GEOGRAFÍA FÍSICA GEOMORFOLOGÍA
Martes y jueves 8:30 Aula 21
Anual Troncal Créditos 12 (8 teoría, 4 práctica) María Elena Martín-Vivaldi Caballero I. INTRODUCCIÓN Tema 2. La geomorfología en el marco de la Geografía y de la Geografía física: concepto y evolución Biogeografía: ciencia que estudia la distribución de las plantas y animales, sus relaciones geográficas y las relaciones con su entorno a lo largo del tiempo (Whittw, J.). Sus contenidos proceden de diferentes disciplinas como la arqueología, la biología y la botánica. Su objeto de estudio son los seres vivos. Se divide en: Biogeografía vegetal, Fitobiología o Geobotánica. Biogeografía animal o Zoogeografía. Edafogeografía, estudio de los suelos (sólo se incluye a veces) Enmanuele de Martonne dice que la biogeografía es el estudio de la distribución de los seres vivos sobre la superficie del globo y el análisis de las causas que han generado esta distribución. Desde la perspectiva de los geógrafos esta definición fue completada incluyendo el componente humano, es decir, la influencia del hombre sobre la flora y la fauna. Esta influencia del hombre la han defendido sobre todo los geógrafos. Las bases de la biogeografía se sientan a finales del siglo XIX principios del XX. Se comienza por hacer una relación de los animales y plantas que hay en la naturaleza. Algunas escuelas y autores además de la taxonomía realizan un estudio global de los seres vivos relacionándolos con su entorno. El mejor ejemplo está en la escuela alemana y los trabajos de Scumbol, con sus aportaciones se sientan las bases de la biogeografía modernas. Además de hacer listados de las clases de seres vivos y estudiar su relación con su medio también se hacen trabajos sobre la evolución. Actualmente se entiende que la biogeografía es la ciencia de la biosfera por eso tiene relación con las demás ramas de la geografía física. Geomorfología. Es una rama de la geografía física y estudia las formas del relieve terrestre. Su objeto de estudio no ha cambiado con el tiempo pero sí los métodos y las formas de abordar el estudio. Es la parte de la geografía física que primero se abordó y se desgaja de la geografía. Se desarrolló hasta tal punto que durante mucho tiempo geografía física y geomorfología eran lo mismo. Los conceptos que la forman se consolidaron a finales del siglo XIX y primeros del XX donde hay aportaciones de distintas escuelas que permiten consolidar esta nueva ciencia. Autores: - WIlliams Morris Davis. Americano que creó un modelo de interpretación del relieve que conllevó que se hiciera una de las primeras sistematizaciones de la geografía. A pesar de que era un modelo erróneo ha sido considerado como el fundador de la Geomorfología. Estaba influenciado por el darwinismo y por las ideas positivistas. Asimilaba las formas del relieve a las formas vivas concibiendo un modelo genético del relieve. Piensa que las formas del relieve siguen el mismo ciclo vital que los seres vivos (etapa de juventud, madurez y
senectud). Según Davis, los movimientos tectónicos crean el relieve de la superficie y por efecto de las aguas corrientes los relieves se van desgastando hasta llegar a la penillanura, el arrasamiento de toda la superficie. Esta teoría se denomina teoría del ciclo de erosión o teoría de la peneplanación. Es una teoría que se extendió con mucha facilidad y fue rápidamente asumida por la comunidad científica pero fue inmediatamente rebatida. Mientras David piensa que hay hitos de movimientos tectónicos se demuestra que lo que hay es una continua actividad en la corteza terrestre. No hay ciclos de erosión sino sistemas de erosión. Erosión y formación se dan a la vez no por periodos como decía Davis. A la suposición de que la erosión se producía por las aguas corrientes le contestan que no es así en toda la Tierra, Davis toma como un todo lo que sólo pasa en las zonas de clima templado-húmedo. A la par que se desarrolla sus teorías, la escuela alemana está llevando a cabo un desarrollo de la geomorfología apuesto a sus planteamientos y engarzados a planteamientos más originarios de la geografía. La teoría alemana es más global e integradora, ven la naturaleza como un todo cuestionando los planteamientos de Davis. Destaca… - Albert Penck, representa un modo de hacer distinto. Utiliza un método inductivo frente al deductivo de Davis. Analiza las formas del relieve, establece una clasificación, busca su origen, estudia su evolución teniendo en cuenta siempre las condiciones climáticas. Realiza una distribución espacial de las formas del relieve y analizan qué relación tienen con el clima, la vegetación,…Así describen, clasifican y conocen su origen y evolución. De esta manera se sientan las bases de la geomorfología climática que no se consolida hasta el siglo XX. Estudian el tema Budel, Cholley, Troll, Birot, Tricart. Demostraron la influencia del clima en el relieve y que la activad tectónica y la erosiva actúan de forma simultánea. O lo que es igual, tectogénesis (formación) y morfogénesis (evolución) actúan a la vez. Son por tanto los que hablan de sistemas de erosión y no de ciclos de erosión aportando que los sistemas de erosión cambian como lo hace el clima. Es el concepto que sigue manteniéndose en la actualidad. Una parte se dedica a estudiar el clima, es la geomorfología climática fundada por Penck, y otra parte se dedica a estudiar los procesos que se dan en la naturaleza y que influyen en el relieve, es la geomorfología dinámica fundada por Tricart. Desarrollaron los trabajos de campo y laboratorio. Con todas estas aportaciones se forma la geomorfología moderna que estudia como se ha formado y como evolucionan las formas de la corteza de la Tierra. Se divide en: Geomorfología estructural “ dinámica “ climática Frecuentemente dinámica y climática se estudian como una sola. La estructural estudia el papel de las fuerzas internas en la configuración del relieve (o morfoestructuras). La climática estudia las influencias del clima en la génesis y evolución de las formas del relieve. La dinámica se dedica al estudio de todos los procesos que intervienen en la evolución del relieve.
Tema 3. Mecanismos de causalidad en Geomorfología. Tricart decía que las formas del relieve son consecuencia de la evolución y de la dinámica, es lo mismo que decir que el relieve es producto de la interacción de las fuerzas internas o tectogénesis o morfoestructuras y de las fuerzas externas o morfogénesis o morfoestructuras. Las estructuras que se forman en el relieve son el resultado de una acción combinada de factores que proceden en su mayoría de las fuerzas internas (3º columna izquierda que va a dar a Estructura). - Litología (1º columna), son materiales (rocas ígneas, sedimentarias o metamórficas). Todos los materiales están ligados a procesos tectónicos que son los que terminan creándolos. Hay procesos que hacen que los materiales se sepulten y así se producen condiciones para crear rocas nuevas. Cualquier sedimento de la superficie hasta que se convierte en roca sedimentaria sufre un proceso de diagénesis que está ligado a procesos que se generan al poner capas de sedimentos. Los materiales de la corteza son materiales ígneos, plutónicos, que se generan al enfriarse el manto. Algunos conceptos del cuadro: Equistosidad, de equistos, rocas que se generan al presionarse los materiales, son laminosas. Trituración, materiales que se ven afectados por una fractura al moverse la tectónica. Metamorfismo, materiales sedimentarios que se pueden convertir en metamórficas. Vulcanismo, materiales que salen al exterior al producirse una explosión volcánica. - Tectónica y tectodinámica. Se habla en el cuadro de tectoestática y evolución tectónica que podrían aparecer como una, la tectónica. Deferencias: La tectoestática, lo diferencia dentro de la tectónica para evidenciar que en la naturaleza nos encontramos deformaciones de la corteza que se produjeron alguna vez pero actualmente no están funcionando. Está estática, las formas fueron adquiridas. Evolución tectónica, es la evolución que haya sufrido pero actualmente puede estar sufriendo unas influencias que la varíen (la columna acaba en tectodinámica). Las tres columnas confluyen en estructura porque las influencias de la tectónica sobre unos materiales generan las estructuras. Donde ahora no hay actividad predomina la tectoestática, mientras que en las regiones tectónicamente activas (Japón, California) predomina la tectodinámica. Donde predomina la tectodinámica la evolución morfológica está muy influida por esa tectodinámica, la controla más que las características del clima. También hay una relación de la litología con la tectónica, los materiales a veces controlan las formas que van a general influyendo en los movimientos que va a haber. Ejemplo: diapirismo, forma de diapiro. Materiales menos
densos depositados debajo de materiales más densos. La tendencia natural de los materiales menos densos es a salir a salir al exterior. Se producen afloramientos en forma irregular que constituyen lo que se llama diapiro. Son arcillas, yesos, sales que se han depositado debajo de calizas,… Ocurre sobre todo cuando son materiales hidrófilos. Las fuerzas internas se influyen entre si. Los distintos tipos de rocas influyen también en la tectónica controlando el estilo tectónico (cuadro). No se debe confundir el paisaje que vemos con la forma que soporta ese paisaje. No se puede confundir topografía con relieve. Los relieves que obedecen a deformaciones tectónicas son monoclinales, relieves plegados de zócalo o apalachenses, de cordilleras jóvenes, relieves fallados que han sido rotos no plegados. También hay relieves que se dan porque se han formado sobre materiales concretos como por ejemplo los relieves volcánicos que se dan porque hay rocas volcánicas. Todos estos son relieves estructurales. Las fuerzas externas son la gravedad y las diferencias en las radiaciones solares en las distintas partes de la Tierra. Son responsables de la evolución que sufren las formas del relieve, de su modelado, de la escultura, de la evolución morfogenética del relieve. Hay dos barras en vertical: una recoge la evolución morfogenética y la otra lo referente a los sistemas morfoclimáticos. Cuando una forma de relieve aflora por efecto de la gravedad y la radiación solar se pone en marcha sobre la superficie una serie de procesos que van a modelar esa superficie. Esos procesos modelan tanto las formas estructurales como crean forma de modelado específicas. Además esas fuerzas morfogenéticas externas dan lugar a una diferenciación climática en distintas zonas de la Tierra y por lo tanto las formas de relieve y los tipos de modelado que se creen en las distintas zonas no van a ser iguales. Las formas de relieve y los modelados desde que se constituyen en la superficie están controladas por el clima actual y por todos los climas que le hayan afectado a lo largo de su historia, de su vida. Por eso junto a la columna de la evolución morfogenética está la columna de sistemas morfoclimáticos de los paleoclimas y del sistema morfoclimático actual. Cuando hablamos del relieve decimos que hay fuerzas orogénicas (horizontales) y epirogénicas (verticales). La isostasia es el conjunto de movimientos que equilibran las diferencias de gravedad en las distintas zonas de la Tierra, como la Tierra es achatada en los polos hay más fuerza de gravedad ahí que en el ecuador. Los fiordos o valles noruegos son influencia de los hielos cuaternarios que ha tenido como consecuencia el levantamiento de las costas, que siguen levantándose. La isostasia son por tanto reajustes. Las fuerzas internas influyen en las externas y viceversa.
II. GEOMORFOLOGÍA ESTRUCTURAL Tema 4. El sustrato litológico 1. Introducción Al enfriarse la Tierra se fueron condensando los materiales que se ordenaron según su composición. Las primeras rocas son rocas ígneas (del griego fuego). Cuando las rocas ígneas se someten a los agentes externos se erosionan y las partículas que desprenden se depositan en lo que se conoce como sedimentos. En las áreas donde se acumulan esos materiales se inician procesos de compactación,… Sufren, en definitiva, una diagénesis. Se constituyen así nuevas rocas, las sedimentarias. Parte de esas rocas, incluso también las ígneas, por procesos tectónicos se ven obligadas a aumentar su presión y temperatura lo que hace que a veces haya cambios mineralógicos y se forman así las rocas mineralógicas. A todo esto se le llama ciclo geológico de las rocas que explica como se han ido constituyendo los distintos materiales de la Tierra. El ciclo se completa cuando las rocas metamórficas se funden y se convierten de nuevo en magma que si sube a la superficie de la Tierra se convierte en roca ígnea. Para el estudio de las rocas usamos distintos criterios pero la clasificación de las rocas no tiene límites definitivos. El paso de un tipo de roca a otro es gradual. Características de las rocas: -Estructura, conjunto de rasgos y caracteres que presenta a escala microscópica (a simple vista) - Textura, conjunto de relaciones entre los granos componentes de la roca que se observan al microscopio. - Composición química y mineralógica.
2. Rocas ígneas Proceden del enfriamiento y solidificación del magma. 2.1. Tipos en función de su génesis: - Plutónicas o cristalinas. El magma se enfría de manera lenta y sufre presión en todas direcciones con lo que se va cristalizando a lo largo de un proceso dilatado de millones de años. Eso da lugar a rocas muy bien cristalizadas. También se llaman holocristalinas, holo=iguales.
-
Volcánicas, subvolcánicas o microlático-vítreas. Se enfrían por un proceso rápido. Los materiales no tienen tiempo para formar cristales y se crea una masa vítrea (cristalina amorfa) - Filonianas o microcristalinas. Están entre los dos tipos anteriores, aparecen en los filones. Estos tres tipos de rocas se presentan en la superficie terrestre de diversas formas. Los afloramientos de las rocas ígneas son: - Batolitos, una gran masa de rocas plutónicas que suelen aparecer sobre la superficie en extensos afloramientos (más de 100 kilómetros cuadrados). Sus límites están constituidos por diferentes rocas metamórficas que conforme nos alejamos del batolito van dejando de tener metamorfismo. - Lacolito, masa de magma con forma convexa, lenticular constituida por rocas cristalinas con diferente tipo de cristalinidad y que se ha formado porque ha habido una inyección magmática a favor de la superficie de discontinuidad (todos los planos que en una formación de rocas van marcando un cambio, disposición de los materiales en cuyos límites se va introduciendo el magma que levanta esa formación). En la superficie se refleja porque hay una convexidad. Esa entrada de magma forzada hace que los materiales en los que se inyecta al ser menos resistentes se deformen. Son de menor extensión que los batolitos pero también pueden tener diámetro kilométrico. - Sill, son masas magmáticas que se inyectan en una formación horizontal y se sitúan en la misma disposición de las capas en las que se mete formando una capa. - Facolitos, intrusiones del magma muy curvos porque son los que se meten en los pliegues de las charnelas (punto de inflexión de un pliegue) sin deformarlos - Filones, diques. Son intrusiones de magma en una formación rocosa. Tiene una forma larga y estrecha, con diversas variables y discordantes con la estructura en la que se encajan porque la atraviesan perpendicularmente. - Venas y apófisis, son parecidos a los filones pero más pequeños. - Chimeneas volcánicas. Tienen forma cilíndrica o prismática con disposición vertical. Se forman con materiales volcánicos que se solidifican cuando salen al exterior y que se enfrían por el propio conducto por el que salen. - Coladas o mantos de lava. Disposición más larga que ancha si son coladas y al revés si son mantos. Hay distintos tipos según la lava que los constituye. Si son muy viscosas se constituyen las coladas Aá o malpaís. Si son muy fluidas y discurren por una pendiente se constituyen las coladas pahoehoe o cordadas. Si la lava es muy homogénea que se va desplazando o solidificando de manera lenta el enfriamiento permite que se solidifiquen figuras como un esquema geométrico generando columnas muy específicas con formas prismáticas. Si es lava submarina el enfriamiento en el agua de esas lavas hace que se formen lavas almohadilladas o pillow-lavas. 2.2. Características rocas ígneas: - Estructura. Existen: tabular, planar, lineal, orbicular, pumítica (piedra pomed), amigdaloide, cavernosa,… - Textura: holocristalinas, granuda, sacaroide, vítrea,… - Composición Mineral esencial, el que aparece en proporción superior al 5%
Mineral accesorio, menos del 5% Mineral accidental, a veces no está. La roca no cambia Color, leucocratas (blanco) y melanocratas (negro). 2.3. Clasificación según su contenido en sílice El sílice es el elemento más abundante en las rocas ígneas: - Hipersilícicas o ácidas, más del 65% - Persilícicas o neutras, 65-55% - Mesosilícicas o básicas, 55-45% - Hiposilícicas o ultrabásicas, menos del 45%
3. Rocas Metamórficas: Son las rocas que se constituyen por procesos de metamorfismo, que es el conjunto de cambios textuales o arquitectónicos que ocurren en estado sólido con rocas preexistentes debido a la acción de agentes geológicos internos, fundamentalmente la Tª y la presión. El proceso de metamorfismo es una transformación de rocas preexistentes, supone la formación de nuevos minerales cristalizados, es capaz de disimular o anular las características de la roca que metamorfiza. Es también capaz de hacer desaparecer los restos fósiles que pueda haber en la roca original, es el resultado de someter a las rocas a las que afecta a unas presiones, a unas temperaturas mucho mas importantes que las presiones o el aumento de Tª que pueda sufrir unos sedimentos depositados, unos encima de otros y por lo tanto, como resultado del aumento de presión y Tª se generan un tipo de rocas, las rocas metamórficas, que tienen un carácter mixto porque resultan por un lado de la roca originaria y por otro lado del metamorfismo que hayan sufrido. En la naturaleza se dan diferentes procesos en los que las rocas se metamorficien, por un lado la orogénesis, que es la formación de nuevas montañas durante movimientos horizontales. Procesos endógenos que genera el Metamorfismo y tipos: a) Tectónica compresiva u orogénesis: metamorfismo regional o dinamometrico b) Emisión o intrusión de magmas a elevada Tª: metamorfismo de contacto o térmico. c) Tectónica de dislocación o fractura: metamorfismo cataclastico o dinámico. Es la facturación de los materiales o de fallas. Cuando un volumen importante de rocas se ven obligadas a romperse, la presión es tan grande que hay un sector que se metamorfiza y por tanto el proceso de fractura también contribuye un tipo de clataclastico Clasificación de Rocas Metamórficas: a. Corneanas: se atiende a su composición química, que proceden de rocas básicas o acidas y tanto unas como otras dan lugar a la orogénesis de rocas metamórficas muy compactas.
b. Cristalofílicas: tiene una textura mas grande y adquieren una estructura orientada, bandeada o laminada o foliada muy característica, que también se conoce como pizarrosidad Foliada
Pizarrosidad: pizarra (grano fino) Esquistosidad: esquisto (grano grueso, + de 20% de micas) Bandeado gnéseico: Gneis (grano grueso, no micáceo)
Roca Metamórfica Mármol: composición calcita No foliada Cuarcita: composición de cuarzo. Metamorfismo regional: es otro modo de clasificar las rocas metamórficas, diferenciadas en lugar donde se produjo. Hacen referencias al metamorfismo y a los Orogenos, que se han formado durante un periodo de tiempo, pero unos están en los bordes, en la parte inferior o superior y eso da lugar a metamorfosis diferentes. Hay 3 zonas: a) Epizona: en ella nos encontramos en los bordes unas rocas que se generan a partir de unos efectos de la presión, ya que la Tª no se ha elevado demasiado aún, son rocas en las que se puede adivinar la roca original y debido a que se forma por la presión, se le llama “Ictinitas” (rocas de presión) b) Mesozona: en esta zona el metamorfismo tiene un origen de carácter térmico y por eso se generan unas rocas llamadas “Embrechitas” (rocas de calor), son rocas corneanas o bandeadas. c) En la catazona, mas profunda, hay un valor muy elevado de las Tª y de presiones. Los materiales alcanzan un estado casi magmático y las rocas tienen un aspecto parecido al de las rocas plutónicas y reciben el nombre de Magmáticas y también se llaman Anatexitas por que un análisis puede diferenciarla de una roca plutonica. Estos procesos vienen a cerrar el ciclo geológico de las rocas, además del metamorfismo regional, existen otros dos: el de contacto y el cataclastico. Tanto uno como otro da lugar a la formación de Rocas Metamórficas.
4. Rocas Sedimentarias: Cuando cualquier roca aflora a la superficie es afectada por un proceso llamado como ”meteorización”. Son procesos que ponen en marcha acciones químicas, bioquímicas, acciones que hacen que las rocas se rompan, se oxiden… por efecto del agua, de los seres vivos… Y como consecuencia de esos procesos, se genera una serie de partículas que los agentes evacuadotes (agua, hielo) lo transportan lo depositan, constituyéndose entonces como sedimentos en unas áreas determinadas. Esos sedimentos pueden ser:
a. Detríticos: partículas sólidas b. Químicos y bioquimos: partículas disueltas o que se deben a procesos en los que intervienen los seres vivos. El depósito de esos materiales tiene lugar en lo que se llama los medios sedimentarios, que pueden constituir cuencas sedimentarias. Esos medios depositarios pueden ser: a. Continentales: fluviales, lacustres, glaciales y fólicas b. Costeros: playas, deltas, albuferas. c. Marinos: plataforma continental, fondo oceánico, arrecifes y depósitos de Turbiditas. Una vez que los sedimentos llegan a estos medios sedimentarios, conforme se van depositando unos encima de otros, también comienza un aumento de la presión y de peso y también comienza a desprenderse un mayor grado de Tª. Como consecuencia del peso, los sedimentos se compactan, como además, esa presión hace que aumente la Tª, la humedad que esta contenida en esos sedimentos va desapareciendo y sufren una cementación e incluso los iones que tiene el agua son capaces de poner en marcha reacciones químicas con los minerales que constituyen y generan minerales nuevos. A este conjunto de procesos que afecta a los sedimentos, como la recristalización, cementación y compactación, es lo que se llama en su conjunto como Diagénesis, por efecto del cual se genera las rocas sedimentarias. Estas rocas que se forman por la Diagénesis, tienen como todas las rocas características químicas y mineralógicas, además de la estructura y la textura, que permite conocerlas y clasificarlas. Por lo que se refiere a la composición, si se sigue un criterio químico se puede hacer una clasificación de las mismas. Viendo el tanto por ciento de óxido que contiene, o viendo el porcentaje de minerales que la constituyen. Desde el punto mineralógico, pueden aparecer todos los minerales de la naturaleza debido al proceso de Diagénesis. No es fácil hacer una clasificación de las Rocas Sedimentarias atendiendo a su composición. Desde el punto de vista estructural hay algunos rasgos que presentan las rocas sedimentarias, que son muy importantes tanto como para su estudio e incluso han servido para otra serie de conceptos en Geología. El rasgo estructural mas importante de las rocas sedimentarias es la disposición de las mismas en estratos. La estratificación es un rasgo estructural muy importante que consiste en la disposición de los materiales con capas homogéneas limitadas por superficies paralelas y que son consecuencia de cómo se van depositando las partículas sucesivamente en un medio sedimentario. Continuamente se han ido depositando partículas, pero hay momentos en los que hay mayor sedimentación que en otros. Cunado aparece un conjunto de estratos, la estratificación nos permite saber que los estratos inferiores tienen que ser mas antiguos y los superiores mas recientes. La estratificación ha permitido formar el “principio de superposición” denominando la parte inferior como “muro” y la superior como “techo”. Este rasgo de la estratificación ha permitido desarrollar la estructura de las rocas sedimentarias, por ejemplo, dentro de la estratificación se analiza el grosor que pueden tener un grosor elevado· y es lo que conocemos como “potencia”, que nos permite elaborar un concepto que es el de la “Continuidad lateral”, que depende del medio en que se haya sedimentado. La estratificación también permite conocer la disposición relativa de las partículas, esto hace referencia a que los estratos los podemos encontrar más o menos del mismo tamaño o de distinto tamaño.
Hay distintos tipos de partículas: a. Homométricas d. Masiva b. Heterométricas e. Agraduadas c. Laminacion cruzada f. Granuclasificacion No todas las capas tienen el mismo conjunto de partículas, es decir hay una laminacion cruzada. También se puede ver si el conjunto de partículas están bien ordenadas o desordenadas y entonces podemos ver una superposición caótica. También la estructura permite identificar la textura de superficie de estratificación, depende de que modo se haya formado ese estrato. Para que en la superficie queden restos del proceso como huellas de organismos, de corrientes o grietas de desecación. Otros rasgos, si es zona de movimiento se pueden ver rozaduras de oleajes y otra serie de rasgos. Además de los rasgos estructurales, en las rocas sedimentarias hay una serie de características observables al microscopio y que sobre todo a ayudado a conocer mas sobre las rocas de origen detrítico. La textura es un elemento que nos va a permitir su clasificación y en la textura se tienen en cuenta tres elementos que aparecen en las rocas detríticas, son la “Trama”, La Matriz”, y el “Cemento”. La “trama” son los granos de mayor tamaño, la “matriz” es la fracción fina, generalmente limo-arcillosa, depositado finalmente con la trama y que rellena huecos. El propio estudio de la trama permite distinguir diferentes tamaños de grano que constituyen diferentes tipos de rocas y entonces viendo la trama, se diferencian granos que se llaman “bloques”, se distinguen cantos, gravas, arenas, limos y arcillas. Esos diferentes tipos de granos dan lugar a diferentes clases de rocas sedimentarias, como las Ruditas, rocas sedimentarias detríticas con granos de tamaño bloque, o de tamaño canto y grava (conglomerados: conjunto de granos de diferente tamaño con granos redondos; y las brechas: con granos angulosos) Las areniscas son rocas cuyos granos son tamaño arena y las rocas son las areniscas. Las Lutitas, son rocas sedimentarias con granos de tamaño limo, arcilla como las limonitas olas arcillas. Conglomerados Areniscas Detríticas Limonitas Lutitas, lodolitas Rocas Sedimentarias Calcitas Evaporitas No Detríticas Rocas silíceas-aluminicas Rocas fosfatadas Rocas Orgonogenas
5. Escala estratigráfica del tiempo geológico: El tiempo en geomorfología abarca el tiempo de la duración del desarrollo de las formas del relieve terrestre y el tiempo de los procesos que intervienen en el mismo. Podemos clasificar a las rocas sedimentarias como sedimentarias propias o metasedimentarias, que son las cuarcitas y las pizarras. Las cuarcitas son areniscas que están formadas por pequeñas filas de cuarzo, es muy dura y rígida y con una estructura
que denota que a sufrido una diagénesis muy intensa en el tiempo. Las pizarras son arcillas o margas muy compactadas que se han endurecido y han adquirido esa estructura en láminas esquistosa debido a un aumento de la presión que sufrieron durante el periodo de diagénesis Es necesario hacer referencia a un concepto, que es la división del tiempo geológico. En geología, la edad de la Tierra es una escala amplia en cuanto a la Geomorfología. En geología es la edad de la Tierra y en Geomorfología abarca el desarrollo y los procesos de las distintas formas del relieve, así como su edad. Para explicar los factores de los relieves que nos dan los periodos anteriores. En general, se puede considerar que casi todas las formas del relieve, tienen un origen que no va mas allá de la era terciaria, que se han formado en los últimos 20 millones de años. Son formas relativamente recientes si se compara con la edad de la Tierra. Si nos referimos a los procesos, todavía, las formas del relieve son más jóvenes. Podemos diferenciar dos tipos de tiempos en Geología: a. Datación absoluta: es el periodo de tiempo transcurrido desde que se formo una roca o sucedió un acontecimiento determinado. b. Datación relativa: establece el orden en que se formaron determinados rocas o en el que ocurrieron determinados acontecimientos. En la datación absoluta, el descubrimiento de la radioactividad permitió el estudio de una muestra que contenía uranio y se llego a establecer la edad de esa muestra en 2000 millones de años. En la datación relativa, hay acontecimientos que han permitido elaborar una serie de principios que ordenan la sucesión de acontecimientos, y aplicando una serie de principios que ordenan la sucesión de acontecimientos, y aplicando una serie de principios de la Geología que se basan en principios aplicados a las rocas sedimentarias y han permitido ordenar las rocas y los acontecimientos en el tiempo. En Geología existen unos principios con la datación relativa que son: a. Principio de superposición, pone en evidencia que en una sucesión de estratos, las capas mas bajas son las más antiguas y las que están encima son las más recientes. b. Principio de horizontalidad vertical es el que se expresa así: los sedimentos que se depositan en el agua lo hacen en estratos casi horizontales y paralelos a la superficie en la que se están acumulando c. Principio de relaciones de corte, pone en evidencia que si un accidente tectonico o una intrusión magmática corta o atraviesa una formación se trata de acontecimientos posteriores a la formación que corta o atraviesa. Otra cuestión es el establecimiento de la edad relativa de los materiales, es la información que nos proporcionan los restos fósiles que se han mantenido en el interior de rocas sedimentarias. El uso de los fósiles para establecer la edad de los fósiles se empieza a establecer en los S. XVIII y el S. XIX por el geógrafo Smith y que dieron lugar al principio de las “Asociaciones faunísticas” que se pude sumar a los tres principios posteriores. Las asociaciones de fósiles se suceden unas a otras en una secuencia sedimentaria de modo que cualquier periodo de tiempo puede ser reconocido por su contenido en fósiles. De tal manera, distintas formaciones, de distintos lugares, tienen fósiles similares, esto implica que son formaciones de la misma edad y eso permitió a Smith establecer
una ordenación de las rocas y elaboró una primera columna estratificada y lo hizo con los sedimentos del sureste de Inglaterra, después esa columna fue completa con el análisis de otras formaciones de otros lugares, estableciendo paralelismos. Se hizo correlaciones estragraficadas, viendo que pasaba en un lugar y que pasaba en otro. Para la correlación estratificada, fueron muy importantes la presencia de algunos fósiles que ha habido a lo largo de la historia de la Tierra. Los fósiles guía han sido muy importantes para la datación relativa. Todos estos avances permitieron establecer la escala del tiempo geológico.
Tema 5. La estructura interna de la Tierra. 1.
Introducción
Para conocer el interior de la Tierra, la Geología nos aporta una serie de datos, pero solo alcanza unos miles de metro de profundidad. A través de las minas y los sondeos, lo único que se pone de manifiesto es que las rocas que hay son iguales a la de la superficie. La Geomorfología también aporta datos de tipo indirecto a través del estudio de materiales profundos que llegan a la superficie terrestre en forma de erupciones. Mas importantes son los datos que proporciona la Geofísica, que lleva a cabo una serie de mediciones que nos ha permitido un conocimiento sobre la estructura, el contenido del interior de la Tierra, la información que nos proporciona procede de los estudios sismológicos, gravimétricos y estudios geomagnéticos y paleomagnéticos En el primer caso, se trata del estudio de las trayectorias que siguen las ondas sísmicas. En el segundo caso, se ha puesto en evidencia, que las diferencias de la gravedad que hay en las distintas partes de la Tierra y como estas diferencias se manifiestan en sentido vertical. En tercer lugar ha permitido conocer como ha variado el campo magnético a lo largo de la historia y la relación que eso ha tenido con la tectonica global, con los diferentes movimientos que han ayudado a construir las distintas líneas del relieve. Junto a los datos Geológicos y Geofísicos hay datos que proceden de meteoritos, cuerpo
celeste que llega a la Tierra y que tiene una compuesta y estructura similar a la de la superficie terrestre.
2. La información de la Sismología: Por lo que se refiere a los datos sismológicos, sabemos que de manera continuada tiene lugar en la superficie un conjunto de terremotos, la mayor parte no se perciben, y son movimientos que aunque pueden producirse hasta los 700 Km. de profundidad, lo normal es en los primeros 100 Km. En el lugar donde se produce un terremoto, el foco, su reflejo en superficie es lo que conocemos como epicentro. A partir del foco donde se produce se genera una serie de ondas sísmicas que se propagan en todas direcciones. Son movimientos vibratorios que afectan a las partículas por donde se propagan, son ondas con diferente dirección. El estudio de estas ondas sísmicas ha servido para conocer la estructura interna de la Tierra. Cuando se produce un terremoto, se activa un conjunto de ondas, que pueden ser primarias, longitudinales o “P”.Son ondas originadas por comprensión, en las que las partículas afectadas se mueven hacia delante y hacia atrás, son las primeras que llegan a los sismógrafos y por ello se llaman primarias o “P”. Junto a estas ondas, están las ondas trasversales, secundarias o “S”, porque las partículas vibran. Su conocimiento es interesante porque no se propagan en masas marítimas Por otro lado, encontramos con las ondas largas o “L”, que se propagan en superficie, llevan una velocidad constante en su recorrido y son las responsables de las sacudidas mas devastadoras. En general, la velocidad con que se propagan estas ondas, depende de cómo sea el medio por el que se propaga, de cómo sea de denso el material y se ha observado que cuanto mas rígido sea el material, mayor velocidad alcanza las ondas sísmicas y eso debe suceder conforme profundizamos en el interior. De hecho el estudio de las trayectorias que siguen estas ondas ha puesto en evidencia que van cambiando de dirección en su recorrido, lo cual quiere decir que se propaga en un medio heterogéneo, se ha observado como a ciertas profundidades, las ondas sufren cambios bruscos de dirección y esas zonas donde se producen esos cambios se les ha denominado como “Discontinuidades Sísmicas”. Esas discontinuidades son fundamentalmente tres de primer orden y luego hay otras secundarias. Podemos distinguir entre: a. Discontinuidad de Mohorovicic: 35 – 40 Km./ 10 Km. en agua b. Discontinuidad de Gutemberg: 2900km. c. Discontinuidad de Wiechert: 5100km. El estudio de las trayectorias ha permitido ver que hay cambios de dirección y se han localizado tres áreas donde se producen las discontinuidades. Además de estas discontinuidades, hay otras menores como la “Discontinuidad de Conrad”: 15km; y la “Discontinuidad de Repetti”: 700km, que coincide con el punto donde se han localizado los terremotos mas profundos. Las discontinuidades de primer orden, ha sido la base a partir de la cual se ha establecido un modelo geoquímico en el interior de la Tierra, que consiste en la existencia de tres capas concéntricas. La capa más superficial es la corteza, la capa intermedia el manto y en la capa más profunda el núcleo. Teniendo en cuenta los datos aportados por la sismología, la Tierra se puede considerar formada por capas
concéntricas de diferente composición separadas por superficie de discontinuidad igualmente concéntricas. La capa más superficial es la corteza, que esta limitada en su parte inferior por la Discontinuidad de Mohorovicic, entre dicha discontinuidad y la de Gutemberg se extiende el Manto, y por debajo de la Discontinuidad de Gutemberg, hasta la discontinuidad de Wiechert se encuentra el Núcleo. Yendo desde lo más profundo, el núcleo se puede diferenciar en dos tipos, uno interno y otro externo, también se puede llamar como núcleo o nucleolo. El externo iría desde la discontinuidad de Gutemberg hasta la de discontinuidad de Wiechert, es una parte que se comporta como un líquido, ya que no transporta las ondas “S”, y a partir de los 5100km hasta el centro mismo, se extendería el Núcleo interno. Su composición ha sido objeto de muchas hipótesis, es un núcleo metálico compuesto por hierro, níquel, silicio, carbono y azufre. El manto es la capa intermedia de la Tierra que se extiende entre la Discontinuidad de Gutemberg hasta la Discontinuidad de Mohorovicic, y en esta capa se diferencia una discontinuidad de segundo orden a 700km, que es la Discontinuidad de Repetti, que permite diferenciar un manto superior y otro inferior. El superior iría desde la Discontinuidad de Mohorovicic hasta la de Repetti y el inferior que iría desde la Discontinuidad de Repetti hasta la Discontinuidad de Gutemberg. El manto externo tiene una gran importancia puesto que la corteza terrestre se formo a partir de las partes superiores del manto, del enfriamiento de la Tierra. Cada vez se tiene mayor convicción de que toda la dinámica de la corteza esta muy en relación con lo que ocurre en la parte superior del manto. Los fenómenos orogénicos, los volcánicos y los sismológicos están en relación con la dinámica que se generan en la parte superior del manto. La corteza no tiene un espesor uniforme, esta constituida por distintas capas. La corteza terrestre es la más heterogénea, porque al estar en contacto con la Atmósfera y con el manto, hay una interacción continua entre cosas que ocurren en el interior y en el exterior. Esta corteza comprende desde la capa más superficial hacia la más interna. No obstante se pueden diferenciar tres tipos de capas: a. La primera es la “capa sedimentaria”: es una capa discontinua, que esta constituida por las rocas sedimentarias que se han depositado a lo largo de la historia geológica, constituyéndose espesores de varios miles de km, mientras que en los fondos marinos apenas existen (los primeros 500 o 1000m). b. La capa granítica, intermedia, es la corteza continental, que esta constituida por rocas de tipo ígneo o platónico. También se le conoce como “Sial” o corteza continental. Esta capa tiene un espesor de 15 o 20km por debajo de los continentes y no existe en los fondos de los océanos. c. La capa basáltica u oceánica (Sima): esta capa tiene una composición volcánica, de los basaltos y es la capa que constituye el fondo de los océanos, que aflora directamente a los fondos o puede estar debajo una capa sedimentaria. Junto a esta primera división geoquímica, existe otra división intermedia de la Tierra, que esta basada en el comportamiento de los materiales: a. La Litosfera: los primeros 100km.
b. La Astenosfera: esta por debajo de la Litosfera y llega hasta los 700km de profundidad. En este punto hay movimientos que se han puesto en relación con lo que ocurre en la Litosfera. c. La Mesosfera: esta situada entre los 700km de profundidad y los 2900km, es el resto del manto. d. La Endosfera: es la capa que coincide con el núcleo, esta situada a mas de 2900km de profundidad.
2. La información de la Gravimetría: Los estudios gravimétricos están basados en el estudio de la gravedad, de este modo se realiza la “Teoría de la Isostasia”, la teoría del equilibrio, de la estabilidad de la corteza terrestre. Es la teoría que intenta explicar como a pesar de la diferencia de gravedad en las distintas partes de la Tierra, la corteza permanece estable. Cuando se mide la gravedad en las distintas partes de la Tierra, que se observa que hay unas diferencias del valor de esa gravedad por el desigual reparto de las tierras y los mares. La Tierra no es una esfera perfecta, de tal manera, que en principio la gravedad que le corresponde a cada parte de la Tierra, esta en relación con su latitud y con su altura, y en principio, aquellas partes mas altas de la Tierra, debían tener mayor gravedad y las partes mas bajas, deben tener menor gravedad. Pero distintas mediciones llevadas a cabo, en unos sitios y en otros a puesto en evidencia lo contrario. En los continentes y los macizos montañosos, hay una anomalía negativa de la gravedad y en las zonas bajas hay una anomalía positiva de la gravedad. Anomalía del valor de la gravedad: es la diferencia obtenida por la medición directa sobre un lugar y el teórico que le debería corresponder por la latitud y la altitud. Estas anomalías de la gravedad parecen indicar que hay un déficit de masa en las masas continentales frente a las masas oceánicas. Eso solo puede interpretarse observando que los materiales de las montañas deben ser menos densos que en el fondo de los océano. No obstante, constatándose estas diferencias, debe existir una zona en la que desaparezcan, porque conforme profundizamos en la corteza, van desapareciendo esas diferencias de gravedad. En ese sentido, hay diversas teorías que intentan explicar esta composición isostatica de la corteza terrestre, como es la “Teoría de Airy” y que se basa en principios de la Física y que intenta explicar que esa estabilidad se produce porque los bloques continentales, cuanto mas sobresale su relieve, mas hunde sus raíces en el interior de la Tierra. Modelo de Pratt: supone que la corteza tiene su base en la misma profundidad y lo que ocurre, es que las zonas mas elevadas están formadas por materiales menos densos, y las mas deprimidas por materiales mas densos. La densidad de la corteza sería cuanto mayor relieve ofreciera al exterior. Dinámica de la Corteza: el conjunto de movimientos que construyen la estructura del relieve, se denomina “Tectónica o Diastrofismo”, que es necesario conocer, puesto que la dinámica de la Litosfera, es la constante de la construcción de las grandes estructuras y de los elementos del relieve que estudia la Geomorfología. Los movimientos que tienen lugar en la Litosfera, constituyen la Tectónica o el diastrofismo y su actividad hace que los materiales de la Tierra permanezcan como están o por el contrario se deformen, se alteren, se desplacen, tanto en sentido vertical como horizontal. Esta dinámica litosferica, es algo que actúa de manera permanente, es un
factor constante activo, aunque con variaciones notables en su actividad según los momentos y según los lugares y es un factor que además interactúa con los procesos externos. Tectónica o diastrofismo: es el conjunto de movimientos que tienen lugar en la corteza o superficie terrestre. Se pueden diferenciar dos tipos de movimientos: a. Epirogénesis: son movimientos de carácter vertical. b. Orogénesis: son movimientos de carácter horizontal. Tanto la epirogénesis como la Orogénesis afectan a los niveles más externos de la corteza y deforma los materiales de la Tierra. Son procesos que actúan permanentemente o continuos, aunque no es algo que lo haga siempre en todas las partes con la misma intensidad, tiene variaciones cualitativas y cuantitativas según los lugares e interactúa con los procesos externos que modelan el relieve. La Epirogénesis tiene un carácter vertical, afecta a sectores amplios de la corteza a los que deforma elevando o hundiendo; pero como son movimientos de gran radio, en su conjunto, los movimientos epirogénicos no producen variaciones marcadas en el territorio. Por ello se dice que es un movimiento que genera “estructuras calmas”. Cuando el equilibrio isostatico se rompen, los movimientos epirogénicos tienden a compensarlos, porque cuando la tectónica hace que las formas del relieve se eleven, la erosión empieza a atacarla, luego la gravedad esta variando. De hecho hay ejemplos en la naturaleza que permiten ver procesos epirogénicos ligados a las variaciones del Cuaternario, que han llevado como consecuencia reajustes isostaticos. En concreto, la presencia de grandes masas de hielo que cubrieron la mayor parte del Hem. Norte llevaron consigo, que las partes de la corteza afectadas se vieron hundidas y que cuando tuvo lugar el deshielo, pues la descarga de peso que supuso, ha tenido en consecuencia una elevación de esos territorios, es lo que se llama como “Glacioisostasía”, que conllevó un glacioenstatismo en los países nórdicos, se han elevado 250m en los últimos 10.000 años. Por lo tanto, las diferencias que se dan en la vertical, entre masas oceánicas y continentales se resuelven con elevaciones y hundimientos, con descensos y ascensos epirogénicos y que aunque son lentos, tiene mucha importancia en la dinámica de la corteza. En España, el hundimiento del noreste peninsular y levantamiento de las costas levantinas dio lugar a una compensación. La Epirogénesis es un movimiento tectónico que suele afectar al interior de los Zócalos o Cratones, y esta epirogénesis propia de los Zócalos, ha producido levantamientos, ascensos y descensos, lentos y sostenidos a lo largo del tiempo. Generalmente, hay áreas animadas por abombamientos, que han sido afectados por una epirogenia positiva, hacia arriba, y que reciben el nombre de “Anteclises” (forma convexa). En otros casos, si han sufrido un movimiento epirogenio negativo, hacia abajo, han creado áreas deprimidas, áreas propicias para la sedimentación, con forma cóncava, es lo que se conoce como “Sineclises”. Estas grandes estructuras, anteclises y sineclises, aparecen en los zócalos de la corteza, permiten que en su superficie afloren un tipo de rocas u otro, porque, lógicamente, en el caso de las anteclises, esa disposición convexa, impide en mayor medida que en el caso de la sineclises, el deposito de materiales y facilita que afloren las rocas mas antiguas, plutonicas, metamórficas o sedimentarias antiguas. En la sineclises, son estructuras que facilitan la sedimentación de materiales, son áreas donde
predominan las rocas sedimentarias que reciben el Zócalo y suelen aparecer en ellas rocas mucho mas recientes. Por lo tanto, la epirogénesis es un proceso que influye en la configuración del relieve de gran parte de las masas continentales, porque va determinar, según sea mas o menos el tipo de roca sobre el que se va a desarrollar el modelado y además influye porque introduce variaciones en la disposición que adopta las rocas sobre todo en la Sineclises. Esta disposición cóncava va a determinar que las formas sedimentarias son propicias a adquirir una disposición plana, aclinal, y que sin embargo, en los bordes, es inclinado. Va a determinar que aparezcan estructuras monoclinales en los bordes. La epirogénesis va a influir en la parte de la formación de los relieves de los continentes. La orogénesis: es un movimiento de carácter horizontal, de ese movimiento horizontal se derivan movimientos en sentido vertical, es la Tectonica que afecta a lo que se llamó como Orogenos o geosinclinales. Esas franjas estrechas y largas que se han desarrollado en los bordes de algunas placas litosfericas, donde en distintos periodos de la evolución geológica de la Tierra, se han depositado importantes volúmenes de materiales y que la movilidad horizontal de las placas litosfericas a plegado o fracturado o levantado y ha tenido como consecuencia que se conviertan en cordilleras de plegamiento, en montañas. Se llaman Orogenos porque son los lugares donde se forman las montañas. Frente a la actividad tectonica de la Epirogénesis, la orogénesis, genera estructuras atormentadas y crea las cordilleras. En la Orogénesis también puede haber desajustes verticales, no olvidemos que es una tectonica de carácter horizontal o lateral. Son los movimientos, los verticales, que han afectado a unos lugares distintos de las cortezas, son unas franjas alargadas que aparecen en los bordes de los zócalos y se van acumulando los sedimentos hasta crear las cordilleras de plegamiento. Evolución de un geosinclinal: la Orogénesis es un tipo de tectónica que afecta a los sinclinales y que tiene como resultado las cordilleras de plegamiento. Cada una tiene una historia propia, puesto que se trata de estructuras que se han formado después de millones de años. Por tanto, no es fácil reconstruir la historia de las cordilleras, pero no obstante, se puede deducir en general, viendo que materiales, como estan dispuestos y se llega a la conclusión de cómo se ha podido formar. Cuando se observa una cordillera, suele distinguirse un eje, la zona axial, donde afloran los materiales metamórficos, en torno al cual, se alinean una serie de formaciones y además se observa que aparecen unos casos de rocas volcánicas de distinta época y eso ha permitido distinguir una serie de etapas en la evolución de un geosinclinal, desde que aparece hasta que ese espacio desaparece por una cordillera: Primera fase: hay un predominio del hundimiento del fondo del geosinclinal, en el que se van acumulando grandes espesores de sedimentos, y a la par, van llegando a ese fondo erupciones volcánicos, en esas áreas hay lavas de carácter básico, que va a constituir lo que se llama como “volcanismo inicial o preorogénico” Segunda fase: la tectónica de placas litosfericas, tiene como consecuencia que se inicie el plegamiento de los materiales y empiezan a emerger lo que será la futura cordillera y se presentará en forma de archipiélago paralelo a la costa y se ha observado que también hay erupciones de lava de carácter básico. Tercera fase: se observa que hay un aumento de la cadena emergida, cada vez hay más volumen de montaña emergida y que va siendo erosionada por los agentes externos
y los materiales que están en el interior del geosinclinal, siguen metamorfiandose por las altas presiones. También aparecen lavas de carácter ácido. También hay magnetismo y volcanismo. “Sin-Orogénicos”. Cuarta fase: emerge por completo el Orógeno que viene a ocupar el área que antiguamente había estado ocupada por el geosinclinal. De esa manera se constituye una cordillera con una estructura compleja organizada en torno a un eje, que es donde aflora. Las rocas metamórficas y magmáticas, donde la elevación final del orogeno esta en relación con: por un lado la pérdida de materiales por la erosión conforme ha ido emergiendo la cadena, y además, el hecho de que cese la tectónica que ha generado esa cordillera, pues tiene como consecuencia la génesis de grietas y fracturas a través de las cuáles pueden llegar nuevas emisiones magmáticas, que constituye el volcanismo “postorógeno” y que puede durar hasta tiempo después de estar formada la cordillera..
Tema 6. Teorías Orogénicas, Tectónica global: Para explicar la formación del relieve, existen distintas teorías: 1. Teorías Fijistas: son las que reúnen todos aquellos autores que han pensado que los continentes y los mares tienen la misma forma durante todo el tiempo. Son teorías verticalistas. 2. Teorías Movimilístas: la distribución de los continentes y océanos no es la que ha existido a lo largo de la historia de la Tierra y que ha habido desplazamientos dentro del globo que han situado en otros momentos, la disposición de los continentes y los océanos. Son teorías horizontales. Actualmente, se ha hecho una síntesis sobre diferentes aspectos sobre la movilidad de la corteza y con esos avances se ha elaborado la Teoría de las Placas, que intenta dar una visión de la tectónica general que afecta a la Tierra y ha tenido como consecuencia los distintos relieves.
Teoría de Alfred Wegener (1880-1930): Es una teoría movilista horizontalista y se elaboro en 1915 y que se denomina como “ Teoría de la deriva continental o de las transformaciones”. Este investigador estudió la semejanza que hay en la superficie terrestre entre las dos orillas del Océano Atlántico, la de América y la de África. Wegener pensó que en los orígenes había un único continente, “La Pangea”, y con un único océano, “Panthalasia”. De esa masa continental, comienza una evolución que va fragmentando el gran continente. En el Carbonífero, la última etapa del Paleozoico, se separa Sudamérica y África en el Triásico, hay una división de la Pangea en dos continentes, uno septrentional y otro meridional (Laurasia y Gondwana). Todos los bloques que hay en Gondwana van
separándose, al igual que en Laurasia (Europa y América del norte) hasta llegar a la configuración actual. Causas: esta historia de la formación de la Tierra, llevó a Wegener a explicar como había sido aquello. Había sido motivo por los movimientos horizontales causados por lo que se llama “Deriva Polarífuga” y por la “Atracción lunar”. La deriva polarífuga es el resultado de la fuerza centrifuga que lleva como consecuencia la Rotación de la Tierra, que supuso que los bloques continentales se agruparan hacia el ecuador. Junto a aquello la atracción lunar es capaz de actuar sobre los bloques continentales y frenar su desplazamiento con respecto al movimiento general de la Tierra en sentido Oeste-Este, la atracción lunar frena este movimiento. Eso explicaría la traslación o formación de continentes en sentido a loa meridianos. El movimiento de rotación (deriva polarífuga) sería el responsable de todas las cordilleras del Hem. Norte y la atracción lunar seria la causante del relieve que tiene una formación meridional. Esta teoría tuvo una gran resonancia de alcance internacional, fue aceptada por la mayor parte de la Comunidad Científica, pero también fue rechazada por otros autores que la sometieron a critica y fueron desmontando los razonamientos de Wegener, sobre todo las causas. Ello ocasiono que se dejara de utilizar su teoría por los Fijistas. A partir de los años 50 del S. XX la idea de la movilidad horizontal se volvió a utilizar. Se empezaron a hacer estudios geofísicos y geológicos que han permitido elaborar una interpretación global sobre la formación, la dinámica y disposición de los continentes. Los aspectos fundamentales son la expansión de los fondos oceánicos, la teoría de las placas y la corriente de convección y puntos calientes, “Hot spots”
Expansión del fondo oceánico: Hay una hipótesis elaborada por R. S. Dietz y H. Hesse. Elaboran una teoría formada por las aportaciones de F. Vine y D. Matthews. En conjunto, las aportaciones de todos ello contribuyo a la expansión del fondo oceánico. Se hicieron estudios, datos que se pueden agrupar sobre la distribución de las edades de los sedimentos oceánicos. Se estudio las dorsales oceánicas y se descubrió e interpretó las anomalías magmáticas. Esa hipótesis del fondo oceánico ha permitido el conocimiento de cómo se mueve el fondo oceánico y ha aportado datos muy importantes. Las dorsales oceánicas, se descubrió que hay una serie de relieves submarinos (dorsales) que se extienden a lo largo de unos 64000km de longitud, que comprenden montañas que alcanzan la altura de 1500 o 2000 metros. La primera dorsal que se descubrió fue la del Atlántico, que lo divide en dos partes, es la Dorsal Atlántica, que surge desde el norte de Finlandia, hasta el sur de África, y llegando hasta el Océano Indico. Transversalmente, esta constituida por dos alineaciones montañosas separadas por una fosa tectónica. Longitudinalmente, están separadas por segmentos separados por fallas transformantes. Los “rifts” centrales presentan valores de flujo térmico más elevado que el de las otras zonas oceánicas. En otros puntos, las dorsales afloran y se crean las islas. Distribución de los sedimentos oceánicos: se ve que los sedimentos que están cerca de las aguas continentales tienen un mayor espesor frente a los sedimentos oceánicos. Hay una escasa sedimentación sobre los fondos oceánicos. Esta contribución
ha supuesto que las aguas emergidas son las que se erosionan y aportan partículas a los mares y a los bordes, es donde llegan más estas partículas, por ello hay más espesor. Los sedimentos oceánicos tienen poca edad. Anomalías magnéticas en las áreas próximas a los dorsales: a lo largo de la evolución, junto al polo geográfico, existe un polo magnético diferente, pero que existe una declinación. Cuando se forma el relieve, los elementos metálicos que contiene se polarizan y en el polo, el metal se magnetiza y una prueba de ello es la Brújula. De tal manera, se ha observado una serie de anomalías de esos materiales. Se ve que si a un lado y a otro de las dorsales, se elaboran los perfiles magnéticos de las rocas que hay, pues se observa que hay a un lado y a otro hay una sucesión alternante de bandas de rocas con anomalías positivas y negativas. Bandas de rocas similares que van situándose de manera alternante con polaridad actual y otras diferente. Se formaron cuando la polaridad magnética de la Tierra había cambiado. Todos estos datos son los que permitieron establecer la “Teoría de la Expansión de los fondos oceánicos”: 1. las dorsales oceánicas son zonas de ascensión de materiales del Manto. 2. esos explica su elevado flujo térmico 3. los materiales se derraman a ambos lados de las dorsales cuando la corteza oceánica…* 4. debido a este proceso, los océanos se van ensanchándose y los continentes separándose. Esta teoría explica la escasez y poca edad de los materiales oceánicos, y la distribución simétrica de las Bandas de Anomalías magnéticas a ambos lados de la Dorsal. La expansión de los océanos es la responsable de los desplazamientos continentales: los océanos presentan zonas de acreción: se observa que hay unas zonas de acreción que coincide con las dorsales, donde se crea corteza oceánica y en los bordes de las placas continentales hay un choque de la corteza oceánica con la continental y la corteza oceánica se mete por debajo de la corteza continental y se reintegra de nuevo hacia la parte profunda del manto. Son las llamadas áreas de subducción, que están constituidas por una fosa oceánica o continental, estrecha y alargada, paralela a un arco insular, constituido por relieves jóvenes. Son zonas donde hay una gran actividad sísmica, en las que se han detectado los terremotos más profundos, que llegan hasta los 700km e profundidad, y zonas de actividad intensa volcánica. Las zonas de subducción: a) son los lugares donde se producen la destrucción de la corteza terrestre. b) Son las regiones de máxima actividad sísmica. c) En ella se localizan los seísmos de poca profundidad, en las “zonas o placas de Benioff” d) Es una zona de intensa actividad volcánica. Se han localizado diferentes zonas de subducción, como en Nueva Zelanda. Al estudiar la distribución de las dorsales y las áreas de subducción, la litosfera esta formada por una serie de bloques o placas que se llaman “Placas Tectónicas”. Unas de carácter continental, otras oceánicas y otras mixtas limitadas, bien por dorsales, áreas de subducción y con el conocimiento de estas placas se ha podido hacer una interpretación de la tectonica global. Existen diferentes placas tectonicas que a su vez se dividen en
subplacas, que son la Placa Norteamericana, la Sudamericana, la Pacifica, Euroasiática, Africana, Indoaustraliana y la Placa Antártica. La placa Norteamericana y la Sudamericana, comprenden gran parte del Océano Atlántico y del continente norte y sudamericano, que están limitados por un lado por la dorsal atlántica y al otro lado por la dorsal pacifica. La placa Sudamericana, esta limitada por una zona de subducción, que tuvo como consecuencia la creación de los Andes, tiene un movimiento en dirección horizontal. La placa pacifica es exclusivamente oceánica. La placa Euroasiática ocupa Europa, Asia y la mitad oriental del Atlántico hasta la dorsal. En ella ha habido movimientos de comprensión producidos por la Placa Africana por un lado, la Indoaustraliana por un lado e incluso por la Placa Pacifica, que dieron lugar a la génesis del sistema montañoso alpino y el del Himalaya. La Placa Africana comprende el continente africano, la mitad oriental del Atlántico y la mitad oriental del Índico. Esta Placa Africana, en su parte oriental, tiene una zona de distensión, a través de un sistema de fosas, que se extiende desde el mar Rojo hasta el lago de Nyassa. La Placa Indoaustraliana comprende Australia, la India, gran parte del Índico y parte sudoccidental del Océano Pacifico, esta separada de la placa pacifica por una zona de subducción que hay próxima a Nueva Zelanda La Placa Antártica tan solo comprende la Antártica. Hay que poner en evidencia que estas placas litosfericas, se mueven unas a otras con respecto a otras, alejándose o acercándose entre sí. Su límite puede ser zonas de acrecion o de subducción, o incluso fallas transformantes. Por ejemplo, la placa pacifica esta limitada por la dorsal del pacifico oriental al este, es una zona de acrecion (placas divergentes), por las fosas que bordean el pacifico por el oeste y que tiene una zona de subducción (placas convergentes). En otros lugares por fallas transformantes, como la Falla de San Andrés Corrientes de convección: Hasta ahora se piensa que la fuerza motriz, el motor capaz de desplazar las capas son las corrientes de convección del manto. El efecto, parece ser, que debido a las altas temperaturas que se alcanzan en el manto, producen una serie de corrientes de convección, que conlleva movimientos verticales de materiales a elevadas temperaturas y que llega a la superficie terrestre, a través de las fosas continentales de los rifts centrales y se derraman a ambos lados de las mismas, luego vuelven a la misma zona por las áreas de subducción. Hoy día se piensa que las corrientes de convección no son los únicos motores por los cuales se pone en movimiento la litosfera, sino que la presencia de conjuntos de islas de naturaleza volcánica, archipiélagos volcánicos que en algunos lugares ha permitido llegar a la conclusión de que hay unos lugares que constituyen puntos calientes, “hot spots”, a través de los cuales también llega a la superficie material de las partes elevadas del manto y que contribuye a esa movilidad continental. Todavía se sigue investigando de donde proceden esos puntos calientes, no es una teoría cerrada. Evolución de las masas continentales:
Se ha puesto de manifiesto que la actual disposición de las placas litosfericas es el resultado de una evolución compleja, que durante el Pérnico (última etapa del paleozoico) existía una única placa continental, Pangea, que estaba rodeado por el Océano Pantalassa, y que se va fragmentando por la aparición de grietas de expansión por la génesis de las cordilleras dorsales oceánicas. Primero se forman dos continentes, al norte y al sur de ecuador, que son el continente de la Eurasia y el continente de Gondwana, empieza a haber una masa oceánica, la Mesogea, y esa dinámica continua hasta el Cretácico y se termina por individualizar las diferentes masas continentales que hoy conocemos, y que es una dinámica que continua hoy día a través de los diferentes áreas de acreción y subducción que hay sobre el globo terráqueo.
Tema 7. Los grandes conjuntos estructurales de la Tierra. En una gran división de los relieves de la Tierra, nos encontramos con los relieves continentales, unas claras unidades estructurales: son lo que tradicionalmente los geólogos y los geomorfologos han denominado como “Zócalos” y “Cordilleras de Plegamiento” o bien “Cratones” y “Orogenos”. En el caso de los Zócalos, se trata de áreas de corteza continental muy consolidada, constituyen la base o el núcleo de las masas continentales, donde hay áreas muy arrasadas o erosionadas por que los movimientos orogénicos o las tectonicas que le hayan sucedido, lo han hecho tantos años atrás, que con relieves que se encuentran muy erosionados. Sin embargo, los zócalos están constituidos por los materiales sedimentarios que han ido acumulándose para después metamorfizarse. Los Zócalos comprenden por un lado un conjunto de “cuencas sedimentarias”, de forma que se llaman “escudos” y otro conjunto de formas que son los “macizos antiguos” Dentro de cada conjunto, hay zócalos orogenos, esos zócalos, estructuras más antiguas de la Tierra, son partes muy endurecidas de la corteza terrestre y que están formadas por rocas ígneas, platónicas y por rocas metamórficas que van a constituir cuencas sedimentarias, escudos y macizos antiguos.
Los Zócalos: 1. Las Cuencas Sedimentarias: Son áreas de zócalo que han tenido algún tipo de movimiento hacia abajo y que en un momento determinado, estuvieron cubiertas por un mar o un lago, tiempo durante el cual ha habido una sedimentación, son partes del zócalo, cuando el mar o el lago se han retirado, la erosión actúa sobre esos sedimentos y deja en evidencia ese tipo de estructura. Al ser áreas que tiene forma cóncava, en muchas veces a sido aprovechada por las aguas y por ellas discurren los ríos, por ejemplo, la cuenca del Amazonas o del Congo. Dentro de ese conjunto de formas antiguas sobre las que han sido ocupadas por las aguas, hay unas que se formaron en el Precambico (cuencas precambicas) y otras a
finales de la era primaria, finales del Paleozoico, como consecuencia de una Orogenia que hubo al final de la Era Primaria. Son las cuencas “Caledono-Hercinianas” 1. las cuencas Precambicas: tiene una gran extensión superficial, con millones de Km2, aparecen distribuidas por todas las latitudes de la Tierra. Nos encontramos con la plataforma báltica, la plataforma ruso-siberiana, la plataforma canadiense, la plataforma africana, la australiana, la india y la plataforma brasileña. Estas cuencas tienen una estructura monótona, tienen una cobertera de materiales sedimentarios muy estrechas, lo cual quiere decir que estuvo ocupada por aguas durante poco tiempo. Las estructuras del relieve son de carácter plano, aclinal. En algunas zonas de estas áreas de relieve pueden resaltar algunos escarpes, salientes, que por su naturaleza más resistente han resistido a los ataques de la erosión. No obstante frente a estas cuencas precambicas, nos encontramos otras que se formaron en la orogenia caledoniana. 2. las cuencas caledonianas-hercinianas: se localizan en las latitudes medias, la mayor parte en Europa. Son cuencas más pequeñas que las precambicas (decenas de miles de km2. en este caso se encuentra la cuenca de Paris, la del sur de Polonia, la cuenca anglo-belga y la cuenca de Bohemia. En todas ella aparecen una diversidad de formas mayor que las cuencas que se formaron en el Precambico. Además la cubierta sedimentaria tiene una mayor potencia que las que tienen las cuencas precambicas y se observa que hay una alternancia de rocas blandas y duras. En este ámbito, el hecho de que estas cuencas han estado sumergidas ha permitido una mayor sedimentación, un conjunto de relieves planos, tabulares, aclinales, incluso que haya relieves monoclinales, pero que al verse afectados por movimientos orogénicos, ha permitido que en estas cuencas se hayan podido romper materiales. Según el lugar donde se han formado y la tectonica que tenga, poseen características propias. a. la Cuenca de Paris y Londres, hay un aspecto más general de cubeta donde predomina relieves planos. b. La Cuenca de Aquitania: como ha habido otras orogenias, ha afectado a la estructura que ya había antes, también tiene cerca macizos antiguos, hay más diversidad de relieve. 2. Los Escudos: Son abombamientos del zócalo, áreas de la base de la corteza que han sido sometidos a un movimiento de levantamiento, es una epirogenia positiva. Pertenecen al Precambico y aparecen tanto en las altas como bajas latitudes. Son porciones de plataforma que han sido levantadas, sufriendo un abombamiento. Podemos distinguir entre el escudo africano, el canadiense, brasileño, australiano, siberiano…etc. Están constituidos por rocas ígneas, plutónicas y eruptivas y la presencia de rocas duras, ha dado lugar a un comportamiento diferencial de cara a la erosión. Son áreas donde la tectonica dinámica ha hecho que se desarrollen sobre estos escudos aparatos volcánicos recientes, que se dispersan sobre algunos de estos escudos, creando un relieve variado, por ejemplo el escudo arábico.
En muchos lugares, estos escudos han tenido tales levantamientos, son elevaciones altas, están a una gran altura. Lo que aparece es como si fuera un conjunto de mesetas escalonadas, donde hay diferentes resaltes. 3. Los Macizos Antiguos: Son porciones de zócalo de la etapa caledono-herciniana, puestas en resalte y que sobresalen. Se localiza exclusivamente en las latitudes medias del Hem. Norte. Su estructura presenta rasgos de antiguos plegamientos sobre los que pueden aparecer una cobertera sedimentaria posterior. Es el caso de los Apalaches, se ve que han sido áreas que han sufrido empujes orogénicos o fueron cubiertos por el mar o fueron fuertemente erosionados. La tectonica que ha habido posterior ha hecho que se produjera un rejuvenecimiento, lo que ha permitido que haya una gran variedad de formas dentro de los macizos antiguos, pues presenta formas de actividad terciaria. Hay macizos antiguos de carácter tabular, por el arrasamiento que tienen las cumbres. También se habla de macizos antiguos montañosos, están muy cerca de cordilleras de plegamiento, lo que ha hecho que se plieguen, se fallen o aparezcan volcanes. De hecho hay macizos antiguos como en Asia Central, la tectonica del Himalaya afectó a toda Asia. Por lo tanto, hay una gran variedad dentro de los macizos antiguos.
Orógenos o Cadenas Plegadas. Se trata de cordilleras plegadas que tienen un origen geosinclinal, y que se forma como consecuencia de la tectonica de placas a partir del terciario. Hay diferentes tipos de cadenas plegadas. Intercontinental o intercratónico → sistemas béticos. Pericontinental o pericratónico → los Andes o Montañas Rocosas. Intracontinental o intracratónico → los pirineos. Cuando se establece un análisis de las cadenas de plegamiento, se atiende también en su repartición geográfica, es decir, como están repartidos en los distintos continentes. 1) Dominio Euroasiático: Es aquel que se expande a lo largo de 15000km entre el Océano Atlántico y el Pacifico. Son las masas continentales de Europa y Asia. Hay tanto montañas intercontinentales (Pirineos) como los conjuntos intercontinentales, ya sea en el entorno europeo o en Asia. 2) Dominio Americano: Supone 19000km de longitud de montañas, con dirección meridional, entre el Océano Antártico y el Ártico. Las montañas rocosas y los Andes son cordilleras pericontinentales. 3) Dominio Insular:
Aparece en el Océano Pacifico, al este de Asia y se unen con las islas que aparecen en el Caribe, con todas las islas que hay en torno al Ecuador, es decir, todo el cinturón de las islas recientes que constituyen los relieves más jóvenes de la Tierra y que vienen a ser sistemas geosinclinales, en estado de evolución poco avanzado. Son sede de una gran actividad sísmica y volcánica.
Tema 8: Relieves estructurales. El relieve aclinal y monoclinal. Son aquellas cuya configuración está relacionada prioritariamente con la naturaleza y una disposición tectonica de las rocas. Esos relieves relacionados con la tectonica, o bien, con un tipo de roca especifico, son fundamentalmente estos 8 tipos: 1. 2. 3. 4.
aclinal o tabular monoclinal o cuesta plegado de fractura o falla
5. plegado de zócalo o apalachense 6. volcánico 7. cárstico 8. granítico
A). Relieve Aclinal: (sin inclinación) Son rocas que se desarrollan sobre rocas sedimentarias, en áreas no deformadas por la tectonica, mantiene por tanto su horizontalidad. Son formas propias de áreas de sineclise. De cuencas sedimentarias, son formas planas o tabulares puestas en evidencia por la erosión diferencial. Superficie estructural: Cuando la capa más alta de la formación es la última que se depositó y no ha sufrido ningún tipo de erosión, no s encontramos con una superficie estructural primitiva. Lo habitual es que una superficie estructural plana aflora, la erosión ataque y las primeras capas hayan sido ya desmanteladas por la erosión. La capa dura no es la última que se ha depositado. La capa que controla el relieve es una superficie estructural derivada, ello nos permite hablar de una plataforma estructural: Son unas capas duras que corona las partes altas y no suele ser la superficie estructural primitiva, es derivado, sobre lo que se constituye una plataforma estructural y que esta constituido por fragmentos, mesas y páramos o alcarrias. Las mesas tienen un ámbito que las limita en su parte más alta y que coincide con la capa dura plana y que se llana superficie de la mesa y el perfil de esa mesa constituye la vertiente de la mesa en la que sobresale la cornisa, que es la parte de la capa dura que en su borde se forma el talud. Conforme avanza la erosión, esas mesas se van viendo desmanteladas, están siendo erosionados y van pasando de ser una mesa a constituir unos cerros coronados por esa capa dura, plana, horizontal, que son testimonio de lo que ha tenido que ser
anteriormente el relieve. Además, también hay otras formas residuales, que son los “Antecerros” o “Motas”. Son restos de la estratificación horizontal que ha habido en una zona de sineclise y son colinas de perfil convexo no todas.
B). Relieve Monoclinal: (una sola inclinación) Es el relieve en cuesta, en Geomorfología se entiende por un relieve inclinado. Cuando se constituye el relieve en cuesta nos encontramos que los materiales depositados horizontalmente han adquirido una disposición inclinada. Son las formas elementales del relieve monoclinal. Es un relieve disimétrico que está constituido por un conjunto de sedimentos en el que se alternan capas más resistentes y menos resistentes a la erosión, y que los agentes externos la interrumpe, lo fragmentan a lo largo de toda su actividad. En la cuesta se pueden distinguir varias partes: • •
el Dorso, que es la capa superficial más dura. El Frente, que es la parte que se desarrolla delante de la cuesta. El frente está formado por la cornisa (limita la capa dura), por el talud o vertiente de la cuesta
Las cuestas que aparecen en la naturaleza pueden tener distinto aspecto según sea la diferencia de resistencia de los distintos materiales que la constituyen y según sea también el grosor de las capas de los materiales duros y blandos, entonces nos encontramos con que la resistencia entre dos capas es muy grande, la evolución de la cuesta aparece muy marcada. Si por el contrario, la capa es muy blanda, es una capa muy potente (gruesa) y la del material resistente, pero la diferencia de dureza no es muy grande, el perfil de la cuesta se desdibuja, se difumina y estas van adquiriendo un perfil más convexo. En otras ocasiones, en referencia al espesor de las capas, se da que la capa dura es delgada y la capa blanda es espesa. En este caso, la capa dura retrocede con facilidad y se generan unas cuestas con límites muy lobulados (con muchos entrantes y salientes). En la evolución de la cuesta, ocurre lo mismo que en la evolución de un relieve tabular, las secciones de las cuestas constituyen cerros testigos y antecerros. Por otro lado, en un área de formas en cuesta se forman una depresión donde discurren las aguas y que recibe el nombre de “depresión ortoclinal”. A la red fluvial que allí se constituye se le da una diferente denominación en función de que las corrientes que se forman se dirigen en la misma dirección que el brazamiento de los estratos, puede ir en dirección contraria al brazamiento o bien puede atravesar transversalmente la depresión, en cada caso recibe un nombre diferente: • Corriente ascendente o cataclinal: en dirección del brazamiento de las capas. • Corriente obsecuente o anaclinal, cuando la red fluvial va en sentido inverso al de las capas. • Corriente subsecuente, cuando atraviesa toda la depresión ortoclinal
Tema 9: Los Geosinclinales y el relieve plegado, los mantos de corrimiento. El relieve plegado de Zócalo Relieve Plegado: La tectonica funciona a veces aprovechando la elasticidad de los materiales y los pliega formando unas estructuras plegadas. Una roca se pliega cuando una superficie de referencia definida antes del plegamiento como plano se transforma en una superficie curva. Esa superficie constituye un pliegue que no es sino una ondulación de estratos reunidos de forma convexa hacia arriba o formando un anticlinal, o formando cóncava hacia abajo o forma un sinclinal. En estos pliegues se pueden distinguir diferentes partes: si cortamos un pliegue por un plano transversal, se observa un punto de curvatura máximo que se denomina “Chanela”. Los lados en los que queda dividido se llaman “Lados” o “Flanco” del pliegue. La distancia habitual entre dos chanelas de pliegues sucesivos en los que se llama “longitud de onda” y la distancia vertical desde la base del pliegue hasta la chanela se llama “altura del pliegue”. Estos elementos nos permite poder definirlos ya que en la naturaleza aparecen diferentes tipos de pliegues: en primer lugar, si las capas que constituyen el pliegue no están rotas se dice que es un pliegue “isópaco”. Cuando esas capas están estiradas o rotas encontramos “pliegues anisípacos”. En función de su geometría nos encontramos con los pliegues que pueden ser: inclinado, en rodilla, tumbado, volcado y acostado si es isópaco; si es anisípaco puede ser: estirado laminado o cabalgante. Lo habitual en la naturaleza es que los pliegues aparezcan en grupos más o menos homogéneos, con los que tienen gran cantidad de características comunes. Es lo que nos permite hablar de dos tipos distintos de estilos tectónicos. Cuando nos encontramos un conjunto de pliegues con la misma inclinación se trata de un “relieve isoclinal”. Otros estilos son el “eyectivo” que es aquel en el que los sinclinales son muy amplios y los anticlinales muy marcados. Otras veces los pliegues se rompen por la chanela y los flancos se montan unos en otros dando lugar a los pliegues en escama. En otras ocasiones, nos encontramos que ocurre lo contrario al estilo eyectivo, en ese caso hablamos de un “estilo defectivo”. En otro caso, podemos encontrar pliegues que se han roto y se han montado uno sobre otro dando lugar a cabalgamientos. En otras ocasiones nos encontramos con que una estructura que ha sufrido algún tipo de plegamiento y presente sinclinales o anticlinales, ese relieve presenta una forma convexa y en ese caso estamos ante un “anticlinorio”.
Un relieve formado por anticlinales y sinclinales pero de forma cóncava es un “sinclinorio”. Un “Branquianticlinal” tiene un perfil del lomo de ballena. En muchas ocasiones, nos encontramos con que en la naturaleza aparecen relieves plegados, complejos que han sido objeto de estudio y han servido un poco de modelo para la interpretación de estos tipos de relieve sobre la tierra. Cuando se aborda el estudio del relieve plegado se toma como modelo el llamado relieve jurasico por que es el tipo de relieve que constituye los montes franceses, llamado también relieve conforme o directo. El relieve plegado o conforme está constituido por un conjunto de pliegues generalmente de alta longitud de onda. Están constituidos por anticlinales llamados “valle” y por que reciben el nombre de mont. Cuando se presenta un relieve de estas características en la naturaleza, como siempre, los agentes externos comienzan a erosionar de la siguiente manera: como es lógico, en los flancos de los mont se empiezan a formar arroyos, elementos de escorrentía, abriéndose unos valles que reciben el nombre de “ruz”. En ocasiones sucede que por erosión puede llegar un momento en que alcance la chanela del pliegue anticlinal, y se coincide un ruz de un flanco con otro ruz de otro flanco en la chanela, puede llegar un momento en que se ese mont creando una garganta o cañón llamado . Este relieve que se acaba de descubrir es el que se llama relieve plegado directo o jurasico. Este es un relieve que puede evolucionar de tal manera que llegue a convertirse en un relieve invertido. Cuando nos encontramos con un relieve plegado directo es lógico que los agentes externos empiecen con su labor atacando a las partes más convexas del mismo (mont) de tal manera que la chanela de esos mont se valla viendo desmantelada y se crea una depresión anticlinal que se denomina Conforme avanza la erosión es posible que se profundice la , que se valla desmantelando hasta que desaparezca generándose lo que se llama un anticlinal que al vaciarse el anticlinal, las estructuras sinclinales vecinas (vals) por tener esa disposición concava que las protege de la erosión, permite que topográficamente queden más altas los vals sinclinales que los mont anticlinales. Se ha producido una inversión del relieve plegado caracterizado por el resalte de los vals anticlinales y ya aparecen vals sinclinales o colgados. En las áreas que han sufrido una orogenia compresiva se forman algunos relieves que no son estructuralmente plegados aunque aparezcan pliegues, pues son consecuencia de la tectonica
Mantos de Corrimiento: Las estructuras desplazadas se configuran cuando la compresión orogénica desplaza y superpone una gran cantidad de materiales, las estructuras desplazadas son las de más difícil identificación, aunque hay algunas señales que permiten su conocimiento y su localización. Hay una superposición anormal de las rocas, rocas más antiguas sobre rocas más modernas o hay materiales más antiguos sobre los más recientes o en materiales que están juntos. El proceso que siguen estas estructuras desplazadas es el siguiente: en las áreas sometidas a una orogenia ha habido ocasiones en los que la comprensión a la que se ven sometidos los orogenos desplazan materiales, producen un conocimiento de materiales
que se montan encima de otros recibiendo materiales cabalgantes y cabalgados respectivamente con los nombres de En el proceso de formación de estas estructuras desplazadas, los elementos que se desplazan reciben el nombre de “mantos de corrimiento” que tienen un área frontal y una raíz que es la más cercana al lugar de origen. En estos mantos de corrimiento, el desplazamiento tectónico es tan grande (la erosión) que estos mantos se pueden fragmentar en unidades menores de gran tamaño que reciben el nombre de Y en otras ocasiones se fragmenta con unidades de menor tamaño que constituyen una especie de islotes y que reciben el nombre de “Klippies”. En este proceso de formación y evolución de las estructuras desplazadas encontramos que esta fragmentación en Klippies deja aflorar entre ellas al autóctono que aparece formando lo que se llama Por tanto, como consecuencia de la orogénesis, la comprensión puede formar estructuras plegadas, desplazadas y también estructuras fracturadas.
Relieve Plegado de Zócalo: En este relieve, está controlado en cierto modo por la litología, por que se da sólo y exclusivamente sobre un conjunto de rocas estratificadas muy definidas y diferentes a las que aparecen en los afloramientos, en las cadenas de plegamiento reciente. Los materiales sobre los que se forman son metamórficos epizonales de edad precambica o paleozoico (pizarras, areniscas, arcillas). El relieve plegado de zócalo es el que se forma sobre estos materiales. Desde el punto de vista de morfología que presenta, se trata de una sucesión de bandas de altura moderada separadas por otras áreas deprimidas de altitud uniforme. Las barras coinciden con los materiales más duros y los surcos coinciden con los materiales más blandos (pizarras). Las barras son elementos estructurales plegados, antiguos, crestas monoclinales, boredas monoclinales, sinclinales colgados y que coinciden con el afloramiento de capas muy resistentes de cuarcitas o areniscas. Los surcos coinciden siempre con los materiales blandos, formando núcleos anticlinales o centros sinclinales. Aparece un conjunto montañoso donde los materiales duros forman las barras. Los surcos los materiales blandos y se constituyen unos conjuntos de cumbres altas, es un mar de cumbres. Cuando se observa este relieve, se ve que los ríos que los recorren no todos están adaptados por esa estructura que los acoge, sino que se ve una serie de ríos principales que atraviesan de forma perpendicularmente y otra serie de ríos que ya si están adaptados a la disposición de las barras y los surcos siguiendo la dirección de los viejos pliegues. Todo ello nos permite interpretar que es lo que ha pasado en el lugar. Se entiende que estos fenómenos de disconformidad de la Red Hidrográfica y esa homogeneidad de altura de las barras, han llegado a la conclusión de que el Relieve Apalachense es un relieve estructural plegado que después ha sido arrasado y luego resucitado por la erosión diferencial que ha causado acciones tectonicas recientes. Ese mar de cumbres corresponde a una superficie de erosión, una penillanura sobre la que se había instalado una red fluvial inadaptada y una vez que ese relieve ha aflorado es cuando se crea la red conforme o adaptada. Por lo tanto, en la evolución de
este relieve apalachense nos encontramos con que hay dos fases que tienen una duración diferente. Hay una primera etapa que va desde los plegamientos del primario, se crea un relieve plegado que es arrasado y llega a constituir un zócalo peniplanizado, más o menos llano y luego una segunda etapa que va desde el momento en que ese zócalo es levantado, al levantarse se ve sometido a la erosión que afecta a los materiales blandos antes que a los duros y que va dejando en evidencia los pliegues arrasados de la etapa anterior. A esta segunda fase que está controlada por la desigual resistencia de los materiales frente a la erosión, es a la que se le suele dar el nombre de apalachismo, por que es la responsable de que aparezca este relieve apalachense. Pero en la naturaleza, se ha observado que no solo existe este modelo de relieve plegado de zócalo, hay relieves plegado de zócalo que siendo sierras con altura moderada, no guardan ese nivel uniforme de cumbres, los rasgos de inadaptación fluvial son escasos y en el interior de los surcos pizarrosos puede haber restos de una sedimentación antigua
Relieve apalachense: a. Relieve plegado Puro b. Relieve Plegado Imperfecto. Relieve Plegado Puro: Se trata de relieves que han aparecido como producto de la erosión diferencial sobre áreas de zócalo plegado. Esas estructuras fueron arrasadas por transgresiones marinas, quedaron recubiertos por capas sedimentarias y por último, con posterioridad se establece una tectonica ascendente como consecuencia de la cual hay una regresión del mar. En ese momento, con ese relieve tapado por los sedimentos, se empieza a escalar una red fluvial, por que esa cubierta de materiales sedimentarios que se han superpuesto al aflorar por el levantamiento, empieza a ser erosionada por los materiales externos, y entonces, es cuando se crea la red hidrográfica acorde con el relieve. Es una tectonica ascendente y que ayuda a desmantelarse la cobertera, desaparecida esa cobertera, resucita la superficie de arrasamiento de zócalo que estaba plegado y esa red fluvial que se ha estado desarrollando, se encaja sobreponiéndose en la nueva estructura plegada. Los ríos que vienen de arriba, cuando se encuentra con una superficie arrasada, se sobreponen y se encajan por “epirogenesis” o sobreimposición. Continua el proceso de erosión diferencial, afectando más a los materiales blandos que a los duros, por lo tanto, lo que se llama en apalachismo es una fase morfogenetica reciente. Esta desarrollada sobre una superficie de arrasamiento del zócalo, es una superficie creada por una trasgresión marina, y no por una erosión continuada, y que se encontró fosilizada por una cobertera sedimentaria Relieve Plegado Imperfecto: No presenta esa igualdad de cumbres, se presenta de manera diferente, las barras y surcos son producto de la erosión. Son relieves plegado de zócalo que se forman donde no ha habido una trasgresión marina. Las formas son producto de su exposición ante los agentes erosivos, en el que juegan un papel importante la estructura tectonica y las
diferencias litoestratificadas. Por eso no tienen un nivel regular de cumbres, las capas que afloran son estratos más o menos inferiores plegado de series paleozoicas muy potentes, hoy desmanteladas en la mayor parte de su grosor. Se trata pues, en este caso de la puesta al descubierto de estructuras plegadas profundas sobre capas de cuarcitas o areniscas resistentes, del precambico o del paleozoico. El apalachismo se produce no como en el caso anterior, sino que se produce como un proceso diferencial que, lógicamente, afecta en primer lugar a las estructuras anticlinales Conclusión: bajo la denominación de apalachense, se incluyen relieves metasedimentarios que se han formado y evolucionado de manera diferente, pero que tienen en común la puesta en evidencia por la erosión diferencial de los cimientos de edificios creados hace centenares de millones de años por las orogenias paleozoicas.
Tema 10 El Relieve Fallado: Nos encontramos que en ocasiones, las fuerzas tectonicas debido a su potencia, y por otro lado, la rigidez de los materiales conlleva el que las rocas, en lugar de plegarse, se rompan y se fracturen y se genera una morfología que constituye los relieves de fractura o como se le conoce de manera genérica Relieve Fallado, por que las fracturas son la fragmentación de un bloque de rocas, pero como la mayor parte de las fracturas que se producen en la Naturaleza conlleva la separación de los bloques afectados, pues la mayor parte de los bloques son fallas, fracturas con desplazamiento de los bloques afectados. La mayor parte de las fracturas tienen un desplazamiento, aparecen las fallas que están constituidas por dos bloques o “labios” en los que se queda dividido un conjunto de rocas (labio levantado y hundido). En una falla se puede distinguir el salto de falla que señala el desnivel que salva los dos labios de fallas sobre el plano por el que se ha producido la fractura, por que la fracturación de dos bloques, determina un plano que es aquella superficie a través de la cual se ha producido el desplazamiento. En ese plano de falla, la parte delantera de la misma y abarcando un grosor diferente, presenta una metamorfización de sus elementos, que reciben el nombre de “Milonita”. Es un metamorfismo cataclastico, el movimiento que supone el conjunto de rocas, hace que los materiales que se ven afectados por le plano de la falla, hace que aumente la Tª y esto conlleva a la metamorfización. La línea que señala el lugar de fractura (línea de falla) y en función de cómo queden los bloques, tenemos el sentido de la falla. Cuando se habla del salto de falla, hay que tener en cuenta que en las fallas se pueden diferenciar varios saltos. El desnivel en la vertical se llama, se llama salto vertical, si además hay algún movimiento horizontal, tenemos un salto horizontal y en esa fractura, los bloques se separa transversalmente, entonces tenemos un salto transversal. Todos estos elementos que nos permiten describir los distintos tipos de fallas que nos encontramos en la Naturaleza. Todos estos elementos nos han permitido establecer una tipología de fallas que se basa en la inclinación que tiene el plano de fallas y en el tipo de salto, en la disposición de los labios de la falla. En ese sentido, se diferencian fallas verticales, fallas normales y fallas inversas.
La vertical es la que en el plano de fallas no presenta ninguna inclinación y que por lo tanto apenas tienen un salto trasversal. En las fallas normales o directas son fallas que tienen un plano de fractura más o menos inclinado, tienen un salto trasversal positivo y eso indica que ha habido una tectonica de carácter distensivo. En las fallas inversas, el plano es mas o menos inclinado, pero tienen un salto trasversal negativo, es decir, que indica la superposición de un labio sobre otro, y eso implica también que son producto de una tectonica compresiva. Cuando los materiales afectan a rocas estratificadas, también se establece para su clasificación la relación que pueda existir entre la inclinación que tenga el plano de fallas y la inclinación que tengan los estratos o dicho de otra manera, se utiliza también para la clasificación de las rocas, el grado de buzamiento de los estratos, para establecer más tipos de fallas y en ese sentido nos encontramos con Fallas Perpendiculares, Fallas Conformes y Fallas Contrarias. Falla Conforme: es una falla en la que la inclinación del plano de fallas es en el mismo sentido de inclinación de los estratos. Dependiendo de la dirección de las fallas de fractura, tendremos Fallas Normales o Fallas Perpendiculares. Fallas Contrarias: cuando el plano de fractura es en la dirección contraria que tienen los estratos. Toda esta topología ayuda a describir los relieves fallados que hay en la Naturaleza, la presencia en al Naturaleza de bloques fallados, pone de manifiesto que ejercen una influencia en el relieve, por que crean desniveles o rupturas de pendiente, por que ponen en contacto los afloramientos de rocas diferentes, y por lo tanto produce modificaciones en las características de las rocas Formas Falladas La Escarpa de falla es el elemento que nos permite distinguir el labio erguido de una falla, pero además también podemos observar que los bloques que quedan levantados se le denominan “Horst” y a los bloques hundidos se les llama “Graben” o “Fosa Tectónica”. En ocasiones, un conjunto fallado, puede presentar un relieve en escalera, que se rompen en diferentes sitios y van escalanodandose unos con otros. En otras ocasiones, la inclinación de los bloques resultantes, generan unas formas que se llaman “Fallas de Piano”
Tema 11 El Relieve Volcánico 1. Tipo de erupciones volcánicas
Las formas volcánicas sobre la superficie terrestre tienen una extensión localizada y discontinua en lo que a la superficie emergida se refiere, puesto que la mayor proporción de estas formas se desarrolla en las áreas cubiertas por las masas oceánicas. La morfología volcánica, vienen controladas por los distintos tipos de erupciones volcánicas que se han diferenciado, y esas erupciones volcánicas dependen a su vez del tipo de material magnético que la produce de su composición química y mineralogica, de la velocidad de solidificación que presente, de su viscosidad o su fluidez, y de su contenido o capacidad de contener gases. En este sentido, se han distinguido 4 tipos fundamentales de erupciones volcánicas, a la que se le puede añadir otro tipo de actividad volcánica, por que no suponen la emisión de materiales, pero están en relación con el volcanismo, y que son por un lado, las erupciones Hawaiana, Vulcaniana, Estromboliana y Peleana, y a ello se le une otro tipo de actividad volcánica, Diatrema y Maar. 1) Erupción Vulcaniana: se caracteriza por la emisión de un magma ácido, muy rico en gases, que se suele solidificar en el conducto se salida, que no produce coladas de lava y cuyas emisiones tienen un carácter explosivo, lanzando todo tipo de materiales ardientes, Piroclastos. 2) Erupción Estromboliana: se trata de una actividad propia del ascenso de magmas que tienen una fluidez y una composición química intermedia, medianamente ácidos y medianamente fluidos. En este tipo de erupción es donde se dan tantas emisiones de coladas de escasa extensión, y actividad explosiva, con emisión de Piroclastos. 3) Erupción Hawaiana: es un tipo de erupción que se caracteriza por la ausencia de fenómenos explosivos, por ser más duradera en el tiempo, con el derrame de lavas que constituyen amplias coladas o mantos de materiales de tipo basaltito. 4) La actividad o erupción Peleana: se caracteriza por tener una limitación en el tiempo, una gran explosividad y la creación de brechas volcánicas, es decir, de material volcánico solidificado con gran rapidez, constituido por un manto muy ácido, que se consolida taponando la boca de salida, cerrándola e impidiendo la salida de los gases, por la que se trata de un tipo de erupción en dos fases: i. El ascenso de materiales que taponan la salida ii. Etapa explosiva, en la que se forma una nube ardiente. Junto a estos cuatro tipo de erupciones, están las actividades volcánicas llamadas Maar y Diatrema, que no son fenómenos explosivos no producidos por la emisión de magmas, sino que se derivan de la acumulación bajo la superficie del suelo, la acumulación en el subsuelo de gases producidos por la actividad volcánica, explosiones que generan formas ligadas al volcanismo, pero no formas volcánicas 1) En el caso del Diatrema se trata de una rotura violenta del roquedo del suelo de la roca que cubre un embolsamiento de gases volcánicos y que se crean en áreas en donde hay actividad volcánica y que genera una depresión en forma de embudo. 2) La actividad llamada Maar, también es una actividad explosiva, que genera unas depresiones del mismo tipo que genera el Diatrema, pero aquí la causa de la explosión es la acumulación de vapor de agua, por la evaporación de un acuífero, que está cerca o en contacto con una cámara magmática, de ahí que se le llame también como “Explosión Freática”
Hay que señalar que el que tengamos un tipo de erupciones que están relacionados con explosiones de lugares de la Tierra, no quiere decir que los diferentes tipos de erupciones puedan de manera sucesiva en una misma zona volcánica e incluso en momentos diferentes del funcionamiento
2. Formas Volcánicas: 1) Relieve de construcción: unos formados por la lava y otros por los piroplastos. Las formas creadas por las lavas son las coladas, con una disposición alargada, son los domos volcánicos y las agujas. En relación a los piroplastos, nos encontramos con escorias, cenizas y conos. 2) Relieve de destrucción: son las calderas, los cráteres y las depresiones volcano-tectonicas. También se podría incluir las depresiones de las actividades Maar y Diatrema, son formas ligadas. 3) Relieves de erosión diferencial, son las mesas lávicas o basálticas, son los “espigones”, “diques”, “sills” o las plataformas ignimbriticas
I. Formas de construcción 1) Relieves de construcción lávica A). Coladas: dentro de las formas de construcción que se realiza por el vulcanismo están las coladas con un sentido longititudinal. En primer lugar están las coladas Trap, que se trata de unas coladas que proceden de un magma muy fluido y muy básico, que permite una alta extensión en la lava volcánica y que se va solidificando generalizadamente. Se forma una capa lisa, pero en ocasiones se sucede que en el proceso e enfriamiento, pueden aparecer una serie de grietas verticales y que tienen además una forma poligonal que la trocea en prismas que se asemejan a tubos de órganos, y que la parte superficial parezca una vía adoquinada y de ahí que se le llame a veces como “calzadas”. En segundo lugar, las coladas Alosadas se caracteriza por el magma es menos denso por las dificultades del terreno que hace que la lava se canalice por espacios estrechos y eso conlleve que se grose, se enfría por la parte superior y por debajo siga circulando la lava que no se ha solidificado. Al pasar esto, la parte de arriba se queda sin soporte y se rompe formando las típicas losas En tercer lugar, en las Coladas Pahoehoe la lava que constituye estas coladas es menos básica que en las anteriores, con menos capacidad de circulación, formando coladas muy voluminosas, que se empiezan a solidificar por la parte superior, por que la capa externa, mientras se va solidificando, gurda un cierto grado de plasticidad y se deforma, se ondula por el movimiento de la capa de debajo y así es como se constituye esas lavas en tripa o cordadas. Estas coladas también dan lugar a los “jameos”, en la parte exterior se solidifica, mientras que por debajo sigue circulando el magma y va dejando huecos, con una consideración importante a veces.
Por último, si la lava es más viscosa, menos fluida, menos básica aún se solidifica muy rápidamente y adquiere una disposición desordenada de aspecto de escoria que es la que constituye las coladas “aá” o “malpaís”. Es alargada, limitada en el espacio, con un perfil convexo, parece un montón de escorias solidificadas B.) Domos Volcánicos: son relieves en forma de cúpula, que se forma por la acumulación y solidificación en la propia boca o fisura por la que han salido los materiales magmáticos que no tienen capacidad de fluir, dado que son materiales muy ácidos y muy viscosos. Unas veces son domos simples y otras veces son “Cúmulodomos”, que están formados por sucesivas aportaciones de magma. C.) Las Agujas Volcánicas: como su propio nombre indica, son formas verticales y agudas formadas sobre lava, propia de una actividad de tipo peleano y que están formado por lavas que se consolida en la chimenea del volcán, taponándola y que en muchas ocasiones es una forma efímera, por que si después de formarse hay actividad volcánica lo destruye
2) Relieves de construcción piroplastica Es el conjunto de rocas que se forma por las erupciones, estas son las escorias volcánicas y que se semejan a los desechos de una fundición; y conos y campos de cenizas. Esos materiales, producto de las erupciones volcánicas, si tienen mayor tamaño que las cenizas construyen conos que se forma en torno a los lugares de emisión y que pueden presentar diferentes capas en piroplastos en función de que se haya constituido por diferentes erupciones volcánicas, con lo cual se pueden distinguir que hay capas diferentes, que están en disposición discordante. Son formas que resultan efímeras, por que no están consolidadas, son formas inestables, aunque a veces se permite que se creen una serie de corazas que se llaman “caliches”, una especie de costras, por que se precipitan algunos minerales y eso lo cementa más y le da más resistencia.
II. Formas de Destrucción A.) Cráteres: la actividad volcánica genera una serie de acciones destructivas, que forma los cráteres, con forma circular y que coincide con la parte más externa del conducto por el que salen las lavas y los piroplastos. Suelen tener esa planta circular con paredes escalonadas, forma una serie de cubetas, que no siempre están en la parte alta del relieve, puede aparecer en una de las laderas. En ocasiones tienen forma de embudo y están localizadas en la cumbre de los conos volcánicos. Dentro de este tipo de cubetas o depresiones, junto a los cráteres, está la Diatrema y la Maar, son formas ligadas a la actividad volcánica, pero no formas construidas por la actividad volcánica.
B.) Calderas: son zonas de depresión amplias, que ocupan bastante superficie, que se forman en lo que fue el área central de un aparato volcánico. Son depresiones amplias, con varios km2, con planta circular, con un fondo limitado por paredes bastante marcadas (verticales) y se forman por un hundimiento importante por el vaciado de cámaras magmáticas que han perdurado durante un largo tiempo y que cuando falla la base se resquebraja, aparece una serie de fisuras más o menos concéntricas y se deforma, al menos en el centro. Si una vez formada esta caldera, si la cámara tiene más magma, en el fondo de estas calderas se puede llegar a construir formas volcánicas. C.) Depresiones Volcano-Tectónico: son cubetas de hundimiento también, de un tamaño mayor que las calderas, pero que tiene una forma alargada y que resultan también por un hundimiento por vaciamiento de cámaras magmáticas poco profundas que están relación por debajo de alguna fisura, falla, contacto o alguna dislocación estructural.
III. Formas de Erosión Diferencial Es una serie de formas que están ligadas en mismo lugar de material volcánico y no volcánico o de material volcánico y volcánico. Tanto en un caso como en otro, la resistencia de las rocas se va a poner en evidencia por el tamaño de la erosión que va a permitir que quede el resalte de materiales más resistentes o rocas menos resistentes, pero protegidas por rocas más resistentes A.) “Mesas Lávicas” o “Mesas Basálticas”: son relieves tabulares formados por una colada que se extiende sobre rocas menos resistentes, sobre arcillas, margas, granito alterado, sobre otras escorias volcánicas sueltas. Una colada de magma sobre materiales no resistentes han sido barridos por la erosión en toda esa zona excepto en aquellos lugares donde la colada de magma los haya protegido. Este tipo de mesas lávicas, se entiende que son relieves invertidos, están resalte cuando deberían ocupar zonas deprimidas por que el basalto son coladas muy fluidas que suelen circular y ocupar y desplazarse, llegan a las zonas más deprimidas y cuando ahora aparecen como relieves tabulares, quiere decir que todo ha desaparecido y es lo que se ha puesto en resalte. B.) Espigones: en este caso, se trata de formas verticales, producto de la distinta resistencia entre las escorias que forman los polos volcánicos y el relleno de lava de las chimeneas. Cuando la erosión ataca estos conos, se destruye y queda el pilar vertical de lava solidificada que recubría ese cono y que queda al descubierto como una especie de monolito, que en principio tiene una semejanza con las formas de relieve de construcción lávica (agujas). Lo que pasa es que los espigones son formas que están localizadas en áreas volcánicas no ligadas a la actividad peleana. Los roques tienen una naturaleza menos ácida que en las agujas, son formas diferentes. C.) Diques: en los planos de estratificación de diferentes rocas, a través de diaclasas, se introduce material lávico que se solidifica, que se encaja en otras formaciones y que cuando la erosión la desmantela permite que aflore esas rocas volcánicas que constituyen diques, que son especie de crestas más o menos alargadas y que rellenan una fisura. Los “Sill” son superficies horizontales de lava entre dos estratos
y los “Laconitos” son formas copulares que también se introducen entre distintos estratos de otras rocas. D.) Plataformas Ignimbriticas: son relieves de erosión diferencial, horizontales inclinados, formados en áreas topográficas con una cierta inclinación. Tienen como las cuestas su frente y su reverso, constituidos por conglomerados volcánicos, que resisten en aquellas zonas donde afloran, frente al resto de materiales que la rodean. En algunas ocasiones, cuando tienen tamaño menor y coronado por una capa dura, reciben estos cerros testigo el nombre canario de “sombreros”.
Tema 12 El Relieve Granítico En la naturaleza nos encontramos con las rocas cristalinas, son rocas muy duras pero a la vez sensibles a la alteración, son fáciles de descomponerse y dan lugar a esa alteración a una serie de formas características. Los relieve desarrollados obre rocas plutonicas y metamórficas reciben el nombre de Relieve Granítico, por ser el granito la roca principal de las rocas ígneas. Estas rocas graníticas dan lugar a una serie de formas que viene controlados por los cambios químicos y mineralógicos que hay en las distintas rocas por cambios en la textura o en la estructura. En las rocas graníticas podemos encontrar distintas formas, sobre todo a partir de cambios estructurales. En lo referente a la variación a la naturaleza química y mineralógica da lugar a que en aquellas zonas donde esto sucede aparezcan macizos graníticos (grandes afloramientos de roca granítica, que suele coincidir con los materiales más ácidos, con un componente de cuarzo importante y que hace que resistan más a la erosión). Cuando nos encontramos con un afloramiento en donde hay un sector con una composición menos ácida, entonces se forman cubetas graníticas. En otras ocasiones, hay rocas cristalinas que tienen estructuras diferentes y eso da lugar a que dentro de un afloramiento granítico podamos encontrar sectores con un tamaño de los cristales de las rocas diferentes y entonces destacan algunos cerros, por que dentro de un afloramiento granítico hay algún “dique” que tiene una textura diferente. La diferente resistencia es debido a causas textuales. La estructura de las rocas cristalinas da lugar a un conjunto de formas estructurales, las distintas rocas plutonicas, conforme se van formando adquieren un tipo de fisuras que permite según la intensidad de ese diaclasamiento, según las formas que adopten esas fisuras, pues se dan unos sistemas de fisuras q van a controlar la génesis de unas formas concretas. Las líneas de fisuras o diaclasas que presentan las rocas son vías por lo que la erosión va a ejercer su ataque y lógicamente, en cualquier conjunto de rocas serán más fácilmente atacables. En un conjunto de fisuras, aquellas con una disposición vertical, van a tener más importancia desde el punto de vista geomorfológico que las que tenga una disposición horizontal.
Las diaclasas verticales y horizontales controlan el modelado de muchas rocas graníticas, que va estar influenciado por el clima. Teniendo en cuenta el grado de fisuras, nos podemos encontrar con una serie de formas: Cuchillares o Galayares Agujas alpinas o Galayos Yelmos o Domos Panes de Azúcar y medias naranjas.
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Formas Prismáticas y en Domo
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Berrocales (caos granítico) I. Formas Prismáticas y en Domo
A.) Agujas alpinas. Son formas de relieve con un aspecto monolítico, relieves más o menos largos y estrechos, verticales, en las que destacan un conjunto de roca granítica y al pie de los cuales aparecen algunos bloques de la misma roca. B.) Cuchillares o Galayares: son formas de relieve en las que no aparecen agujas, sino una línea de cumbres. Las agujas y los galayares son resultado de la erosión diferencial producido bajo climas fríos, a través de fisuras rectilíneas. Cuanto más verticales sean las redes de diaclasas, mas paneles de rocas irán depositándose a los pies de las agujas: las agujas alpinas y los cuchillares son formas estructurales que están controladas por la red de fracturas de las rocas. Es una red que aprovecha los procesos de fragmentación mecánica propia de los climas fríos. C.) Domos o Yelmos: son relieves destacados con paredes lisas y curvilíneas. Son también típicos de los climas fríos, tienen un perfil convexo y la disposición de las diaclasas es lo que da lugar a una estructura convexa D.) Panes de Azúcar y Medias Naranjas: son también formas copulares o domaticas, pero que están desarrollados bajo climas en los que el frío está ausente. No tiene por que haber necesariamente diaclasas curvilíneas y a cuyos pies no aparecen bloques, sino extensos mantos de granito alterado. Se forman por erosión diferencial e masas de material granítico con un sistema de diaclasas vertical, en regiones de la Tierra muy cálidas y húmedas, donde por lo tanto se ven favorecido la alteración de la roca. Esa agua que se penetra va amenizando la roca y una vez que esto ha sucedido, el agua evacua ese arena del lugar de tal manera que solo persisten en ese afloramiento granítico algunos núcleos de roca sana, con menos diaclasas, y por lo tanto la humedad les afecta menos. Son relieves que se han modelado en profundidad. II. Berrocales Son formas graníticas controladas por una red de diaclasas ortogonales, es decir, diaclasas horizontales y verticales con ángulo recto. Forman paisajes geomorfológicos
de aspecto desordenado. Predominan los perfiles redondeados. La formación de los Berrocales incluye dos etapas de modelado: • •
Una etapa que es favorable para que la roca se altere a través de las diaclasas que crean alvéolos. La arena que se ha creado es barrida dejando núcleos de roca m´s o menos individualizados y que reciben el nombre de “Bolos”.
Cuando desaparece toda la arena, se crea el Berrocal, que es una acumulación de bloques graníticos. En ocasiones, en los Berrocales se pueden distinguir distintos niveles desde la base hasta la parte superior: 1. Berrocal compacto: Bolos individualizados 2. Berrocal abierto: constituido por Bolos redondeados y separados unos de los otros 3. Los Berrocales están constituidos por estos diferentes niveles que les da un aspecto de torres (Tor)
Tema 13 El Relieve Kárstico El relieve kárstico es un relieve que produce un conjunto de formas de disolución muy importante, la principal causa del relieve kárstico es la intervención del agua. La disolución, como proceso dominante sólo tiene lugar sobre algunas rocas que son más solubles, dadas unas condiciones, como es el caso de las calizas, las dolomías, los yesos y las sales. Lo que ocurre, es que todas ellas, las calizas son predominantes, se denomina el relieve kárstico como relieve estructural de las calizas. Son carbonatados de calcio Co3ca, más o menos impuros. El carbonato de calcio es muy poco soluble en agua químicamente pura, pero muy soluble en agua que contenga ácido carbónico Co3H2. La calcita, con el ácido carbónico da lugar al bicarbonato cálcico (Co3H) 2Ca muy inestable y soluble. De esta forma, erosiona por disolución las áreas calcáreas de la superficie terrestre, y cuando esto sucede queda solo en su lugar los residuos de impurezas no solubles que constituyen en general sólo una parte de la roca: son las arcillas de descalcificación.
La disolubilidad de estas rocas calizas masivas permite que el agua penetre por las fisuras moldeándolas internamente disolución. El proceso de karstificación es más profundo en las rocas carbonatadas más puras, más masivas, que en las que sean más ricas en elementos silicios o arcillosos que no se van a disolver y bloquearan el proceso. La karstificación resulta favorecida por: 1. el bajo nivel de las Tª 2. la abundancia de materia orgánica 3. el volumen y la velocidad de la circulación hídrica. En el caso de las dolomías, que son unos carbonatos mixtos cuyo componente principal es la dolomita, que siendo rocas carbonatadas, pero no siempre van a estar sometidas a un proceso de karstificación o disolución, sino que su comportamiento frente a los agentes externos los va a corroer (no disolver) y cuyo resultado final va a ser la génesis de un relieve residual por que el aspecto que presenta es caótico, ruiniforme. Si tenemos rocas cálizas masivas expuestas a un proceso de disolución kárstica, se produce una serie de formas externas e internas, exokársticas y endokársticas.
I. Formas exokársticas: Las formas exokársticas son formas superficiales mientras que las formas endokársticas son subterráneas, en aquellos lugares donde un importante espesor de material calizo, y una cantidad de agua tan importante que permita una circulación del agua en profundidad. En función de todas estas circunstancias, se configuran por disolución una variedad importante de formas que fundamentalmente son todas ellas de disolución, pero esa creación química, que es la disolución, es una acción reversible que en sentido contrario, cuando ese bicarbonato cálcico, que está disuelto en agua, pierde la humedad, el material suelto se precipita y da lugar a unas formas características: Acalanaduras, alvéolos En losas/criptolapiaces Formas Menores → Lapiaces o Lenares regueros/agujas/de vertiente Nidos de abejas/fractura Pozos/macrolapiaces, mogotes Dolinas → Depresiones cerradas Uvalas Formas Mayores Poljes → Cañones Las formas menores son unas morfologías de disolución que se configuran en la parte exterior de los afloramientos calizos, es habitual que en un relieve kárstico, la parte externa del afloramiento se presenta casi siempre accidentada de surcos, huecos, incisiones separadas por tabiques y eso ocurre tanto en afloramientos con una topografía plana como en vertientes inclinadas. En ese conjunto de formas que se configuran en la parte externa, es lo que se llaman Lapiaces o Lenares. Son una serie de formas que resulta por una disolución superficial por las aguas que discurren por encima de esas rocas, por la humedad que contienen los suelos y que se concentran en aquellas zonas favorables de la roca para que el agua sea retenida.
En las formas mayores tenemos en primer lugar lo que se denomina depresiones cerradas, que son las dolinas, las uvalas y los poljes. El agua, que circula sobre un afloramiento calizo, se infiltra, perfora hacia el interior de la roca y va disolviendo internamente la caliza creando unas depresiones cerradas que, o bien por que llega un momento que el grado de disolución es tal que quedan abiertas al exterior, o la disolución interna se suma a la externa y también se abre al exterior. A.) Dolinas: se trata de depresiones de forma circular, que se constituyen por que la disolución se concentra en lugares favorables para la retención y penetración del agua. Pueden tener diámetros de algunos metros o algunos centenares de metros y presenta unos perfiles que permite hablar de tipología de dolinas de distinto tipo, como son las dolinas en embudo, en cuesta, en pozo, en colapso. En cada una de ellas, hace referencia a las formas que tienen. B.) Uvalas: en algunas ocasiones, el desarrollo de una dolina cercana a otra, hace que los tabiques de separación terminen por disolverse y dos dolinas cercanas terminen por quedar unidas, es en ese caso cuando se habla de uvalas. C.) Poljés: son amplias depresiones, alargadas, de fondo plano, de dimensión kilométrica, que se abren y desarrollan controladas por algún accidente tectonico importante. Siempre son llanuras limitadas por afloramientos calizos importantes y ocupa lugares donde se ha concentrado los procesos de disolución y eso viene favorecido por la estructura. El fondo de los poljés lo constituye la arcilla, por tanto no es extraño que en ese fondo aparezcan algunos afloramientos de roca caliza que no se ha disuelto (Hum). Es habitual que en los poljés circule el agua con dificultad por la superficie y sea una circulación que no sale al exterior, que desaparece hacia el interior a través de unos sumideros, que reciben el nombre de “Ponors”. Los poljés, además tienen gran dificultad para drenar la humedad que tienen y son zonas que se inundan con relativa facilidad. Además las paredes de los macizos que lo limitan, con frecuencia presenta alguna gruta y alguna fuente que da testimonio de cómo se ha producido la formación del poljé. D.) Otra de las formas mayores, son los valles que reciben el nombre de “cañones” y son amplios surcos de paredes verticales, que suelen estar recorridos por usos de agua y que se han formado por una intervención superficial y subterránea.
II. Formas endokársticas: Se constituyen en el interior de los afloramientos calizos por disolución de la calcita. Las cuevas constituyen una de las formas más características del relieve kárstico. Estas cuevas se forman en el interior de masas calcáreas por la concentración del agua que circula internamente en lugares propicios, como pueden ser líneas de discontinuidad, zonas de elementos estructurales. Estas cuevas están relacionadas con el exterior con sumideros, que es lo que llama como las “simas”. Además están formadas por un conjunto de galerías que están enlazadas entre sí por unos sifones y pueden desarrollar una serie de galerías, de pasillos, túneles, hasta que se abren en sala muy amplias, que solo se pueden ver cuando el sistema de disolución endokárstico deja de funcionar, por que si no son zonas cubiertas de agua.
Cuando las aguas la abandona, continua desarrollándose el proceso kárstico, creándose dentro de estas grutas una serie de formas de precipitación, cuando el agua abandona la cueva, la infiltración mantiene un grado de humedad que llega al techo de las grutas por donde gotea y al entrar en contacto con el aire, se evapora la humedad y se precipita la caliza que lleva disuelta. Eso es lo que sucede cuando se forman las “Estalactitas” que adornan los techos de las grutas y en el suelo se constituyen por precipitación de la caliza disuelta, son las “Estalagmitas”. En ocasiones pueden alcanzar grandes dimensiones dentro de las grutas, hasta el punto de llegar a unirse con las Estalactitas. En relación con el proceso kárstico, está la circulación del agua en el interior de las masas calcáreas que hay en la naturaleza. La circulación interna del agua en afloramiento calizo, permite que en ocasiones esta agua salga al exterior a través de manantiales que recibe el nombre de “surgencia” y es frecuente, que en torno a estas salidas de agua permita el deposito a veces muy importante de una gran cantidad de roca caliza precipitada, por que a veces el volumen de agua que sale, la velocidad y la Tª con la que sale, al entrar en contacto con la atmósfera, sufre un contaste importante que hace que se precipite con cierta rapidez el carbonato cálcico. Y así se forman unas rocas calizas de precipitación que reciben el nombre de “travertinos” o “tobas”. Las diferentes surgencias del interior de un afloramiento calizo, no siempre se trata con exactitud o se deben llamar surgencias por que así se llaman las aguas que proceden de una castación difusa en la superficie, que penetra y que luego sale al exterior. Cuando el agua que sale de un afloramiento calizo procede de fuera de la zona caliza, se pierde, hasta que puede salir al exterior, entonces lo que hay es una “resurgencia”. Cuando sale al exterior y de abajo a arriba, las surgencias reciben el nombre de “Fuentes Vauclusianas”
III. GEOMORFOLOGÍA DINAMICA Tema 14. Las fuerzas Morfogeneticas externas. La Meteorización de las rocas.
Procesos de Meteorización: La superficie terrestre aparece con un aspecto aparentemente estable, pero que esa estabilidad nos esconde una serie de procesos que actúa de manera ininterrumpidamente y que intervienen en la dinámica del relieve. Son procesos que para ponerse en marcha necesitan alguna energía, y que procede de unas fuerzas que tienen lugar en el exterior de la superficie y que son fundamentalmente la gravedad y la radiación solar. Estas fuerzas actúan sobre las irregularidades que ha creado la tectonica y sobre las distintas formas en los que afloran los materiales de la tierra, intentado buscar un equilibrio que no se consigue plenamente. La primera y mas importante, la gravedad, es una fuerza que esta presente en todas las acciones el modelado. Se ejerce sobre el relieve unas veces de forma indirecta y otras de forma directa, siendo la labor indirecta la más importante geomorfologicamente, que de la forma directa. La gravedad se descompone en dos fuerzas: Una vertical, la suya propia Una horizontal, cuando entra en contacto con la superficie terrestre. En definitiva, es una fuerza que actúa sobre un plano inclinado. Esto tiene importancia, puesto que esta fuerza entra en contacto con la sup. terrestre y por ello hay que tener en cuenta la rugosidad y la pendiente del terreno, para saber la edificación que tendrá esa fuerza. Cualquier pendiente debe tener un grado de inclinación para que la fuerza de la gravedad no se vea frenada. Por lo tanto, en las áreas de la Tierra en las que la gravedad va a ser más activa, potencialmente en su papel geomorfológico, lógicamente serán aquellas en las que se den fuertes pendientes y grandes desniveles y pendientes que controlan las fuerzas internas, y los propios agentes del modelado influyen en la labore de la gravedad, también los cambios que ha habido en el nivel del mar (eustaticos y glacioeustaticos). También por las mareas, es decir, que la actividad morfogenetica de la gravedad necesita de todos estos elementos y se ve controlada. Todas estas acciones de la gravedad tienden a dar un equilibrio, a hacer desaparecer los desniveles, lo cual a veces es posible a escala local, pero no a escala regional o global porque no hay una sucesión entre tectonica y morfogénesis ni hay largos periodos donde solo funcione la erosión, sino que se trata de actividades que no dejan nuca de funcionar. Unas veces se genera activamiento de partículas desplazadas y acumulándolos en determinados lugares. La otra fuerza es la que procede de la energía solar, que se reparte de manera desigual sobre la superficie de la Tierra y eso genera desequilibrios en la atmósfera, que a su vez generan movimientos que son capaces también de mover o accionar partículas en sentido lateral. La diferencia de la radiación solar recibida en distintos lugares hace que se trate de una actividad morfogenetica que actúa indirectamente y por lo tanto tiene una capacidad morfogenetica menor que los procesos que controla la gravedad. Además estos procesos derivados de esta desigualdad de energía solar tienen que tener una fuerza suficiente para vencer la gravedad, por eso, los procesos que se ponen en marcha por esa diferencia térmica suelen afectar a partículas de poco peso y actúan ejerciendo su tarea en trayectos cortos. Por todo ello, son procesos que tienden a aumentar las irregularidades del relieve. En definitiva, las fuerzas morfogeneticas externas como la gravedad y la radicación solar son fuerzas que se ejercen siempre que se de partículas susceptibles de
ser atacadas. En segundo lugar, siempre que se den partículas susceptibles dará lugar una rugosidad e inclinación adecuada y en tercer lugar siempre que se de un volumen de fluidos que permitan el desplazamiento de los materiales afectados por la gravedad y la diferencia en la radiación solar. Para que estas ejerzan sus fuerzas, la sup terrestre debe estar constituida por rocas blandas y fáciles de erosionar y en otros casos por rocas duras y por lo tanto más difíciles de erosionar, mientras que sobre las rocas frágiles es fácil que las acciones morfogenticas se ejerzan de manera inmediata. La actividad de los procesos morfogeneticas van a necesitar de la acción de otros procesos previos que tienen como función fragmentarlas para que después puedan actuar los procesos de modelado solamente cuando los materiales están preparados es cuando cualquier proceso de modelado puede ser competente. Esta labor de descohesión que por otra parte afecta a un volumen importante de los materiales de la sup terrestre, que salvo caso excepcionales la mayoría de las rocas tiene un cierto grado de coherencia siendo necesaria la preparación de una serie de procesos para que los agentes del modelado ejerzan su trabajo. Así en la naturaleza se da una serie de procesos que preparan los materiales que como tienen lugar en la sup terrestre en contacto con la atmósfera y con los fenómenos que con ella se dan (meteoros) pues se les designa de manera genérica como “Procesos de Meteorización”. Estos son los responsables de preparar los materiales aunque hay que tener en cuenta que en algunas acciones intervienen algunos procesos internos que pueden romper la roca para colaborar con el modelado. Los procesos de meteorización rompen la coherencia de las rocas hasta que las partículas alcanzan un tamaño adecuado para poder trasportadas y en este punto hay que recordar que la actitud que tienen las partículas según su tamaño no se corresponde con la actitud que tienen para ser accionadas. Esto ocurre con las arcillas y los limos, que siendo los materiales de menor tamaño en la naturaleza presentan un grado de cohesión tan grande que para ponerse en marcha necesitan una fuerza mayor que las que tienen algunas arenas o gravas que no tiene una cohesión tan grande. Hay que tener en cuenta que l modelado del relieve y que los procesos de meteorización no actúan de igual manera en todas las partes de la Tierra, por que las condiciones ambientales no son las mismas, de tal manera que a la hora de hablar de evolución del relieve se tiene en cuenta que en esa evolución intervienen distintos procesos, unos azonales (en toda la sup terrestre) y otros que son los plurizonales, que actúan en rocas menores a las anteriores. La actividad de las aguas corrientes se puede considerar como actividad plurizonal, puesto que hay zonas de la Tierra donde esta actividad no está presente. Polizonal puede ser una actividad como es la solifluxión. Por último, hay procesos que se dan en determinadas zonas como es la actividad glacial, es una actividad zonal.
La Meteorización Mecánica: La meteorización es la fragmentación, la rotura o la desintegración de los materiales para que se ejerzan las acciones del modelado. Esa meteorización se ejerce a través de procesos mecánicos, físicos, químicos e incluso biológicos. Todos estos, rompen las rocas para que a continuación los procesos de transporte los pongan en
marcha y por lo tanto son procesos que están en el origen de todas las formas del relieve. Los procesos de meteorización aprovechan los puntos de debilidades de las zonas y bajo condiciones ambientales determinadas, actúan y realizan su trabajo de rotura o fragmentación de la misma. Los procesos de fragmentación mecánica son resultado de cambios de carácter térmico y de carácter hídrico en los materiales. Se pueden asociar como fragmentaciones de origen térmico y de origen hídrico. Entre los primeros están la Termoclastia y la Crioclastia y entre las fragmentaciones de origen hídrico están la Hidroclastia y la Haloclastia. 1. la Termoclastia: consiste en la rotura de las rocas por las variaciones de Tª. Se generan unas tensiones en el interior de la roca que debilita la cohesión y termina por fragmentarla. Las variaciones térmicas que se dan en algunos lugares de la Tierra son las que generan esta fragmentación. 2. la Crioclastia: es la rotura de la roca por cambios de Tª que sufren las rocas por el paso a estado sólido del agua que contienen por congelación de la humedad contenida en la roca. La Termoclastia es capaz de descomponer las rocas en granos. La Geliflacción o Crioclastia generan fragmentos de rocas, generalmente angulosos, que en algunas acciones generan los típicos Canchales o Pedregales. El otro tipo de fragmentación de tipo mecánico son la Hidroclastia y la Haloclastia 1. la Hidroclastia: es provocada por los cambios de volumen que pueden sufrir algunos materiales por las variaciones de su contenido en agua. En otros casos, las rocas sufren la Haloclastia, es decir, las sales contenidas en las rocas, en la humedad, cuando se evaporan crean cristales haciendo que la roca se rompa. Además están los procesos de carácter químico, en otras ocasiones las rocas se descomponen por que hay una serie de reacciones químicas que atacan a los materiales desintegrando las rocas. Es frecuente que donde hay una humedad importante y calor, los procesos químicos se desarrollen en más facilidad. En la mayor parte de estos procesos suele estar presente el agua que favorece esas radiaciones. Como procesos químicos tenemos: disolución-carbonatación, hidratación, hidrólisis, oxidación, reducción… En el caso de la disolución, cuando desaparece el disolvente, encontramos el cierto disuelto por la precipitación, son las rocas calizas. En el caso de la Hidratación, hay minerales capaces de absorber aguas y pueden suceder que algunos de ellos se conviertan en otros materiales por este proceso por ejemplo la Anidrita (yeso), es un proceso que conlleva cambios de volumen importante en las rocas terminando por meteorizar. La alteración puede transformar los complementos mineralógicos de las rocas y son capaces de generar un volumen importante de rocas alteradas de mantos de alteración y que afecta a rocas endógenas, sobre todo plutonicas o rocas muy metamórficas o metasedimentarias a las que termina por concentrarlas en granos. 2. la Hidrólisis: consiste en una reacción química que tiene lugar en los cones de H2 positivos y de OH negativos que están presentes en el agua que reaccionan con otros componentes de la roca y destruyen las redes cristalinas de los minerales que las componen. 3. la oxidación y la reducción: consiste en la unión de un sistema con oxigeno, o al contrario, perdida de oxigeno de un compuesto es lo que debilita las rocas, las
protege y permite que les afecte más los cambios térmicos que de humedad y termine por romperse. 4. hay que citar también, aparte de estos procesos, la meteorización de origen biológico, por que los organismos vivos intervienen en el ataque a las rocas y aunque esa intervención no es cualitativamente importante, la presencia vegetal y animal puede afectar a las rocas, hasta un cierto nivel de profundidad y por lo tanto meteorizarlas y prepararlas para que los agentes de transporte las pueda movilizar y por lo tanto, las raíces de las plantas y pequeños animales colaboran en el proceso de meteorización. Los distintos procesos de meteorización están ligados a los procesos ambientales de la Tierra dando lugar a una clasificación, pues una de las maneras de observar los procesos de meteorización es su distribución es ver su desarrollo de los suelos en las distintas partes de la Tierra y la profundidad que alcanza entre el Ecuador y el Polo, y así se elabora un diagrama en el que están representados los grandes tipos de climas y la profundidad que alcanzan los suelos, lo que pone en evidencia que tipo de proceso de meteorización se ha dado. 5. otra forma de representar la capacidad morfogenetica de los procesos de meteorización sin representar las distintas zonas climáticas de la Tierra, sino el como están producidos es otro diagrama en el que se pone de manifiesto como la precipitación y la Tª da lugar a un tipo u otro de meteorización
Tema 15: Los Procesos de Erosión y de Transporte en la Vertientes. Como consecuencia de la actuación de los procesos de meteorización, los relieves de la Tierra se van modelando a través de una serie de procesos que actúan sobre la vertiente y que reciben el nombre de “Procesos Morgeneticos de las Vertientes”. Para llevar los productos de la meteorización desde donde se originan hasta los lugares de depósito hace falta otros procesos más y esos son los “procesos de dinámica de vertiente”. Vertiente significa en la naturaleza que todo lo que no son cauces, glaciares o lagos son vertientes, son las llanuras y las laderas. Toda la sup terrestre se considera como un mosaico de vertientes. En esas laderas se va formando el relieve mediante la actuación de los procesos de dinámica, que moviliza los productos de la meteorización. El conjunto de procesos que se dan en las vertientes es el que recibe el nombre de “dinámica de vertientes”, que desplazan las partículas a larga o corta distancia en los ámbitos situados fuera de los cauces de los grandes agentes de evacuación, es decir, en el territorio de los interfluvios. Este conjunto de procesos están en relación con los procesos de meteorización que son los que proporciona el material y que después, por ayuda de los ríos, arroyos, glaciares, etc. que al evacuar el material mantienen el funcionamiento de las dinámicas de las vertientes, que se traduce en una serie de procesos, unos directos y otros indirectos, a los que se le une un proceso particular y especifico, es el proceso de arroyada. En todos los procesos hay un trabajo que controla
la gravedad, pero que esa gravedad ejerce su capacidad de forma directa y otras veces de forma indirecta. 1. Gravitatorias directas: la actividad de la gravedad se hace directamente. 2. procesos indirectos: es necesario un impulso inicial y/o existe un agente trasportados o facilitador del movimiento. 3. la arroyada, círculo de agua aun no canalizada de forma estable Procesos directos: En los procesos directos, está lo que se llama “Caída Libre” de elementos y los “Desprendimientos”. En algunas ocasiones, en las partes altas de las vertientes, los procesos de meteorización fragmentan las rocas que por su propio peso caen sin encontrar otro obstáculo. Para que esto suceda así, afecta a materiales de pequeño tamaño que caen y no se vuelven a romper por que si esa acción gravitatoria libre afecta a un volumen importante de rocas que se desploma y cuyos fragmentos se vuelven a romper, entonces ya hablamos de desprendimientos. En relación con la caída libre, hay una formación topográfica sobre la sup terrestre que es la génesis, la configuración de más superficie por materiales sueltos que se van acumulando allí donde van cayendo, hasta formar una vertiente de acumulación de derrubios sueltos con un perfil longituclinal, homogéneo, con mayor o menor grado de pendiente y que se encuentra en una situación de equilibrio inestable, de tal manera que cualquier cosa que se mueve puede remover todo el conjunto. Esas formaciones de derrumbe por gravedad reciben el nombre de “vertientes regladas” o “Richter”. Cuando en una vertiente reglada se deja de recibir aportaciones y pasa el tiempo permitiendo que se desarrolle una vegetación o suelo se dice que es estable. En las vertientes Richter se suelen diferenciar distintas partes: Escarpe: es la parte superior de la vertiente que la pone en contacto con la sup que precede. Talud: es el desarrollo de la vertiente. Enlace Basal: es la parte baja de la vertiente. En otras ocasiones, la acción de la gravedad genera otro tipo de formaciones o de áreas de acumulación (derrubios) que no forman vertientes regladas, sino “Taludes” de derrubios e incluso conos de derrubio por que se presentan como una forma de depósito de una configuración triangular, cónica, con el vértice hacia el área de donde procede los derrubios. Procesos Indirectos: En los procesos indirectos nos encontramos con los desplazamientos de elemento a elemento y los desplazamientos en masa, que a su vez se dividen en deslizamientos, de rocas o de piedras; y en Solifluxiones. 1. elemento a elemento: es la retribución de partículas sueltas de pequeño tamaño, partículas que se desplazan sobre una pendiente, por su peso, pero que a diferencia de la acción libre de la gravedad, en que este proceso indirecto, afecta a partículas de menor tamaño, que han sido objeto de una meteorización y que
hay algún tipo de proceso previo o impulso que ayuda a que caigan. Entre los fenómenos que son capaces de desarrollar el Creeping está: a. la Crioturbación b. los Pipkrakes c. los cambios de volumen de las arcillas d. los seres vivos En el caso de la Crioturbación, consiste en la retracción que los elementos de tipo arcilloso sufren por la presencia el hielo, en suelos arcillosos, la existencia del hielo dilata la vertiente, y luego la contrae y la retrae con el deshielo y las partículas se mueven. En otros casos, el fenómeno que colabora al Creeping, es la existencia de Pipkrakes, que son unas agujas de hielo que se forman en el suelo por capilaridad y que en su desarrollo levantan partículas del suelo, y cuando esas agujas se descongelan pues caen, y cuando ese proceso afecta a una vertiente entera cae entera. En otros casos, hay suelo de tipo arcilloso, es un material capaz de absorber una cantidad importante de agua, es una absorción que aumenta el volumen del suelo, cuando desaparece el agua, el suelo se deseca y al final pude llevar a que una vertiente avance. En otros casos, la reptación puede proceder de la actividad de los seres vivos, como el desarrollo de las raíces de los árboles y la actividad de animales de todo tipo puede colaborar a que los elementos del suelo caigan por gravedad. Hay además algunas señales que son indicadoras de que una vertiente está en proceso de reptación o Creeting. 2. Desplazamientos en Masa: afectan a un volumen importante de materiales, dentro de ellos se pueden diferenciar dos tipos: según en el estado que se encuentre el material al movilizarse y el modo de realizarse el desplazamiento y así nos encontramos con los Deslizamientos y las Solifluxiones. Los Deslizamientos se producen cuando la masa movilizada no se encuentra saturada de agua, mantiene sus caracteres originarios y se resbala pendiente abajo. Los deslizamientos pueden ser de piedras, láminas o Rockslide. Se diferencia de los desprendimientos por que el material movilizado suele ser mayor, el mecanismo es distinto. En el intervienen la presencia del agua a través de alguna discontinuidad; o también pueden ser de tierras, lanslide, que afecta a material meteorizado y carece de discontinuidades. Las Solifluxiones, afecta a materiales saturados de agua, se convierten en barro y afectan a materiales deleznables con alto contenido en arcilla, muy hogrofilos y susceptibles de trasportarse en barro. Presenta diferentes modalidades: a. Solifluxión laminar: es una lámina de la vertiente que se convierte en barro y el agua que recibe la empapa. b. Nichos de solifluxión: la solifluxión se concentra en un punto de la vertiente y arranca un núcleo concentrado de solifluxión y queda una zona deprimida. c. Coladas: se ponen en marcha unos ríos de barro, adoptan forma convexa, son los lóbulos de solifluxión. Cuando este sistema se da en un sistema periglaciar, una vez que se derrite el hielo, el agua pone en marcha las coladas y entonces se habla de Gelifluxión, que es el deslizamiento específico de tierras debido a la congelación y descongelación
La Arroyada: Es un proceso de trasporte inicial de los materiales por los interfluvios o vertientes realizando por el agua no canalizada de forma estable y permanente. La envergadura de los arroyos no le da la categoría de río, por eso se le llama como “arroyada”. Es un proceso que puede afectar a zonas con pendiente mediana o fuerte o incluso plana. Es además un proceso capaz de arrancar y sedimentar partículas en grandes volúmenes, además de trasportarlos. Amabas características ponen en la arroyada en el limite entre los procesos elementales de modelado y los grandes mecanismos geomorfológicos de evacuación. Sobre la superficie terrestre podemos encontrar distintos tipos de arroyada: 1) Aerolar 2) Difusa, en hilos o rill wash 3) Laminar o sheet flood 4) Concentrada 1. Arroyada Aerolar: el proceso de arroyada se puede poner en marcha por un proceso de precipitación o bien los niveles freáticos se completan y esa agua que sobra circula sobre el suelo. En definitiva, empieza a haber un flujo superficial del agua que es discontinuo, más o menos lento y que puede generalizarse sobre la superficie del suelo, pero que no tiene capacidad para modelar, para trasportar un volumen importante de partículas, solamente lava el suelo. Es lo que tiene lugar cuando se produce un aporte masivo de agua, generalmente de lluvia sobre un suelo no saturado hídricamente. Constituye un flujo discontinuo en el espacio y relativamente lento que solo produce u arrastre de materiales finos y prácticamente no tiene capacidad modeladora. 2. Arroyamiento difuso: cuando se satura el suelo, son capaces de mover partículas de cierto tamaño. Se trata de la circulación del agua en forma de hilos numerosos e inestables una vez el suelo saturado, es capaz de efectuar una acción difusa de arrastre. 3. Arroyada Laminar: se produce cuando la topografía es suave y poco accidentada, cuando el material que se ve afectado es suelto y móvil. En los intervalos de inactividad actúan otros procesos de precipitación y trasporte de material. En estas circunstancias se forma un flujo laminar continuo y turbulento que arrastra y redistribuye grandes cantidades de material. 4. Arroyada Concentrada: se produce cuando el agua circula por una pendiente mayor que en los casos anteriores, aunque no demasiado rigurosa. El material es deleznable pero compacto. No actúan otros procesos durante los procesos muertos. El agua incide, diseca sobre la vertiente y crea unos canales, arroyos que se ve canalizada y además puede arrastrar un volumen importante de materiales. Si ese proceso se repite periódicamente profundiza los arroyos.
La difusa, concentrada y laminar son capaces de generar unos modelados específicos. El modelo de unas formas, como los Glacis o las Cárcavas o las Señoritas con Sombrero. 1. Los Glacis: son unas formas topográficas que se configuran en algunas vertientes producto de la arroyada difusa en hilos, pero sobre todo de la arroyada laminar. En las vertientes poco inclinadas es capaz de redistribuir las partículas acumuladas o trabajar la roca insitu y crear unas rampas extensas, uniformes, homogéneas, con una inclinación muy regular. Es frecuente que estos Glacis se desarrollen al pie de relieves importantes de donde procede el agua e incluso materiales que lo constituyen y en muchas ocasiones son las topografías que constituyen los “pies de monte”. El Glacis puede ser de tipo: erosión (glacis rocoso), de acumulación (glacis escalonado) y mixto. Sobre la superficie terrestre, la arroyada laminar y difusa son capaces de modelar el pie de montaña, que es por bien de la erosión, de acumulación y mixto. a. Erosión: la arroyada trabaja sobre la roca erosionada. b. Acumulación: cuando los materiales trabajan sobre los materiales acumulados. c. Mixto: un poco de cada. 2. Las Cárcavas y los Badlands: las cárcavas son surcos permanentes y agrupados, modelados en el terreno por la arroyada concentrada en la que los hilos de agua adquieren una alta velocidad y turbulencia importante suministradas por un aporte intenso de agua sobre una pendiente importante, accidentada, pero no excesivamente rigurosa. Los Badlands se producen cuando los surcos constituyen sistemas detríticos jerarquizados Condiciones bioclimaticas de la arroyada La arroyada concentrada es capaz de funcionar donde el recubrimiento vegetal no es denso, por lo tanto, en territorios afectados por aridez, donde afloran materiales arcillosos y margosos. Demoiselles Coiffées = Señoritas con Sombrero: la arroyada concentrada favorece en ocasiones la configuración de unas formas muy originadas constituidas por columnas de material arcilloso coronadas por un bloque de roca dura que las protege. La arroyada puede formas unos aparatos de circulación hídrica que en ocasiones se pueden considerar como elementos fruto de la acción de las aguas corrientes o fruto de una arroyada concentrada de gran envergadura, son los cursos de agua que se constituyen en áreas áridas o semiáridas, son los Wadi. En las zonas semiáridas, la concentración de aguas de lluvia ha permitido que se desarrollen unos cursos de agua que remueven una cantidad de materiales importantes y que terminan por perderse en llanuras y que no son cursos de agua permanentes, son fruto de una importante arroyada esporádica en el tiempo, concentrada.
Tema 17: Formas y Procesos Fluviales 1) Las aguas corrientes: tipos de circulación Las aguas corrientes pueden concentrarse de dos formas: linealmente o superficialmente; y el carácter puede ser intermitente e incluso espasmódicas (torrentes y uadis), o permanente (ríos). • Cursos de agua intermitentes: los torrentes y los Uadis son cursos de agua de alimentación esporádica y frecuentemente espasmódica. En España, también se denominan ramblas, barrancos y arroyos. 1) El torrente es un curso de montaña corto, episódico y de configuración sencilla. Presenta tres partes: a) Cuenca de recepción, es la parte alta en forma de embudo, la excavación en barrancos es la forma de erosión predominante. b) Canal de desagüe, es el lecho principal por donde circulan las aguas, la labor predominante es el transporte. c) Cono de deyección, es la desembocadura inestable con forma de abanico aluvial. Al depositar la carga se eleva el lecho y con otra crecida busca un nuevo desagüe. El Lecho es torrencial y rocoso, con una fuerte pendiente. 2) Los Uadis son cursos de agua de carácter intermitente, propios de regiones áridas o con lluvias estacionales. Cuando la arroyada concentrada (cárcavas) es capaz de modelar amplios terrenos se definen ejes de drenaje o colectores de la escorrentía temporal. Estos ejes reciben el nombre de “Ued”. Poseen un único lecho de fondo plano, ancho y poco encajado. Su fondo, cubierto de material detrítico está surcado por los canales anastomosados, rodeados de bancos de piedra o arena en los que puede desarrollarse una vegetación esteparia. Las aguas bajo las orillas se difuminan y el Ued termina convertido en una serie de canales dispersos. Cuando se seca el Ued se mantiene una circulación subterránea entre los aluviones llamados subcirculaciones o intraflujos. Se combinan, pues, los procesos de transporte, con agua, y de acumulación,
en periodos de sequía. Los Uadis de menor incisión y mayor pendiente se denominan ramblas o barrancos. • Cursos de agua permanentes (ríos) Un río es una corriente de agua permanente que fluye por un cauce desde las tierras altas a las tierras bajas o vierte en el mar o en una región endorreica (río colector) o a otro río (afluente). Se organiza en redes y realiza una importante labor de erosión, transporte y acumulación. El lecho de un río es la parte más excavada de los valles o las depresiones drenadas. Es el órgano elemental de circulación de las aguas corrientes. Estas corrientes se organizan jerárquicamente en redes. Los Uadis se organizan en redes que presentan diversos grados de degradación, apareciendo tramos aislados y partes invadidas por las dunas, que entierran sus orillas. Los ríos y arroyos se diferencian por su envergadura y por la complejidad de su régimen hidrológico.
2) Nociones esenciales de dinámica fluvial Desde el punto de vista geográfico interesa la labor del río como agente erosivo y modelador del relieve. Esta actuación viene determinada por las características de la dinámica fluvial. La capacidad erosiva de un río depende de su potencia, que es a la vez fruto de su caudal y de la velocidad. El caudal viene condicionado por las precipitaciones y por las características de la cuenca que drena. La velocidad lo está por el relieve, la carga transportada y la forma del lecho fluvial. Condiciones hidrodinámicas: No podemos considerar los ríos como líneas dibujadas en la superficie de los continentes, sino más bien como corrientes de agua que fluyen sobre cauces que ocupan una cierta superficie. Dentro de esta superficie existen diferencias de velocidad de flujo, la velocidad depende de: la pendiente del perfil longitudinal y de la cantidad de agua, ya que es la gravedad la que impulsa la escorrentía fluvial. La configuración del lecho, su amplitud, profundidad y rugosidad. La velocidad será mayor cuanto más profundo sea. Cuanto más riguroso más resistencia ofrece al desplazamiento del fluido. La mayor cantidad de agua hace aumentar la velocidad del flujo. Esto sólo es cierto si la crecida se mantiene dentro de los límites del lecho, de lo contrario disminuye la velocidad. Tipos de flujo según la velocidad: a) Laminar: los hilos de agua se desplazan paralelamente, con mayor rapidez cuanto más en el centro de la corriente esté. El conjunto es similar al deslizamiento de láminas superpuestas. Es propio de lechos uniformes y estables. b) Turbulento: los hilos de agua dibujan trayectorias complejas en forma de torbellinos. El diámetro de los torbellinos es variable. Los movimientos helicoidales son propios de las pendientes fuertes y los periodos de crecidas. Casi la totalidad del trabajo erosivo de los ríos se debe a estos movimientos helicoidales, capaces e levantar
verticalmente los materiales del fondo, para que sean arrastrados por la corriente. Cuanto más riguroso sea el lecho más movimientos helicoidales se observaran.
3) La Cuenca de Drenaje 3.1) Definición y génesis: la cuenca de drenaje es el área de terreno que aporta agua a una corriente (área drenada por un río y sus afluentes). No hay que confundir cuenca con vertiente, ya que este último concepto se refiere al conjunto de cuencas, generalmente de caracteres similares, que desembocan en un mismo mar u océano o en vertientes internas de las cuencas endorreicas, como ocurre en el Sahara. * Red de drenaje: red interconectada de corrientes, existen varios modelos básicos. * Valle: área drenada por un canal principal y sus afluentes que queda separada por los interfluvios más importantes. * Divisoria de aguas: línea imaginaria que separa las cuencas de drenaje. * Interfluvio: línea imaginaria que separa los cursos de agua. Modelo de drenaje dendrítico • El más frecuente • Ramificación irregular (como un árbol) • Se forma cuando el sustrato rocoso subyacente es relativamente homogéneo • El modelo viene determinado por la dirección de la pendiente y no por la roca Modelo de drenaje radial • Las corrientes divergen desde un área central (Como el radio de una rueda) • Se desarrolla en zonas volcánicas aisladas y en elevaciones tipo domo Modelo de drenaje rectangular • Recodos en ángulo recto • Se desarrolla cuando el sustrato de roca está entrecruzado por una serie de fallas y diaclasas • El modelo geométrico viene determinado por la dirección de las líneas más débiles frente a la erosión Modelo de drenaje en red enrejada • Afluentes paralelos entre si y tienen aspecto de jardín enrejado • Se forma en áreas donde subyacen bandas alternativas de rocas resistentes y menos resistentes (Apalaches, Jura, etc.) 3.2) Evolución de las redes hidrográficas La configuración de las redes hidrográficas no es inmutable, ya que puede agrandarse en la desembocadura a través de la sedimentación (deltas) y alargarse en la cabecera por erosión remontante. La erosión remontante puede inducir el fenómeno de captura. La red también puede evolucionar gracias a los derrames. Capturas
• Una captura es la captación de un tramo de un curso de agua por otro. Implica que la erosión del río captador es mayor que la del captado, destruyendo, localmente, el interfluvio que separa los dos valles. • La captura se produce por la erosión remontante de la cabecera del río captador hasta alcanzar los dominios del río capturado. En el antiguo curso de agua del río captado aparece un valle muerto (desfiladero si hubo garganta), aunque puede que se desarrolle otro río a partir de las aguas recogidas en la región abandonada. • En el punto de contacto aparece un codo de captura, que corresponde a un brusco cambio de dirección en el curso del río y que indica la dirección del río capturado y del captador. Además, el río capturado suele tener una posición colgada, puesta de relieve por una ruptura de pendiente. • En las capturas la litología tiene un papel decisivo, ya que es necesaria la existencia de series sedimentarias contrastadas ante la labor erosiva. • Existe otro tipo de capturas, las capturas tangentes, que generalmente se presentan entre distintos brazos de un mismo río, y que consiste en la zapa del interfluvio por la evolución de las partes cóncavas de sendos meandros consecutivos. La captura acorta el recorrido y aumenta la pendiente, por lo que parte del meandro capturado queda abandonado, formando un lago con forma de media luna. Este fenómeno es frecuente en las partes bajas de los grandes ríos, sobre todo en los deltas y las zonas de acumulación. Derrames • Irrupción espontánea del agua de un río en otro, saltándose el interfluvio por un punto bajo. Este fenómeno aparece en caso de grandes crecidas y en ríos con altos grados de acumulación de materiales, que permiten la colmatación del cauce, el cual busca otros caminos. Se localizan en las llanuras de relleno y en los piedemontes de las altas montañas, donde la acumulación masiva de materiales en los conos aluviales terminan por difuminar las líneas divisorias. • Los movimientos orogénicos también pueden provocar derrames, ya que si son lo suficientemente rápidos pueden provocar desvíos, y hasta inversión de la dirección del drenaje. 3.3. Jerarquización de la red Existen diferentes jerarquizaciones de la red hidrográfica superficial que se diferencian en la forma de ramificar el río en cualquier cuenca hidrográfica. Los tipos se han clasificado de acuerdo con su orden en una jerarquía que se define como sigue: • ríos de primer orden: no tienen afluentes. • ríos de segundo orden: se forman al unirse los de primer orden. • ríos de tercer orden: se forman al unirse los de segundo y así sucesivamente. En su forma original el sistema consistía en que una cuenca de cada clase se prolongaba hacia el manantial de manera que el canal principal se extendía continuamente desde el manantial hasta la desembocadura (Horton, 1945). Posteriormente se hicieron modificaciones del sistema que anularon esta idea a favor de
la clasificación más simple de todos los ríos del mismo orden en una clase (Strahler, 1957).
4) La acción del río como agente erosivo • El río juega un papel trascendental como agente modelador del paisaje. Su trabajo consiste en una triple acción: erosión, transporte y sedimentación. • El río emplea su potencia en vencer las fricciones externas e internas, en erosionar el lecho y en transportar los sedimentos que arrastra. Si la potencia total o bruta supera las fricciones el río erosiona. En caso contrario, predominan los procesos de sedimentación. 4.1) Erosión fluvial Las corrientes fluviales erosionan de varias maneras que dependen de: a) la naturaleza de los materiales del cauce. b) la naturaleza de los materiales que arrastre la corriente. Los principales procesos erosivos son: • Procesos mecánicos: a) Acción hidráulica: consiste en la excavación lateral (de las orillas) o basal (del lecho) en las rocas deleznables. Los ríos con una primacía de la excavación basal producen la concentración lineal (erosión lineal) de las aguas. En la arroyada difusa predomina la excavación lateral. b) Abrasión: labor de desgaste por fricción sobre rocas coherentes. Es preciso que existan fragmentos. En los tramos rápidos la carga actúa como un chorro de arena creando un fondo pulido y limpio. Los torbellinos que arrastran cantos favorecen la profundización del lecho y la formación de marmitas de gigante, oquedades circulares excavadas en el lecho rocoso. La abrasión también genera gargantas, cataratas y rápidos. c) Cavitación: fenómeno producido en el fondo de las cataratas y rápidos cuando un líquido se comprime y luego se descomprime. Durante la descompresión se producen zonas de vacío que implotan para llenar el hueco producido, generando un impacto local de varios kg, mayor en época de crecidas. d) Desgaste: el río produce un desgaste de los materiales que transporta, que van redondeándose, e incluso llegan a pulverizarse. •
Procesos químicos: e) Corrosión: el agua realiza una acción química, disolvente, sobre los materiales con los que entra en contacto. Se expresa en formas pulidas, estrías y acanaladuras, especialmente sobre la roca caliza. Parte de la energía desarrollada por el flujo de agua no se emplea en el transporte de la carga, sino en su modelado, es decir, se consumen en los golpes entre los fragmentos y en la disolución de la roca. Esta es la causa de que los fragmentos de los ríos presenten formas redondeadas y brillantes (cantos rodados); y de que aguas abajo el calibre de los fragmentos sea cada vez menor. 4.2) Transporte
El transporte del material es la función fundamental de las aguas corrientes. Los materiales que llevan en suspensión constituyen la carga o caudal sólido. La cantidad de carga que el río puede transportar por unidad de tiempo, define la capacidad del río y la masa de elementos más gruesos define su competencia (capacidad de un río para movilizar y desplazar partículas). Depende de la velocidad del flujo, del caudal, del calibre de las partículas y de la rugosidad; a mayor velocidad, caudal y rugosidad más turbulencia, y a más turbulencia más competencia. Si la velocidad del flujo disminuye lo hace también la competencia, hasta llegar a ser negativa y depositar la carga. •
Las fuerzas que intervienen en el desplazamiento de la carga son: – la gravedad. – la fuerza de atracción de la corriente. – las fuerzas ascendentes helicoidales. • Formas de transporte mecánico: la distancia y la velocidad a la que se desplazan los fragmentos dependen de su calibre. A) Deslizamiento y rodamiento. Los fragmentos más gruesos son arrastrados sobre el fondo del lecho menor. Cuanto más grandes más necesitan un aumento del caudal para ponerse en movimiento. B) Saltación. Las gravas avanzan tras ser elevadas del fondo por fuerzas helicoidales, que sin embargo no pueden mantenerlas dentro del flujo. C) Suspensión. Las partículas coloidales y los limos se mantienen dentro del flujo. Son las que dan a un río turbiedad y cierta coloración. Muy común en regiones áridas. Cuando se desplaza en conjunto volúmenes importantes de material heterogéneo decimos que es un movimiento en masa. Esta modalidad es propia de los episodios torrenciales y las grandes crecidas. • Formas de transporte químico: D) Disolución. La descomposición de la roca en sustancias minerales también forman parte de la carga y en ocasiones constituyen un porcentaje muy alto de ella. Las sustancias en disolución proceden de los aportes de las rocas de las cuencas, y de las rocas y fragmentos que forman el propio lecho. Los iones en disolución forman parte de la molécula de agua y se desplazan con ella. Esta carga no se deposita a no ser que exista un cambio brusco de presión y temperatura, como ocurre con la formación de costras, travertinos (precipitación de carbonatos) y tobas (precipitación de carbonatos sobre restos vegetales). 4.3) Sedimentación En el momento en que el río no es capaz de transportar su carga, comienza a depositarla. La disminución de la velocidad de la corriente es de suma importancia en este proceso. Si la velocidad del flujo disminuye se reduce la turbulencia y, consiguientemente, la capacidad de soportar la carga. El proceso de sedimentación es, naturalmente, selectivo (primero se depositan los materiales de mayor tamaño y finalmente las partículas más finas).
La sucesión de períodos de estiaje y crecida, y el distinto volumen que pueden tener, hace que varíe la potencia del río y su capacidad de carga. Como resultado, se observa que en los depósitos hay, a menudo, mezcla de tamaños según el período del que procedan. 4.4) Tramos de los cursos de los ríos en función de la energía o de los procesos dominantes: • curso alto: caracterizado por la erosión. • curso medio: caracterizado por el transporte. • curso bajo: caracterizado por la sedimentación. Curso alto del río: • El curso alto del río es el primer tramo del río. Comienza en el manantial del río. Es un tramo con mucha pendiente, por lo que la velocidad del agua es elevada. No aparece mucha materia orgánica y el agua está muy oxigenada. Se produce erosión de materiales, que son transportados más abajo, y que pueden sedimentar si encuentran un obstáculo. En todo caso, la actividad más importante que realiza el río en este tramo es la erosión. • La acción erosiva del río se produce, sobre todo en el fondo del lecho, creando valles muy pronunciados, en forma de "V". • Las formas resultantes de la actividad del río en este tramo son gargantas, desfiladeros, cañones, cascadas, rápidos, marmitas de gigante... Curso medio: • En el curso medio del río el agua discurre por zonas con menos pendiente y la velocidad del agua disminuye, aumenta el ancho del cauce, y el caudal, pues recibe el aporte de agua de su cuenca. Aunque erosiona en algunas zonas y sedimenta en otras, la principal acción del río en este tramo consiste en el transporte de materiales. • Cuando el agua disminuye su velocidad altera su curso, originando curvas llamadas meandros, que provocan que el agua erosione en la zona más abierta de la curva y sedimente en la zona más cerrada de la curva. • El valle se abre, por la acción erosiva de los meandros, adquiriendo la forma de artesa. Curso bajo: • El curso bajo es el último tramo de un río. El agua circula por amplios valles, zonas de escasa pendiente y, por ello, se mueve lentamente. Como en los otros tramos, también aquí el río erosiona y transporta materiales. Sin embargo, la acción predominante ahora es la sedimentación. • Las formas resultantes de la actividad del río en este tramo son: llanuras aluviales o de inundación, deltas y estuarios. • Llanuras de inundación: Tramo del valle invadido por el río en época de crecidas. Este lugar recibe todos los sedimentos transportados por el río cuando el agua se sale del cauce. Por ello, estas llanuras recogen gran cantidad de nutrientes, lo que las convierte en zonas muy fértiles. Se les da el nombre de vegas. Son zonas que se aprovechan para el cultivo de regadío, debido a la facilidad que hay para abastecer de agua a la zona y a la fertilidad del suelo. Suelen aparecer asociadas construcciones
humanas. Esto supone un grave peligro, ya que es ocupada por el agua cuando el río se desborda. • Desembocadura del río: Situada al final del curso bajo. Cuando un río desemboca en el mar forma una desembocadura en función de: – La velocidad con que baja el río – La cantidad de sedimentos que transporta – La actividad del mar donde desemboca Así, hay dos tipos básicos de desembocadura: – Delta: El río aporta gran cantidad de sedimentos, baja con bastante agua, pero con poca velocidad y desemboca en un mar con poca actividad, con lo que los sedimentos taponan la salida del río al mar. En España tenemos un ejemplo claro en el delta del río Ebro. – Estuario: El río trae mucha velocidad, los sedimentos son enviados rápidamente mar adentro y el mar al que desemboca el río es un mar activo. Ejemplos de ello los tenemos en los ríos de la cornisa cantábrica.
5) Noción de perfil longitudinal de los ríos • Las aguas corrientes modelan, por abrasión y deposición, un perfil longitudinal de su lecho cuya pendiente tiende a disminuir aguas abajo. • El perfil longitudinal puede definirse como una representación lineal de las cotas más bajas de un río desde el nacimiento hasta el nivel de base en la desembocadura (talweg) que da lugar a una curva de forma cóncava. Esta curva presenta localmente irregularidades que se expresan en forma de rápidos y cascadas, y tramos de aguas tranquilas. Perfil de equilibrio longitudinal: • Curva regularizada, de forma que en todos sus puntos la velocidad de la corriente asegura el transporte de la totalidad de la carga sólida procedente de la parte superior sin que haya excavación ni acumulación. • La curva ideal se alcanzaría en un perfil en equilibrio, es decir en un río que no pudiera profundizar su cauce porque no hubiese ni erosión ni acumulación. • En cada punto los ríos tienden a profundizar su cauce tratando de aproximarse al nivel de base, algo imposible debido a que buena parte de su energía es empleada en evitar el rozamiento, impidiéndose así la erosión y el transporte necesario para conseguirlo. Existen multitud de niveles de base locales, cuando encontramos: a) una ruptura de pendiente (nickpoint), b) la desembocadura de un afluente en un río, c) una depresión intermedia. • El nivel de base general es el de los océanos. Un cambio en el nivel de base implica la modificación del perfil, que cuando llega a la cabecera da lugar a un retroceso de la misma. Tramos de los cursos de los ríos en función de su aproximación al perfil de equilibrio:
• curso alto: cerca de la cabecera del río, es el tramo de mayor pendiente y el de mayor capacidad erosiva; • curso medio: tramo intermedio del río en el que el perfil se acerca más a la línea ideal, funciona como zona de erosión o como zona de acumulación dependiendo de las diferencias anuales de caudal del río; • curso bajo: tramo próximo al nivel de base del río, la pendiente es menor, aunque el caudal es mayor, es la zona de acumulación de la carga sólida erosionada.
6) Formas resultantes de la acción fluvial • La acción morfogenética de las aguas corrientes depende de las condiciones hidrodinámicas que aseguran los procesos de transporte y accionamiento, con la formación de meandros, y de sedimentación, con la formación de llanuras aluviales y terrazas. 6.1) Formas de abrasión-transporte-sedimentación: los meandros • La palabra meandro proviene del griego (Μαeανδρος), nombre de un río de Anatolia hoy llamado Büyük Menderes. Parece ser que el Meandro asombró siempre a los griegos por su forma de avanzar serpenteando. Así el nombre propio se hizo nombre común: el meandro de un río. • La consecuencia más decisiva de la acción fluvial es la formación de meandros. Un meandro se puede definir como una ondulación marcada en la trayectoria lineal de un río. Como consecuencia del Efecto de Coriolis (una fuerza centrífuga) en los ríos del hemisferio norte se desvía la corriente fluvial hacia la derecha, mientras que en el hemisferio sur lo hace hacia la izquierda. • La característica principal es que cada meandro presenta un lóbulo (Ω) más o menos estrangulado en su base. La curvatura máxima se encuentra en el vértice, punto de inflexión en la dirección del río. Fruto de su geometría, el meandro se caracteriza también por presentar un escarpe en el lado externo de la curva y una suave pendiente en la parte interna o espolón. De esta forma, concavidades y convexidades se suceden a lo largo de una misma orilla. La concavidad aparece por la zapa producida por la corriente al golpear de frente la curva, por la inercia del movimiento. La convexidad aparece en la orilla opuesta, donde la velocidad del agua es menor y por lo tanto es donde tienden a acumularse los fragmentos (point bar). Cuando dos curvas cóncavas se encuentran, el río corta camino a través del cuello, zona en la que se oponen las corrientes, y se forma un lago de herradura (oxbow lake) en el meandro abandonado que con el tiempo se convierte en pantano (oxbow swamp), ya que los sedimentos sellan muy pronto la entrada y salida del antiguo meandro que ha sido "decapitado“, quedando la marca de meandro (scar). En los meandros la parte cóncava tiene el lecho más profundo, por lo que puede distinguirse una lámina de máxima velocidad, en el centro de la corriente, que va ondulando. Al golpear repetidamente una orilla tiende a crecer en detrimento de la otra, formando la incurvación. Para que la erosión sea efectiva es necesario que existan partículas de un calibre próximo a la competencia del flujo, ya que estas son las
movilizadas por la lámina más rápida, y las depositadas en la parte de la corriente más lenta. Se distinguen dos tipos de meandros: - Libres o divagantes: se desarrollan sobre una llanura aluvial o sobre sedimentos sin consolidar, lo que permite la libre evolución de la curva. Presenta un talud de sedimentación fluvial en la orilla convexa más o menos estabilizado, bien sea por razones naturales (por ejemplo, por la existencia de una elevación natural del relieve que el propio río tiene que rodear) o por razones humanas (por la estabilización de los cauces para evitar las inundaciones). Aunque estos meandros sean propios de las zonas llanas es necesario que la labor erosiva del río sea superior a la labor de acumulación. - Encajados o de valle: característicos de las regiones rocosas y fruto de las debilidades litológicas o tectónicas. Generalmente son producto de la profundización, hasta el sustrato rocoso, de los meandros libres. Muchos de los meandros encajados se han convertido en zonas de interés público o turístico como parques naturales. Tal es el caso, en España, de las Hoces del río Duratón, los Arribes del Duero, y en otros países, las Puertas de Hierro en el Danubio, el Gran Cañón del río Colorado en los Estados Unidos, las Gargantas del Yangzi en China y muchos más. En algunos casos, los meandros han servido para establecer la ubicación de algunas ciudades. Tal es el caso de Toledo y el río Tajo. 6.2) Formas de acumulación: llanuras aluviales y terrazas Llanuras aluviales: Cuando la carga es mayor que la competencia del flujo para transportarla, ésta se deposita en forma de derrubios aluviales o aluviones. En las zonas de aluvionamiento (deposición de aluviones) el río circula sobre una llanura de acumulación que se va elevando, haciendo avanzar el punto de nivel de base sobre la llanura aluvial. Se forman barras e islas. Terrazas: Las terrazas son plataformas llanas más o menos extensas que se desarrollan sobre aluviones y mantienen un desnivel constante sobre el lecho. Se presentan en forma de escalones, separadas por un talud más o menos abrupto. Un río puede, a lo largo del tiempo, invertir la tendencia y comenzar a erosionar donde antes acumulaba derrubios, bien por un aumento de la abrasión, bien por una reducción de la carga, lo que hace aumentar el poder erosivo. La incisión de los aluviones va formando terrazas aluviales, pudiendo encontrar varios niveles en un mismo río, procedentes de distintos momentos de acumulación e incisión. Existen tres explicaciones básicas para la formación de terrazas fluviales: A) El control eustático, por el cambio de nivel de base, sobre todo marino (transgresiones y regresiones). B) El cambio en las condiciones tectónicas, por la subsidencia de la cubeta bajo el peso de los materiales, por movimientos epirogénicos. C) Los cambios hidrodinámicos y climáticos, que hacen variar la competencia del flujo de agua. Los dos primeros son demasiado lentos para explicar las terrazas jóvenes, pero el último es demasiado reciente para explicar las terrazas de los cursos altos y medios de los ríos, sin embargo es la explicación más probable para la mayoría de las terrazas.
Las terrazas pueden encontrarse de dos maneras: - Encajadas: cuando en la base del escarpe afloran depósitos aluviales. - Escalonadas: cuando en la base del escarpe de la terraza aflora la roca. Las terrazas suelen presentarse de forma simétrica en sendas orillas, aunque también pueden ser claramente disimétricas.
TEMA 18: Formas y Procesos Litorales 1) El medio litoral: El medio litoral es el límite geográfico entre continentes y océanos, una zona de interfase entre atmósfera, hidrosfera y geosfera que da lugar a una morfología particular denominada relieve litoral. Abarca una franja paralela a la costa por encima y por debajo del nivel medio de las aguas, sometida a la influencia del mar.
La palabra litoral hace referencia a esta franja, mientras que la palabra costa se utiliza más para designar a la zona que, desde el nivel de la bajamar, se extiende tierra adentro, con una anchura indeterminada. Pese a que se confina en una franja relativamente estrecha, resulta un medio bastante extenso, dado que los continentes poseen un perfil recortado. Ocupa una superficie en el globo de 150.000 km2, considerando sólo la zona intermareal. El agua es el agente erosivo más importante, pero predomina el carácter horizontal de su acción: el oleaje (en el modelado fluvial predomina el carácter lineal). Otros agentes son verticales como las mareas o los movimientos isostáticos. Es un medio muy bien estudiado por tener un alto valor para el hombre: - Económico: puertos, pesca, actividades turísticas, yacimientos petrolíferos, etc. - Estratégico: desembarcos militares, defensa, límites fronterizos, etc. - Poblacional: con excepciones notables, las costas suelen ser las zonas más pobladas. - Ambiental: medio frágil y singular (endemismos) no exento de riesgos naturales. - Paisajístico: diversidad y belleza. Desde un punto de vista geomorfológico, este medio se caracteriza por ser casi siempre de gran movilidad. En un espacio de tiempo muy breve pueden presentarse cambios importantes, que son incluso apreciables, no ya a escala histórica, sino en la breve vida de un hombre. Esquemáticamente se pueden considerar varias zonas: - Supralitoral: por encima del nivel más alto de la marea hasta el límite de la vegetación terrestre. - Mesolitoral o estero: zona comprendida entre los niveles máximos de pleamar y bajamar. Por tanto, puede estar sumergida o emergida, desarrollándose en ella poblaciones animales y vegetales adaptadas a este ritmo. - Infralitoral: zona sumergida, caracterizada por poseer una rica vegetación. El límite inferior está donde acaban las fanerógamas marinas y se relaciona con la profundidad hasta la que puede penetrar luz suficiente para ellas. - Circalitoral: se extiende hasta el límite de la plataforma continental. La pequeña luminosidad aún permite la presencia de ciertas algas. 2) Agentes y procesos del modelado costero: las olas, las corrientes y
las mareas. En el litoral se combinan procesos morfogenéticos mixtos, marinos y continentales. Aún siendo un medio que presenta cierta azonalidad, también se mantiene importantes relaciones con el bioclima. Agentes Erosivos - Olas - Corrientes - Mareas
Procesos Morfogenéticos - Acciones Mecánicas - Acciones Químicas - Acciones Biológicas
2.1) Acción Mecánica (olas, corrientes y mareas)
Las acciones mecánicas son las más evidentes, producen en la roca una ruptura o desintegración, sin a afectar a su composición. Están generadas por los movimientos de las aguas marinas. Las Olas Las olas son movimientos ondulatorios que se forman en lugares donde soplan vientos fuertes, pueden ser producidas también por movimientos sísmicos, erupciones volcánicas submarinas. La ola empujada por el viento es una “ola forzada”. Se llama “mar de fondo u oleaje” a la sucesión de las olas debidas al viento, pero que se propagan fuera de la zona donde ésta sopla, pasado así de olas forzadas a “olas libres”. Las partes de una ola son: Cresta, parte más alta de la ola. Seno: punto más bajo. Longitud de onda: distancia entre dos puntos en situaciones equivalentes, entre dos crestas de ola. Altura: diferencia entre seno y cresta. Base del Oleaje: zona a partir de la cual ya no se nota el movimiento La dimensión de la ola depende de: la fuerza y duración del viento. La dimensión de la superficie del agua sobre la que sopla, es decir, del recorrido. El movimiento de las olas: En las zonas profundas, las partículas tienen un movimiento cicloidal (cada partícula de agua se mueve describiendo un círculo al paso de una ola, sin apenas avanzar). Este movimiento ondulatorio se transforma en movimiento de traslación si son olas muy grandes. Al acercarse a la costa de modifica la forma, el fondo frena la base de la ola, la creta aumenta su altura y la velocidad En zonas poco profundas, el roce con el fondo agudiza la cresta, el movimiento circular de las moléculas no puede continuar y pasa a ser elipsoidal. La cresta se adelanta a la base y la ola se rompe, liberando su energía y revolviéndose es espuma. La onda se oscilación se transforma en onda de traslación. Cuando las olas llegan a la costa sufren una serie de cambios, desde que la profundidad se hace inferior a la mitad de la longitud de onda, se refracta (cambia su dirección de forma que se coloca paralela a las curvas de igual profundidad y golpea perpendicularmente a la costa). Delante de las puntas, donde la profundidad disminuye, la ola es detenida más bruscamente que en la entrada de las bahías Al romper, se produce un violento movimiento de avance del agua, seguido de un retroceso. Este movimiento supone una brusca liberación de energía, que hace que la ola actué contra la costa como agente geomorfológico. En este movimiento, se desencadenan varios procesos: -
Erosión Vertical, donde el agua cae con fuerza al romper. Arroyada en el retorno Transporte de materiales es suspensión y por arrastre y deposición de estos.
Si las olas rompen contra un acantilado, el efecto se amplia, el choque del agua ejerce una fuerza de varías toneladas, se introduce violentamente en los huecos llenos de aire, provocando pequeñas explosiones y en el retroceso ejerce una succión. En este movimiento se desencadenan varios procesos: Acción Hidráulica, cuando el agua golpea contra la roca arrancando materiales de la roca resquebrajada y transportándolos desmenuzados. Corrasión, cuando las olas armadas con fragmentos de roca los lanza contra la costa, siendo luego esparcidos. Abrasión, cuando los materiales arrastrados se golpean o rozan Las Corrientes: Cerca de la costa se generan unas corrientes litorales, ligadas a los vientos y a las mareas. Las corrientes de viento actúan en costas donde hay vientos constantes y las de marea lo hacen en costas recortadas Son flujos de agua generalmente horizontales cuya principal función es la e igualar las diferencias de temperaturas entre todas las zonas del planeta. Su principal acción consiste en la redistribución de los sedimentos aportados por otros agentes, como los ríos, las olas y las mareas. Existen tres tipos fundamentales de corrientes: a) Corrientes superficiales: se deben a los vientos superficiales que transfieren su energía al agua por rozamiento. También influyen las Fuerzas de Coriolis (desvía 45º a la derecha en el HN y al revés en el HS) y la disposición de los continentes. b) Corrientes profundas: se forman por diferencias de densidad como consecuencia de distintas temperaturas y salinidad en las aguas oceánicas. c) Corrientes litorales: son corrientes de deriva o de derrubios que se producen cuando las olas inciden oblicuamente sobre la ribera debido a los vientos dominantes en la zona. Afecta de manera importante al modelado litoral, ya que arrastra los materiales mar adentro o a lo largo de la línea de costa. Produce sedimentación en forma de flechas o tómbolos. Las Mareas: Son ascensos y descensos del nivel del mar que se producen periódicamente y se deben a la atracción gravitatoria de la luna y el sol sobre las aguas de los océanos, la marea en si misma no es una corriente en sentido estricto, pero de ella resulta una corriente por que es la consecuencia de la diferencia del nivel del agua entre dos puntos, actuando la gravedad. El efecto de la marea puede ser muy acusado en costas recortadas y en particular en bahías, estrechos y estuarios. Se produce erosión, transporte y sedimentación y la línea de costa camia todos los días según la intensidad de las mareas. Podemos encontrar dos tipos de mareas: Pleamar, máximo nivel que alcanza. Bajamar, mínimo nivel
2.2) Acción Química:
Las acciones químicas dan lugar a transformaciones en las propiedades químicas de los minerales que componían la roca originaria, produciendo su descomposición. El agua marina, muy agresiva (salinidad, acidez, ionización) juega un papel esencial en la meteorización química, activando principalmente los procesos de disolución, hidrólisis y oxidación. El agua marina ejerce una albor de disolución (corrosión) especialmente apreciable en rocas calcáreas, en las que generan fenómenos kársticos. En rocas no calcáreas, como granitos y areniscas, suelen aparecer oquedades producidas por un fenómeno de hidrólisis que afecta especialmente a los componentes silicatados de las rocas 2.3) Acción Biológica: Las acciones biológicas están protagonizadas por los seres vivos, que también tienen un papel erosivo en estos medios. Sobre las rocas viven animales y plantas que ejercen una erosión mecánica y química, especialmente en las zonas cálidas. La meteorización bioquímica afecta sobre todo a acantilados y llanuras intermareales. En estas últimas puede llegar a formarse una orla o capa de meteorización, que marca el nivel de oscilación mareal.
3. Factores que condicionan la erosión en el medio litoral. Existen dos factores fundamentales que condicionan a los agentes erosivos y a los procesos morfogenéticos en el medio litoral: 3.1) Sucesión de periodos de sumersión y emersión Los procesos de sumersión y emersión afectan al estero y están propiciados por las mareas. Generan varias acciones: Humectación y desecación. Cambios de volumen en rocas capaces de absorber agua (heladizas) Cambios bruscos de Tª y de Presión Acción de cuña de las sales que cristalizan en los intersticios de la roca una vez que se evapora el agua. Arroyada y transporte durante la retirada del agua Renovación del agua en contacto con la roca que asegura la constante eficacia del proceso químico. 3.2) Influencias del Medio Físico: 1) Circulación General Atmosférica Influye en la génesis de olas y corrientes. En las latitudes medias están los mares más agitados y la acción abrasiva en es más importante. En las bajas latitudes las condiciones son óptimas para el desarrollo de formaciones de origen animal (corales) y un predominio de la erosión química y biológica.
2) Características Climáticas. Actúan diferentes sistemas morfogenéticos que presentan materiales en distinto estado para reaccionar frente a la erosión costera. En regiones muy frías habrá materiales muy afectados por la gelifracción, con fisuras, fragmentados, etc. - En regiones tropicales húmedas hay una intensa actividad química que produce una gran alteración en las rocas y, por tanto, facilita grandes cantidades de materiales para los movimientos en masa. El clima condiciona también la vegetación y la erosión continental que aporta materiales a la costa. 3) Temperatura del agua. En los mares fríos de las altas latitudes se introduce el efecto de la gelifracción. En los mares cálidos se favorece la actividad química y biológica. 4) Salinidad del agua. en relación con las precipitaciones y las temperaturas. - en los mares cerrados y sin aportes de agua dulce se incrementa la salinidad. 5) Naturaleza del roquedo y estructura que presenta. variedad litológica (rocas sedimentarias, ígneas y metamórficas). grandes conjuntos estructurales y morfoestructurales del globo (cuencas sedimentarias, escudos y macizos antiguos, cadenas de plegamiento).
4) Formas de abrasión marina: Acantilados y plataformas de abrasión. Las formas litorales pueden clasificarse según su génesis en dos grandes grupos: formas de erosión y formas de acumulación. Las formas de erosión o abrasión son las resultantes de la acción destructora del mar sobre el relieve costero, propias de costas rocosas y abruptas. Las principales formas de abrasión marina: • acantilado • plataforma de abrasión Las formas de abrasión marina asociadas son: • arco marino cueva marina • islote rocoso rasa • escollo socavadura basal 4.1. Acantilados Definición: resalte o escarpe litoral con pendiente fuerte, de altura muy variable, modelado por la erosión marina. Están presentes fundamentalmente en costas de zonas montañosas, volcánicas, en macizos antiguos y en afloramientos de rocas duras. Pero no toda costa rocosa es una costa acantilada, e inversamente, pueden existir acantilados en formas no rocosas como el limo. Así pues, costa rocosa y costa acantilada no son
sinónimos. El perfil de los acantilados depende de la naturaleza de la roca. Se pueden distinguir: A) Altos acantilados de creta (variedad de caliza, blanda y de color blanco, formada por restos orgánicos marinos) B) Altos acantilados de rocas cristalinas C) Acantilados de deslizamiento de rocas deleznables o con coladas fangosas de arcilla Los más verticales son los formados en rocas sedimentarias, esquistosas coherentes y eruptivas. En rocas sedimentarias deleznables son mucho más suaves. Se pueden distinguir acantilados vivos y muertos: - Acantilados vivos: están batidos por el agua del mar y continúan retrocediendo - Acantilados muertos: quedan separados del mar por una zona de depósito. - Falsos acantilados: escarpe costero originado por una flexión o una falla y que no tiene relación con el trabajo del mar. Sólo están modelados por el mar en su base. 4.2. Plataformas de Abrasión Se trata de una plataforma sumergida que se desarrolla al pie de los acantilados en la zona de actuación de las olas, es decir, en el área comprendida entre la pleamar y la bajamar (piso mesolitoral o estero). Tienen forma de rampa, de anchura variable y pendiente suave. Pueden tener un cierto escalonamiento y en general no son lisas, sino cinceladas por acanaladuras, resaltes, lapiaces (caso de rocas calcáreas), etc. A veces, sobre ellas se desarrolla una playa. Una plataforma de abrasión marina puede ser elevada como consecuencia de movimientos orogénicos o quedar colgada al descender el nivel del mar. Esa plataforma de abrasión antigua se configura como una superficie que da paso a una línea de costa acantilada y se denomina RASA.
5. Formas de acumulación Las formas de acumulación se originan por sedimentación marina, en unos casos, y por la acción de los organismos vivos, animales o vegetales, que fijan los minerales que utilizan para su crecimiento, en otros. Suelen aparecer en costas bajas, pero no son exclusivas de ellas. La sedimentación marina es el resultado del balance entre los materiales que llegan a la costa y la capacidad de las corrientes marinas de transportarlos mar adentro. Las principales formas de acumulación son: • Playa Marisma • Estuario Delta • fan delta Las formas de acumulación asociadas son: • dunas Tómbolos • barras o islas barrera Cordones Litorales • restingas Albuferas 5.1. Playas
Es la acumulación sobre el borde del mar de materiales más gruesos que los principales constituyentes del limo y se forma por acumulación de materiales detríticos (bloques, cantos, gravas, arenas y hasta elementos más finos). Las más importantes se dan en los mares con mareas. La playa tiene una parte sumergida y otra emergida que termina frecuentemente en una cresta, donde se acumulan materiales más gruesos aportados por las olas de temporal. Detrás puede haber un acantilado o una zona de dunas. La formación de las dunas se explica por la presencia de fuertes vientos. La ausencia de vegetación sobre la playa y la aptitud del viento para secar arenas húmedas favorecen su desarrollo. La vegetación psammófila toma posesión de la duna y tiende a fijarla. La superficie está, a menudo, accidentada por pequeños surcos (ripplemarks) de extraordinaria movilidad, producidos por las olas y corrientes. Podemos encontrarnos con diferentes tipos de playas: a) adosadas a la costa • algunas en forma de arco perfecto • a menudo entre promontorios rocosos en ensenadas abiertas • resultan muy duraderas b) rectilíneas • suelen desarrollarse al pie de un acantilado • se desplazan impulsadas por las corrientes Otras formas de acumulación asociadas a las playas son: a) barras costeras: son acumulaciones de arena separadas de la línea de costa. La deriva o corriente litoral arrastra materiales procedentes de las playas adosadas, cuando alcanzan un punto de no retorno comienzan a acumularse y constituyen fondos altos donde rompen las olas. En principio están sumergidas, pero con el tiempo, por los nuevos aportes, llegan a aparecer en superficie. Cuando están delimitadas por canales se les llama islas barrera. b) restinga o flecha: es una barra unida a tierra en un extremo que tiende a cerrar la entrada de una bahía y a transformarla en laguna (albufera). Se consigue si ningún curso de agua importante desemboca en ella y si la evaporación e infiltración son suficientes para asegurar la evacuación de las aguas que llegan allí. Pero frecuentemente se mantienen pasos que aseguran la salida del agua de origen continental y permiten la entrada de la marea. a estos pasos se les llama graos, término tomado del bajo languedoc. c) cordón litoral: es una barra emergida, situada delante de la costa, en forma de cadenas de hasta cientos de kilómetros d) Tómbolo: barra que une una isla con la costa vecina (el tómbolo no es el conjunto barra isla antigua, sino únicamente la barra). Las formas pueden ser complejas (tómbolos simples, dobles y triples). 5.2. Estuarios: Es la parte del río afectada por la marea. Son desembocaduras que presentan un entrante marino con forma de embudo y una alternancia de zonas de sedimentación y canales excavados por las corrientes de marea. Están compuestos por limos lavados por
dichas corrientes. La anchura, muy variable, se explica por el juego de corrientes de flujo y reflujo. El origen de los Estuarios puede ser por: a) Inundación de desembocaduras por subsidencia del terreno. a) Inundación de desembocaduras por elevación del nivel del mar. Los mecanismos morfogenéticos del modelado fluvio-marino • Acción fluvial (sedimentación) • Acción marina (erosión) Si aumenta la velocidad fluvial, más la actividad marina, dan lugar a Estuario. Si decrece la velocidad fluvial y aumenta la carga, pero decrece la actividad marina, dan lugar a Deltas 5.3. Marismas: Es una zona baja no necesariamente relacionada con desembocaduras fluviales, pero que pueden recibir pequeños cursos de agua. Se trata de cenagales compuestos por limos en los que serpentean uno o varios canales de marea. Si están poco colonizados por la vegetación se llaman slikke (cubiertos varias horas durante la marea). De lo contrario conforman un schorre (cubierto menos tiempo). La vegetación puede ser arbórea (mangles-trópico) o herbácea (spartina-zonas templadas). El origen puede ser por: a) Inundación de zonas bajas por inmersión del continente. b) Colmatación de zonas bajas aisladas del mar por una barra. 5.4. Deltas Es una desembocadura fluvial donde los aluviones se acumulan haciéndolo avanzar mar adentro. Se forman cuando la acumulación de los sedimentos aportados por el río supera la erosión. La ausencia de corrientes fuertes y la debilidad de las mareas favorecen la formación de deltas. Numerosos deltas se encuentran en mares sin mareas (Ródano, Po, Nilo, Ebro, Danubio, Volga. Para ciertos cursos de agua muy cargados, la marea, aún de gran amplitud, no llega a destruir todos los aluviones aportados (río Rojo). Un delta puede no estar emergido; existen deltas submarinos que un incremento de la acumulación podría transformar en verdaderos deltas (Loira) En otros casos los ríos, aún siendo grandes colectores, no transportan suficientes cantidades de sedimentos para construir un delta. Una causa puede ser la presencia de niveles de base locales en forma de lagos que captan la carga antes de ser depositada en el mar (San Lorenzo). Otra causa puede ser la presencia de grandes corrientes marinas que distribuyen la carga rápidamente (Colombia, Amazonas). Resulta frecuente una división del curso de agua en brazos, formando un triángulo (forma de letra griega Δ que ha dado el nombre a este tipo de desembocadura, Nilo). Estructura de un Delta: • Capas frontales (partículas más gruesas) • Capas de techo (arenas y limos) • Capas de base (limos y arcillas)
Distribuidores Cauce Principal
Según su forma, podemos encontrarnos diferentes tipos. Si bien todos los deltas presentan la forma convexa al mar, existen particularidades que permiten distinguirlos por su morfología. • Delta arqueado: presenta canales de distribución que se esparcen en forma radial. Tiene una amplia cobertura de costa en forma de abanico aluvial (Nilo). • Delta digitado: cada canal de distribución presenta una larga proyección que se extiende mar adentro en forma de pata de ave. El canal principal crea un subdelta más grande y largo (Mississipi). • Delta triangular o en cúspide: sólo hay un brazo que se adentra en el mar originando un delta puntiagudo con los bordes ligeramente cóncavos (Tíber). • Delta lobulado: parecidos a los digitados pero con cada extremo más corto y redondeado debido al empuje de los depósitos hacia la costa (Ródano). • Delta redondeado: puede presentar un único canal y tiene forma semicircular debido a las corrientes de deriva (Llobregat). • Llanura deltaica: el crecimiento desmesurado un delta puede dar lugar a la fusión con otros deltas colindantes (Ganges-Brahmaputra, Tigris-Éufrates). Crecimiento de un Delta: • Conforme una corriente amplía su cauce, el gradiente se reduce. Frecuentemente, durante la etapa de inundación, el río se desvía a una ruta de mayor gradiente, formando un nuevo distribuidor. Los antiguos distribuidores abandonados son gradualmente invadidos por la vegetación acuática y rellenos con sedimentos. • El crecimiento suele ser rápido (3 m anuales del Nilo o 60 m anuales del Po o el Mississipi). 5.5. Fan Deltas Son abanicos aluviales terrestres que, sin ser estrictamente deltas, finalizan en una masa de agua estabilizada, un lago o el mar, denominándose entonces abanicos costeros o fan deltas. Su génesis está relacionada con áreas tectónicamente activas o llanuras proglaciares, y presentan una nítida seriación de facies desde el ápice de salida hasta el frente de avance y progradación hacia el mar o lago.
6) Clasificaciones costeras: costas de inmersión y sumersión, costas primitivas y evolucionadas Según Davis son movimientos epirogénicos (elevación de un bloque continental) y eustáticos (variación del nivel del mar) • Inmersión: inundación de una zona costera por el ascenso del nivel del mar o la subsidencia de la corteza terrestre. • Sumersión: exposición de los relieves submarinos por un descenso del nivel del mar o por un levantamiento de la corteza. Según otros autores es la relación entre continente y mar. • Primitiva: la estructura geológica continental origina la costa. • Evolucionada: la acción marina da origen a la costa.
7. Tipos de costa. • •
•
Costas primitivas (resultado del contacto entre el mar y la estructura geológica continental). Costas primitivas Costas de direcciones estructurales preponderantes (relieves que no presentan erosión previa) Costas de modelado subaéreo (relieves erosionados que entran en contacto con el mar) Costas evolucionadas (resultado de la acción marina de tal manera que se generan formas nuevas que acaban imponiéndose sobre la estructura subyacente). Costas de abrasión Costas de acumulación 7.1) Costas de direcciones estructurales preponderantes
1) Costas longitudinales (tipo pacífico) Son paralelas a la línea de costa, presentan un trazado rectilíneo, particularmente rígido cuando existen fallas (costa de fallas), en las que el bloque hundido está sumergido. El plano de falla forma un falso acantilado que dificulta la acción marina cuando su base está por debajo del rompiente de las olas. Región tipo: costa pacífica americana (California, Chile). 2) Costas de tipo dálmata Se forman cuando el mar entra en contacto con cadenas de plegamiento paralelas a la línea costera. Se caracterizan por la existencia de islas alargadas cuyo origen está en la sucesión de sinclinales, sumergidos, y anticlinales, emergidos (islas) separados por surcos marinos poco profundos llamados “canali”. Las aguas de estas costas suelen ser tranquilas debido a la multitud de obstáculos que encuentran las corrientes. Región tipo: Dalmacia (Croacia), Columbia Británica (Canadá) y Chile meridinal. 3) Costas transversales (tipo atlántico) Las estructuras geológicas son perpendiculares a la línea de costa. Su trazado presenta entrantes y salientes continuos y muy definidos. Hay pues multitud de cabos y golfos profundos consecuencia de la inundación de las estructuras en las que se inunda el graben o fosa y emerge el horst. Las debidas a la sumersión de cadenas de plegamiento presentan bahías en forma de hoz separadas por promontorios disimétricos (costa argelina). Región tipo: - Plegadas: costa de Niza, del Noreste de Túnez y del Sur del Peloponeso. - Apalachenses: costas occidentales de Bretaña y del Sureste de Irlanda. - Falladas: costas occidentales de Córcega y de Turquía. 4) Costas volcánicas Suelen ser muy recientes o incluso activas. Son costas abruptas que apenas han sido desmanteladas. Aparecen en volcanes aislados o en archipiélagos alineados a lo
largo de las grandes fracturas tectónicas terrestres (Kuriles, Aleutianas, Indonesia), o sobre las dorsales oceánicas (Canarias, Azores, Islandia). Cuando se abre una brecha en el cono, el mar invade la caldera formando una bahía y una isla con forma de herradura o múltiples islas que rodean la caldera (Santorini, Nisida, Galápagos). La multiplicación de los volcanes a lo largo de las costas da lugar a un trazado lobulado cuyos cabos son las lenguas de lava más o menos recientes (Campos Flegreos en Nápoles, Italia).
7.2) Costas de modelado subaéreo 1. Costas de rías Término gallego que indica un valle fluvial invadido por el mar. Costa muy accidentada resultado de la inmersión de una masa de tierra muy erosionada por la acción de los ríos (las desembocaduras son inundadas). Suele darse sobre rocas metamórficas y cristalinas. Su localización depende de la red de fallas o la existencia local de rocas menos resistentes. El tipo clásico es el de ría abierta, con forma de embudo orientado hacia el mar. También se da la ría en botella, cuya salida está cerrada por un paso estrecho. Ante la salida de las rías suele haber islas, residuos de rocas resistentes. Las modificaciones introducidas por el mar sobre la costa inicial son menores, y consisten la elaboración de esbozos de acantilados sobre los bordes externos, la formación de áreas pantanosas en las márgenes y la construcción de flechas de arena o grava en los entrantes. Los deltas y las playas pueden colmatarla y regularizar la línea de costa. Estas costas no se dan en regiones areicas (desiertos y karst). Región tipo: Galicia, Cantabria, Bretaña francesa. 2. Costas de fiordos Está fuertemente endentada por las paredes abruptas de los fiordos (término noruego), que son valles glaciares sumergidos con forma de artesa. La desaparición de la lengua glaciar conlleva la liberación del peso del hielo y el consiguiente ascenso isostático del continente, produciendo un contacto muy variable entre la tierra y el mar que ha dificultado la erosión marina. El fiordo presenta una entalladura muy profunda modelada sobre rocas resistentes. Normalmente están ramificados. Su localización depende de la red de fallas o la existencia local de rocas menos resistentes. Sus paredes son abruptas, casi verticales, con valles colgados que vierten sus aguas en forma de cascadas. La sedimentación es pobre y además la profundidad de los valles (de hasta 1.200 m) dificulta la emersión de depósitos. Región tipo: bordes occidentales de los continentes (Noruega, Alaska, Canadá, Nueva Zelanda). En Escocia se les llama “loch” (valle de sobreexcavación glaciar). 3. Costas cubiertas por un Inlandsis
Están cubiertas por grandes glaciares. Las formas dependen de los modelados locales, ya sean de excavación o de sedimentación. Suelen presentar múltiples entalladuras y estar precedidas de islas bajas. Son muy característicos los amplios lóbulos frontales del inlandsis sobre los que se desarrollan bahías abiertas poco profundas. Región tipo: Vatnajökull (Islandia), Groenlandia, Canadá y Antartida. 4. Costas de calas Se puede considerar como un caso particular de costas de rías, pero presenta entrantes que terminan en fondo de saco y la litología suele ser caliza. Las calas son bahías de fuertes vertientes y trazados rígidos situadas en la posición de la red de diaclasas y fallas. Son resultado de la sumersión de cañones, dolinas o poljés. También de antiguas grutas cuyo techo se ha hundido. En regiones kársticas muy evolucionadas aparecen delante de la línea de costa islotes escarpados, torres y pitones. En estas zonas la acción del mar es muy reducida debido a lo intrincado de la costa. Además, la ausencia de cursos de agua superficiales no contribuye a regularizar el perfil longitudinal de los valles. Región tipo: Mar Mediterráneo (Islas Baleares, Costa Brava, Provenza, Córcega) 5. Costas con Skjär Las costas con skjär (escollos) se deben a la inundación de una llanura de erosión glaciar en la que emergen las rocas aborregadas. Presentan múltiples y minúsculos archipiélagos rocosos, bajos y prácticamente desnudos. Los escollos rocosos también forman skjärgaard delante de las costas de fiordos y de inlandsis. Región tipo: Finlandia (Islas Aland) y Suecia 7.3) Costas de abrasión 1 Costas acantiladas Bordean mares agitados por fuertes oleajes. Aparecen normalmente en regiones montañosas o de macizos antiguos o escudos. También aparecen en rocas sedimentarias compactadas como las calizas. Los acantilados más verticales se presentan sobre las rocas más sensibles a la acción mecánica y lo suficientemente coherentes como para mantener la verticalidad (calizas y cuarcitas). Región tipo: Caux (Francia), Gales, Escocia y Sureste de Inglaterra, Irlanda, Asturias, litoral de Granada, Argelia, Nueva Zelanda, Costa pacífica de América, etc. 7.4) Costas de acumulación 1. Costas de islas barrera Se caracterizan por la existencia de un largo cordón litoral arenoso paralelo a la línea de costa inicial. La longitud de estos cordones puede llegar a ser de varias decenas de kilómetros, viéndose interrumpido por pasos denominados graos que permiten la renovación del agua somera del lagoon. Cuando el cordón está aislado a varios kilómetros se habla de costas con islas barrera y delimitan un ancho canal marino. Algunos brazos del cordón pueden estar enlazados con la costa y aislar lagunas formando costas de lidos. Son propias de mares con escasa amplitud de marea y golfos extensos donde las corrientes de deriva disponen
de volúmenes sedimentarios importantes (Mediterráneo, Negro, Báltico, Golfo de Méjico). Región tipo: - Costas de isla barrera: costa de Carolina del Norte (EE.UU.) - Costas de lidos: costas del Véneto (Italia), costas del Languedoc (Francia), costas del Sureste del Mar Báltico (Polonia-Rusia), costas de Ucrania, costas de Texas (EE.UU.), costa oriental de Madagascar. 2. Costas pantanosas, con marismas y manglares Aparecen en el dominio fluviomarino. Son costas muy bajas, llanas y monótonas. Se localizan en mares con plataformas continentales poco profundas capaces de acoger los derrubios finos que aportan los grandes ríos. La vegetación juega un destacado papel en su desarrollo y diversificación. Cuando en las zonas pantanosas hay manglares se denomina costa con manglares. Región tipo: Costas con marismas: costa oriental del Mar del Norte (Países Bajos, Alemania), Doñana y costas con manglares: costas de Guayana, costas del Mar Caribe (Cuba, Guatemala, etc.) 3. Costas deltaicas Su configuración se debe más a la acción de los cursos de agua que a los agentes marinos. Aparecen en mares con mareas y corrientes débiles y siempre que la plataforma continental tenga poca profundidad. Existen varios tipos fundamentales: arqueado, digitado y triangular. Los deltas coalescentes forman llanuras deltaicas. Región tipo: Deltas aislados: Deltas del Ebro, Ródano, Nilo, Mississipi, Ganges y deltas coalescentes: costas del Artico canadiense, de Siberia, de Bengala, de Guinea, etc. 4. Costas dunares La formación de dunas determina la línea de costa. Presencia de un ancho cordón de dunas que puede extenderse durante cientos de kilómetros y elevarse decenas de metros. Hacia el interior suelen presentarse diversos niveles de dunas (primarias, secundarias y terciarias). El agua de arroyada puede quedar atrapada en el interior del cordón dunar formando rosarios de lagos de agua dulce colgados ligeramente por encima del nivel del mar. Se localizan en zonas de amplios esteros barridos por la brisa del mar o en desiertos costeros. Regiones tipo: Gascuña (Francia), Doñana, Sureste del Mar Báltico, Desierto de Namibia. 5. Costas de arrecifes coralinos Su crecimiento se debe a la acción de una serie de organismos: corales y algas. Cuando se desarrollan forman depósitos de carbonato cálcico denominados arrecifes coralinos. A medida que los corales mueren otros nacen sobre sus esqueletos calcáreos depositados. Cuando el coral se rompe debido a la acción de las olas, los fragmentos pulverizados se acumulan en playas de arena blanca. Las costas coralinas se originan en las caldeadas aguas tropicales, entre los 30º lat. N y los 25º lat. S. Requieren una tª superior a 20ºC, poca profundidad, aguas limpias y bien aireadas (expuestas). Existen 3 tipos de arrecifes coralinos: arrecifes costeros, arrecifes barrera y arrecifes anulares (atolones).
Región tipo: Gran Barrera de Coral de Australia, Polinesia, Maldivas, Mar Rojo, Mar Caribe. 6. Costas de estuarios Presenta caracteres ligados a la inundación del curso fluvial. Su forma depende de la dinámica de las aguas corrientes y su interacción con las mareas. Está muy asociada a las costas de marismas y de islas barrera. Región tipo: estuarios de los ríos Garona (La Gironde), Sena, Tajo. 7. Costas de acumulación glaciar Son extremadamente variadas debido a su génesis. Las morrenas terminales pueden producir islas más o menos alargadas. Los drumlins (colina simétrica alineada en la dirección del glacair) y los esker (cresta sinuosa depositada por una corriente subglaciar) constituyen promontorios o islotes. Los valles-túneles subglaciares constituyen golfos y pasos de hasta 100 m de profundidad (costas de förden) como la de Jutlandia. Las costas son bajas y verdes, con bruscos ensanchamientos y contrapendientes. La erosión marina, fácil en los materiales morrénicos, y la acumulación rápida en esas aguas poco profundas, regularizan rápidamente este tipo de costa. Región tipo: Jutlandia (Dinamarca), costa de Maine (Noreste de Estados Unidos
TEMA 19: FORMAS Y PROCESOS SUBACUÁTICOS: 1. Los fondos marinos: CARACTERÍSTICAS: a) El medio marino se desarrolla en el dominio de la hidrosfera y genera un relieve muy singular denominado relieve subacuático. b) El relieve subacuatico se desarrolla en el 70% de la superficie terrestre. c) Es el modelado más desconocido. d) La topografía del fondo oceánico se establece utilizando un somar (ecosonda). e) Los oceanógrafos han definido tres unidades principales: 1) Los márgenes continentales. 2) Las cuencas oceánicas profundas. 3) Las dorsales centroceánicas. 1) Los Márgenes continentales: ( pasivos o activos) PASIVOS Se encuentran en las áreas costeras que rodean el océano Atlántico, las costas orientales del norte y sur de América, así como los océanos costeros occidentales de Europa y África. No están asociadas a los bordes de placas y experimentan poco volcanismo y terremotos. Son lugares donde se acumulan los materiales procedentes de la erosión de las masas continentales adyacentes y de la meteorización, formando una cuña gruesa y estrecha de sedimentos inalterable.
1) Plataformas Continentales- PC: es una superficie suavemente inclinada, que se extiende desde la línea de costa hacia el borde de las cuencas oceánicas profundas. Se trata de una extensión hundida de los continentes. La anchura varia mucho, siendo inexistente los bordes de algunos continentes, pudiendo extenderse a lo largo de otros, como media las PC tienen 80 Km. de ancho y 130m de profundidad. En cuanto a la inclinación, tiene la caída de dos metros por km. Es donde se encuentran los grandes yacimientos mineros y los mayores bancos de peces. 2) Talud continental- TC: Delimita el borde de la PC, es una estructura empinada, que marca el límite entre la cortaza oceánica y la continental. Su inclinación media es de 5º, aunque puede superar los 25º en algunos sitios. Es muy estrecho, teniendo una anchura media de 20km. 3) Pie de talud: Se desarrolla en regiones donde no existen fosas, porque al tener una inclinación gradual, la pendiente es de 1/3 de grado, y siendo un descenso de 6m por km. La anchura media es de unos 20 Km., y puede extenderse centenares de Km. hacia las cuencas oceánicas. Está formado por un denso manto de sedimentos que se mueven pendiente abajo, desde la PC hacia los fondos oceánicos. Gracias a las corrientes de turbidez llegaron estos sedimentos. Son sedimentos que se deslizan ladea abajo a través de las cañones submarinos y estos cañones suelen estar asociados a ríos. Cuado no están no están asociados a ríos, los cañones son paleocañones que indican que anteriormente hubo una desembocadura en ese lugar. Una vez que esos sedimentos, se deslizan pendiente abajo, se desarrollan los abanicos submarinos, que tienen la misma forma que los abanicos aluviales, y es la unión de esos abanicos aluviales lo que se denomina como pie de talud. Tipos de talud continental: planicie de inclinación débil; cortado por numerosos valles submarinos; con lomeríos y cañones; de pendiente muy fuerte (escarpes); de pendiente fuerte; planicies inclinadas y lomas; cañones submarinos; bancos coralinos. - Cañones submarinos. - Corrientes. - Abanicos. ACTIVOS Aparecen allí donde la litosfera oceánica está siendo subducida debajo del borde de un continente y el resultado será un margen estrecho constituido por sedimentos muy deformados que fueron arrastrados de la capa litosférica adyacente. Son comunes alrededor al borde del Pacifico, donde son paralelos a las fosas submarinas. A lo largo de algunas costas, el talud continental desciende abruptamente hacia una fosa marina localizada entre el continente y la cuenca oceánica, por tanto, la pared de la fosa de lago continental y el talud continental tiene la misma estructura. En estos lugares, la PC, si existe es muy estrecho. En los MG activos se arrancan sedimentos del fondo oceánicos y fragmentos de corteza oceánicas procedentes de la placa oceánica descendente, estos sedimentos y fragmentos se acumulan y se quedan adosados al borde de la placa continental que cabalga sobre la placa oceánica y se conoce como prisma de acreción, estos prismas tienen un desarrollo importante como una algunas islas japonesas.
En algunas zonas de subducción hay poco o mucha acumulación de sedimentos, lo que indica que duchos sedimentos están siendo arrastrados hacia el manto, junto con la placa subducida. En estos casos el margen continental es muy estrecho, ya que la fosa puede encontrarse tan solo a 50km. de la costa. 1) Las cuencas oceánicas. Entre el margen continental y el sistema de dorsales oceánicas, se encuentra las cuencas oceánicas profundas. Esta región alcanza casi el 30% de las superficies terrestre, tienen una extensión equiparable al total de la tierra emergida y en ellas encontraos tres tipos de relieve: 1) Fosas submarinas: Depresiones lineales muy profundas del fondo submarino. Se encuentran en el Pacífico, que es donde supera los 10000m de profundidad, en la fosa de las Marianas, en concreto, Challenger Deep. Estas fosas tienen una extensión muy pequeña, pero con una estrechura muy significativa. Son lugares donde las placas litosféricas en movimientos se hundes de vuelta hacia el manto, son regiones sísmicas y también la actividad volcánica se asocia con las fosas. Están adosadas a Arcos de islas volcánicas. 2) Las llanuras abisales y son regiones muy planas y amplias y los Montes submarinos, que son enanos picos volcánicos. Son grandes y planas, hasta tal punto que son las regiones mas planas del planeta y como ejemplo más representativo es la región de Argentina, el relieve es inferior a 3m, en una distancia superior a 1300k, por lo tanto, se trata de una figura muy monótona que está salpicada por algunos volcanes. Se encuentra semienterrados y su horizontalidad se debe a la acumulación de sedimentos que proceden de las corrientes de turbidez. 3) Montes Submarinos: Los fondos oceánicos están salpicados por diferentes tipos aislados que se denominan Montes submarinos, que pueden elevarse centenares de metros por encima de la topografía circundante y en algunos casos como de las Islas Hawai, se desarrollan importantes montes submarinos que llegan alcanzar los 9000 m. de altitud, desde el fondo hasta la cumbre. Se encuentran en el océano pacifico y muchas veces están asociados a las dorsales oceánicas que atraviesan los distintos fondos. Hay otros tipos de montes submarinos que se convierten en islas, y a veces son erosionados de tal forma que quedan prácticamente al nivel del mar, esos montes de cúspide plana se denominan GUYOTS. 2) Dorsales centroceánicas. El conocimiento de estos proceden a través de los sondeos oceánicos, a través de ellos y otros estudios que llega a la conclusión que es un sistema muy fracturado y fallada, elevado y formado por numerosos estaturas volcánicas que se han desarrollado en la corteza recién formada. El sistema de dorsales oceánicas con 70000km de longitud es el rasgo topográfico de mayor longitud de la superficie terrestre, serpenteando por todos los océanos y representando el 2% de la superficie terrestre. El término dorsal
puede llevar a error, porque no es un estructura estrecha, sino mas bien ancha, ya que tiene una media de 3000-4000km. de anchura. El sistema de dorsales está roto en segmentos separados por grandes fallas transformantes, además a lo largo del eje de algunos segmentos de dorsal hay grande fosas limitadas por fallas normales denominadas rift Valley, aunque las dorsales se encuentra en a 21000- 3000 metros o encima de las cuencas submarinas adyacentes. Son muy distintas de las montañas continentales, ya que no están constituidas por secuencias de rosas sedimentarias plegadas y falladas, sino por apilamiento de estos estratos de rocas balcánica que han sido fallado y levantados. La topografía más escarpada de las dorsales se encuentra en las grandes Valles del Rift. Todas las dorsales centroceánicas, las más estudiadas es la centroatlántica, se sabe que se eleva a los 25000 ó 3000 y por encima Islandia. La edad de la corteza oceánica, las rocas más jóvenes se encuentran a lo largo de las crestas de las dorsales, mientras que la corta más antigua se encuentra al lado de los continentes y de las zonas de subducción del pacífico occidental.
Tema 21: Formas y Procesos Glaciares 1. Los glaciares. Las regiones glaciares se caracterizan por temperaturas del aire que normalmente están por debajo del punto de congelación del agua. Los glaciares se forman en áreas donde se acumula más nieve en invierno de la que se funde en verano. Ocupan zonas remotas del planeta, el 10% de la superficie terrestre. El glaciar es una gruesa masa de hielo que se origina sobre la superficie terrestre por la acumulación, compactación y recristalización de la nieve El hielo, en forma de glaciar, es uno de los principales agentes modeladores del relieve, dando lugar a una serie de morfologías muy características 2. Tipos de glaciares. Glaciares de altas latitudes - Inlandsis o glaciares de casquete, son grandes extensiones o mantos de hielo >50.000km2, <=domos de hielo. No están confinados al relieve y cubren la práctica totalidad del terreno excepto picos aislados (nunataks). La Fisonomía es aplanada o ligeramente dómica. Encontramos como ejemplo en:
Groenlandia (1.726.000 km2, volumen de hielo 2.700.000 km3) y en la Antártida (13.979.000 km2, volumen de hielo 30.110.000 km3). - Campos de hielo, es la unión sucesivas cuencas que se han rellenado con hielo <50.000 km2 y terminan individualizándose para formar lenguas de desbordamiento (glaciares de desbordamiento) no confinadas (outlets), o verdaderos glaciares de valle, piedemonte y ladera. Pueden generar icebergs. En superficie sobresalen picos (horns), aristas y cresterías. Encontramos como ejemplos en la naturaleza: Campos de hielo coalescentes de la Patagonia (Argentina-Chile) y en Juneau (Alaska) - Glaciares de plataforma, proceden de un glaciar de casquete que penetra en el mar. En superficie aparecen en continuidad por lo que no se aprecian diferencias fisonómicas. Generan icebergs. Tenemos como ejemplos: Plataformas de Ross y Filchner en la Antártida. - Glaciares de meseta, son extensiones de hielo <50.000km2. Están condicionados al relieve de altiplanicies o mesetas sobre las que se sitúan, con una fisonomía cupuliforme. Experimentan un desplazamiento centrífugo desde esa cúpula. En zonas marginales se producen desbordamientos tipo outlet y lenguas confinadas en verdaderos glaciares de valle o piedemonte. Ejemplo: Glaciar Vatnajökull en Islandia Glaciares de montaña - Glaciares de valle o alpinos, son pequeñas acumulaciones de hielo de hasta decenas de kms. y están confinados en cuencas y valles, con una fisonomía más común y popular de glaciares de montaña. Clásico. Estos Glaciares presenta: a) Circo en la cabecera donde se produce la acumulación de nieve. b) Lengua glaciar que discurre por el valle confinadas. Pueden ser sencillos o múltiples formando redes dendríticas y como ejemplos tenemos: Mer de Glace, de Argentiere, etc. en los Alpes - Glaciares de circo o pirenaicos, son pequeñas acumulaciones de hielo que sólo ocupan una depresión semiesférica en la que tiene lugar tanto la acumulación como la ablación. Son el relicto de un glaciar de valle que ha entrado en retroceso. Sólo queda el circo de cabecera y han perdido la lengua, con una fisonomía propia de los glaciares hispánicos. Ejemplos: Maladeta, Monte Perdido y Vignemale en los Pirineos. - Glaciares de ladera, es un tipo poco frecuente intermedio entre los dos anteriores. Presenta un circo de acumulación pero el desarrollo de la lengua es más discreto (cientos de metros) y se localiza en zonas con grandes desniveles y forma notables barreras de seracs (grietas de tensión en el frágil hielo superficial del glaciar) en su descenso. Encontramos como ejemplos en la naturaleza: Bossons en los Alpes franceses y los glaciares del Sistema Central durante el Pleistoceno - Glaciares de piedemonte, es un tipo poco frecuente y se expanden formando abanicos de hielo al llegar a una llanura y perder su confinamiento. Presentan un circo
de acumulación, una lengua que se expande en zona abierta. Tenemos como ejemplos en la naturaleza: Malaspina (Alaska) - Monteras de hielo, no suelen diferenciarse como un tipo específico y se deben al solape en cabecera entre dos o más glaciares con una tendencia cuculiforme. Ejemplos: Macizo del Mont Blanc en los Alpes franco-italianos 3. El flujo glaciar: flujo plástico y deslizamiento basal. Velocidad y balance. La ablación. El movimiento del hielo glaciar se denomina FLUJO. Existen dos tipos de flujo glaciar: - Flujo plástico: implica el movimiento dentro de la masa de hielo. En superficie el hielo se comporta como un sólido quebradizo hasta que la presión aumenta por el peso del hielo (a partir de 50 m de espesor). Cuando se sobrepasa ésta carga el hielo se comporta como un material plástico y empieza a fluir. - Deslizamiento basal: desplazamiento de toda la masa de hielo a lo largo del terreno. El agua de fusión actúa como lubricante. La fricción por arrastre con el fondo del sustrato hace que las partes inferiores del glaciar se muevan mucho más despacio. La velocidad es mayor en la zona de fractura (50 m superiores), donde la masa es transportada “a caballo” por el hielo inferior. La fricción por las paredes hace que el flujo sea mayor en el centro. A diferencia de las corrientes de agua en estado líquido, un glaciar puede desplazarse en algún tramo a contrapendiente (ganar altitud), y no tienen un nivel de base en su desembocadura, de manera que puede excavar un valle que se encuentre por debajo del nivel del mar. Cuando el glaciar encuentra un obstáculo o el terreno es irregular, la zona de fractura está sujeta a tensión, lo que provoca hendiduras denominadas grietas o seracs. Estas hendiduras abismales pueden hacer que sea peligroso viajar a través de los glaciares, ya que pueden llegar a tener 50 m de profundidad. Por debajo de esta profundidad el flujo plástico las sella. 4. La erosión glaciar: arranque y abrasión. Los glaciares son capaces de una gran erosión. Arañan, restriegan y rompen las rocas del fondo y las paredes del valle. El hielo, por su enorme competencia, no tiene parangón como medio de transporte de sedimentos. Puede transportar enormes bloques que ningún otro agente erosivo podría mover. Muchos de los paisajes que vemos en la actualidad reflejan la importancia del hielo como agente erosivo, especialmente durante el periodo glacial más reciente (Grandes Lagos USA, fiordos Noruega, etc.). Los glaciares erosionan la superficie terrestre mediante:
- Arranque: levantamiento de fragmentos del lecho de roca de su lugar (el agua penetra en las fisuras, se congela y se expande actuando como una enorme palanca que levanta la roca y la incorpora a la masa de hielo). - Abrasión: molienda y raspado de la superficie rocosa gracias a la carga de fragmentos rocosos que se deslizan sobre el lecho. La roca pulverizada se denomina “harina de roca”. Los arañazos y surcos dibujados en el lecho se denominan “estrías glaciares” e indican la dirección del flujo de hielo. También puede pulir y alisar la roca como en el Parque Nacional Yosemite (USA). Los glaciares de valle acentúan las irregularidades del terreno mientras que los de casquete las suavizan al pasar por encima de ellas. Los Factores que intervienen en la erosión: • Velocidad de movimiento del glaciar y espesor del hielo. • Forma, abundancia y dureza de los fragmentos de roca contenidos en el hielo en la base del glaciar. • Erosionabilidad de la superficie por debajo del glaciar. 5. Formas creadas por la erosión glaciar. - Valle glaciar, es un Valle más ancho, más profundo y enderezado por el hielo. La fuerza erosiva del hielo elimina los espolones de tierra originando acantilados triangulares (espolones truncados). La lengua de hielo principal, por su mayor espesor, profundiza, su valle más que lo hacen sus tributarios. Cuando retroceden los glaciares, los valles pequeños quedan por encima del principal (valle colgado). Los ríos que fluyen a través de ellos suelen producir espectaculares cascadas. - Horn, se trata de picos piramidales agudos que se proyectan por encima de los alrededores y se originan por un aumento de los circos situados alrededor de una sola montaña elevada. A medida que los circos aumentan de tamaño y convergen, se produce un horn aislado. - Aristas, son crestas sinuosas de bordes agudos, que se originan por: a) Aumento de los circos situados a los lados opuestos de una divisoria. b) Estrechamiento progresivo de la divisoria de dos glaciares que ocupen valles paralelos - Col, es puerto de montaña y se origina cuando hay un cruce de dos glaciares o contacto de dos circos situados en los lados opuestos de una divisoria. La cresta es eliminada por el hielo y se generan gargantas o pasos de un valle a otro. - Circo, es la cabecera del glaciar o depresión en forma de tazón rodeada de paredes escarpadas excepto por un lado que desciende al valle. Punto focal de crecimiento del glaciar por se donde se acumula la nieve y forma el hielo. El origen puede ser por irregularidades en el lado de una montaña que van siendo aumentadas de tamaño por el acuñamiento del hielo y el arranque producido en el fondo y los lados. - Tarn es un pequeño lago de montaña situado en un circo glaciar. Se trata de una depresión originada por el hielo acumulado en un circo que ha sido rellena de agua tras la desaparición del glaciar
- Lagos pater noster, es un rosario de situados en el lecho rocoso del valle glaciar. Se trata de depresiones generadas en el lecho rocoso del valle glaciar por arranque y posterior pulido de la fuerza abrasiva del hielo. Tras la desaparición del glaciar se llenaron de agua - Fiordos, son ensenadas profundas, a menudo espectaculares, de laderas escarpadas, presentes en las fachadas occidentales de los continentes en latitudes altas. Son valles glaciares inundados que quedaron sumergidos por el agua del mar tras la retirada de los hielos una vez concluyó el periodo glaciar cuaternario. La profundidad de los fiordos puede superar los 1.000 m, explicable, en parte, por la elevación postglaciar del nivel del mar. - Rocas aborregadas, Pequeñas colinas orientadas aerodinámicamente a partir de protuberancias asimétricas del lecho de roca. Se forman cuando la abrasión glaciar alisa la suave pendiente que está en frente del hielo glaciar que se aproxima y el arranque aumenta la inclinación del lado opuesto a medida que el hielo pasa por encima de la protuberancia. Las rocas aborregadas indican la dirección del flujo glaciar porque la pendiente más suave se encuentra generalmente en el lado desde el cual avanzó el hielo. 6. La sedimentación glaciar: derrubios glaciares. Cualquier sedimento de origen glaciar se denomina derrubio glaciar. Hay diferentes tipos de derrubios glaciares: - Tills: material depositado directamente por el hielo. El hielo no tiene capacidad para seleccionarlo y es una mezcla de material de tamaño diverso. Los grandes bloques encontrados sobre la superficie se denominan erráticos cuando han sufrido un transporte desde su origen. - Derrubios glaciares estratificados: sedimento depositado por el agua de fusión procedente del glaciar. Están seleccionados de acuerdo con el peso y el tamaño de los clastos. Arena + grava.
7. Formas compuestas por Tills y Formas constituidas por derrubios glaciares estratificados Formas compuestas por tills - Morrenas, son acumulaciones o crestas de till. Podemos encontrar diferentes tipos: * Morrenas laterales: se forman en los laterales de la lengua de un glaciar de valle. * Morrenas centrales: formadas en la confluencia de dos glaciares de valle. * Morrenas terminales: marcan la posición original del frente de un glaciar. * Morrenas de fondo: capas ondulantes de till depositados a medida que el frente de hielo retrocede.
- Drumlins, son colinas asimétricas de perfil aerodinámico compuestas por till. Aparecen en grupos denominados campos de drumlins. Proceden de una remodelación del till efectuada en la zona de flujo plástico dentro de un glaciar activo. Formas compuestas por derrubios glaciares estratificados - Llanuras aluvial, es un complejo de canales anastomasados procedentes del agua de fusión que generan una amplia superficie en forma de rampa (llanura de inundación). Se asocia con la morrena terminal de un glaciar de casquete. - Trenes de valle, complejo de canales anastomasados que generan una amplia superficie en forma de rampa. Llanura de inundación confinada a un valle de montaña. - Kettles, son depresiones inundadas que salpican las llanuras de inundación. Se forman cuando bloques de hielo estancado resultan completa o parcialmente enterrados en el derrubio glaciar y acaban por derretirse, dejando hoyos en el suelo. - Eskers, es una cresta sinuosa compuesta por arena y grava depositadas por corrientes que fluyen en túneles debajo del hielo, cerca del final de un glaciar. - Kames, colina de laderas empinadas compuestas por arena y grava.
