas fluidas que se convierten en flujo al verse afectadas por la gravedad. El movimiento de flujos de agua (sólida o líquida) por la acción de la gravedad constituye uno de los principales sistemas morfogenéticos. b) La radiación solar La radiación solar provoca el calentamiento de la superficie terrestre y ésta, a su vez, el calentamiento del aire. El calentamiento diferencial del aire supone unos cambios de presión que dan lugar al viento. El viento se convierte en un agente morfogenético Capaz de movilizar y
sedimentar partículas, igualmente, en su interacción con la hidrosfera oceánica desencadena el oleaje que desempeña un activo papel en la modificación del relieve litoral. Los cambios de temperatura, tanto del aire, como de la propia litosfera en relación con la radiación solar, suponen la generación de tensiones mecánicas en las rocas que facilitan su disgregación y la preparación inicial en materia. Los procesos geomorfológicos inicales La primera fase de un proceso morfogenético consiste en la liberación de partículas a partir de los afloramientos rocosos masivo. Estas partículas o clastos pueden estar sometidas a procesos iniciales de transporte y, en cualquier caso, constituye el material que será desplazado por los grandes agentes de transporte para, posteriormente, ser sedimentado. Éstos procesos iniciales de preparación del material, reciben el nombre de procesos de meteorización. Los procesos de meteorización Los procesos de meteorización se dividen en dos grandes grupos, el primero supone una simple fragmentación mecánica de la roca, mientras que, el segundo implica una alteración de sus características químicas. 1. Los procesos de fragmentación Los procesos de fragmentación se producen por las tensiones mecánicas derivadas de los cambios térmicos y hídricos de una roca. Los cuatro procesos de fragmentación son: termoclastia, crioclastia o gelifracción, haloclastia e hidroclastia. La termoclastia consiste en la fragmentación derivadas de las tensiones de contracción y dilatación de la roca a causa de los cambios bruscos de temperatura. Las áreas desérticas, en las que existen fuertes oscilaciones diarias de temperatura, son los ámbitos más idóneos para la termoclastia. La criclastia o gelifracción. Es el proceso de fragmentación producido por la congelación del agua que se ha introducido en las diaclasas y porosidades de la roca. La variación de volumen del agua (hielo/deshielo) Desencadenan fuertes tensiones en la roca, hasta el punto de hacerla estallar y provocar la fragmentación. La hidroclastia. Es el proceso de fragmentación producido por las tensiones mecánicas asociadas a cambio de volumen derivado del grado de humedad de la roca. Casi todas las arcillas presentan fuertes variaciones de volumen, se expanden cuando se cargan de humedad y se contrae cuando se secan. Éste proceso produce una descamación y liberación del material. La haloclastia. Es la fragmentación debida a los esfuerzos mecánicos producidos por el crecimiento de cristales de sal en los poros y diaclasas de las rocas. 2. Los procesos químicos La disolución y las alteraciones son las dos principales modalidades de meteorización química. La disolución es la disociación de las moléculas de un cuerpo en iones al ponerse en contacto con un disolvente. La disolución supone un cambio de fase y el material disuelto pueden precipitar y volver al estado inicial. Los procesos químicos de las alteraciones suponen una modificación de la naturaleza y composición mineralógica de las rocas creando profundos y extensos mantos de alteración, que, en general, presentan una mayor potencialidad erosiva que la roca madre. Las principales alteraciones químicas son la oxidación, la hidratación y la hidrólisis.
La razón de este proceso está en la velocidad diferencial alcanza el agua en las orillas de los meandros. En la orilla cóncava, siguiendo el sentido de la corriente, la velocidad del agua es mayor, lo que implica una competencia erosiva más elevada. Sin embargo en la orilla convexa, La velocidad es menor lo que genera una descarga del material sedimentario. b) Las formas generadas por la acción fluvial la acumulación de sedimentos fluviales o aluvionamientoo supone la aparición de unas formas de construcción de relieve. Estas formas son las terrazas y dos deltas. Las terrazas se forman por la sucesión de fases de aluvionamiento e incisión de un curso fluvial. Cuando un río tiene capacidad de encajamiento, lo hacen sobre los propios aluviones que había descargado en fases previas de sedimentación. La morfogenésis glaciar El hielo es un importante agente de transporte y morfogenético. El 10% de la superficie continental está cubierta de hielo. a) La dinámica glaciar La formación de un glaciar requiere unas determinantes topoclimáticas muy precisas: • Acumulación de nieve, lo que supone precipitaciones nivales en abundancia. • Temperaturas bajas, especialmente en verano, que asegure la permanencia de la nieve y no su completa fusión. • Topografía plana que permita la acumulación nival. La nieve al compactar seguidas de cristalizarse se va convirtiendo en hielo, este proceso de críogénesis supone un aumento de densidad. Los glaciares tienen un balance de masa y un movimiento, éste muy relacionado con el propio balance. El balance glaciar. Un glaciar está sometido a un balance de masa resultado de una acumulación y una ablación o pérdida de la masa de hielo. Según lo anterior, un glaciar puede crecer, mantenerse o desaparecer por pérdida de masa. El movimiento glaciar. Y hielo fluye bajo la acción de la gravedad; este movimiento desencadena la actividad morfogenética del glaciar y una transferencia de masa desde el área de acumulación a la de ablación. La velocidad de movimiento es muy variable dentro de los distintos sectores de un glaciar. En la superficie, es mayor en el centro en las márgenes, debido al rozamiento de hielo con las paredes del valle. En la dimensión vertical la velocidad es mayor en el centro de la masa que en el fondo con la superficie. El resultado de estas velocidades diferentes es la adopción de la masa de hielo de una característica forma de lengua glaciar. b) Las formas generadas por la acción de los raciales. Un glaciar poseen mayor capacidad morfogenética cuanto mayor es su velocidad de desplazamiento. Un glaciar, al igual que los ríos, también erosiona, transportan y sedimenta. •
Erosión glaciar Los dos principales procesos erosivos son: la abrasión y la facturación. La abrasión Es la acción erosiva sobre el lecho rocoso por el que se desplaza el hielo. La facturación está relacionada con el peso y la presión que ejerce la masa de hielo sobre el lecho. Su mayor o menor eficacia está determinada por las características de la roca.
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Transporte y sedimentación glaciar el hierro es un gran agente de evacuación de material, tanto en retomado por su avance, como el adicionado desde otras fuentes de alimentación (avalanchas, viento, laderas, volcanes...). Los materiales son transportados en tres ambientes diferentes de la masa de hielo, supraglaciar (sobre la superficie), endoglaciar (en las partes internas de la masa de hielo) y subglaciar (en los niveles más profundos en contacto con el lecho rocoso). El material segmentario transportado por un glaciar se denomina till o tillita. La morfogenésis litoral
a) Los procesos mecánicos y químicos en el modelado litoral. El proceso mecánico de las aguas marinas incluye, no sólo la fragmentación del material, sino también, el transporte y la acumulación de éste. Los dos movimientos de las aguas marinas responsables del proceso mecánico de modelado son las olas y las corrientes costeras. El flujo del viento modifica la capa superficial de los mares y océanos, dando lugar a unas deformaciones condenatorias que se conocen con el nombre de olas. La energía cinética de las olas se libera cuando su progresión se ve interrumpida por un obstáculo, como por ejemplo, la costa dicha energía cinética es la responsable del trabajo lo morfológico de las aguas marinas y el modelado del litoral. Las corrientes costeras son los movimientos locales de agua marina en las proximidades de la línea de costa, debidos a la interferencia del oleaje, las mareas y las descargas de aguas continentales. b) Las formas litorales. Una de las formas elusivas más características son las acantilados. Son escarpes litorales verticalizados y modelados por la acción erosiva marina junto con procesos y dinámicas de vertientes. La acción erosiva puede provocar un retroceso de la línea de costa, lo que supone la aparición de unos islotes y agujas de roca que indican la antigua línea costera. Dentro de las formas acumulativas destaca la playa (acumulación de sedimentos sueltos de tamaño arena, grava o canto y, excepcionalmente, bloques). Una particular forma acumulativa de gran valor ambiental y morfológico es el arrecife coralino, Su origen biológico y las precisas condiciones que necesita para su desarrollo (sólo se desarrollan en los mares intertropicales y subtropicales) hacen de los corrales un importante indicador de las condiciones del medio natural. La morfogenésis eólica El viento es uno de los agentes más claros de interacción entre la atmósfera y la litosfera. Su energía le permite transportar partículas sólidas, en ocasiones, a grandes distancias y por supuesto sedimentarlas originando formas acumulativas. Si se trata de materiales detríticos sueldos el viento puede transportar partículas, sin embargo, en los afloramientos rocosos el viento sólo puede desarrollar una limitada acción de modelado. El viento retoma las partículas finas del suelo provocando su transporte y ascenso en las corrientes de turbulencia. Éste proceso se denomina deflación. Un flujo eólico cargado de material fino en suspensión tiene capacidad morfogenética, puesto que, cada pequeña partícula se comporta como un proyectil que choca contra un cuerpo, lo cual, origina una modificación en la superficie del cuerpo que recibe el impacto. Éste proceso de erosión eólica, debido a las partículas transportadas por el viento, recibe el nombre de abrasión eólica o corrasión
e贸lica.