Geología y Morfología del Terreno

Geología y Morfología del Terreno
1º Curso
I.T.O.P.
UNIDAD: 4
‰
GEODINÁMICA
Profesor: Victor Barrientos
Curso 2009-2010
Universidad de A Coruña
1
Tectónica
Discordancias
Entre los acontecimientos geológicos que tienen mayor importancia y
que ayudan mucho a datar estructuras y/o períodos de movimiento
estructural, hay que destacar la discontinuidad sedimentaria o
discordancia. La discordancia es una superficie de erosión o de nodeposición que separa rocas más modernas (arriba) de rocas más antiguas
(abajo). Existen varios tipos de discordancia. Una discordancia angular
se caracteriza por la existencia de un plano de separación entre dos series de
materiales o estratos no paralelos. Una disconformidad está
caracterizada por una superficie de discontinuidad marcada e irregular
entre dos familias de estratos, a grandes rasgos paralelos. Los hiatos
sedimentarios o paraconformidad corresponden a superficies que
evidencian un periodo de no-sedimentación en ausencia aparente de
erosión. En algunas circunstancias, es difícil reconocer esas superficies de
discontinuidad sin un detallado análisis paleontológico, geoquímico, etc.
Por último, la discontinuidad heterolítica o no-conformidad corresponde
con una situación en la que el plano de discontinuidad erosiva separa rocas
estratificadas de otras que no lo están (por ejemplo, rocas ígneas.
La facilidad para el reconocimiento de discordancias en mapas
geológicos depende de su propia naturaleza. Así, las heterolíticas y
angulares se caracterizan por la aparición de eventuales puntos triples
donde se ponen en contacto tres litologías distintas. En el caso de las
disconformidades, el análisis de las direcciones de capa pondrá evidenciar
variaciones entre el techo y la base de una determinada formación geológica.
Por último, en el caso de las paraconformidades, habremos de analizar la
secuencia temporal de materiales a fin de identificar posibles pérdidas de
secuencia (lagunas o hiatos estratigráficos).
Así, como hemos visto, los acontecimientos geológicos pueden ser
ordenados aunque no existan determinaciones absolutas de la edad. Cuando
existe una interrupción en la sedimentación, un periodo de erosión o de
deformación y sedimentación ulterior, las formaciones sedimentarias son
susceptibles de registrar esa circunstancia mediante la formación de
superficies denominadas discordancias. Las dicordancias pueden ir desde
pequeñas interrupciones erosionales hasta muy marcadas diferencias
angulares entre los estratos. Una discordancia indica un periodo en el que el
registro rocoso no está presente y, por esa misma razón, su alcance temporal
puede llegar a ser muy largo.
Principales tipos de discordancia entre formaciones geológicas. a) Discordancia angular; b)
disconformidad; c) paraconformidad; d) discordancia heterolítitca o no-concordancia.
Ragan, D.M. (1973) Structural Geology. An introduction to Geometrical Techniques, 2ª Ed.;
John Wiley & Sons, 208
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Todo ello puede ser indicativo de que durante determinados periodos
geológicos se hayan producido levantamientos (o regresiones marinas),
plegamientos, hundimientos (o transgresiones marinas), ausencias de
sedimentación, movimientos tectónicos o bien acontecimientos magmáticos
que pudieran de algún modo configurar la historia geológica de la región.
Aspecto de afloramientos donde se muestran claramente discordancias angulares
3
Correlación
El método de emplear similitudes entre unidades geológicas a fin de
extender espacialmente la información geológica recibe el nombre de
correlación. Dicha correlación puede ser de tipo litológico (cuando se
comparan características de los tipos de roca dentro de las secuencias
sedimentarias), biológico (asociaciones fósiles), etc.
Correlación litoestratigráfica a partir de columnas estratigráficas geográficamente
separadas
Correlación bioestratigráfica. Las flechas indican que, entre la localidad 1 y la 2 existe una
discontinuidad faunística atribuible a la presencia de una laguna o hiato estratigráfico (un
tipo de discordancia)
4
Pliegues
Elementos Geométricos que Describen un Pliegue y Otras
Definiciones
‰
Pliegue (Fold): Curvatura desarrollada sobre una superficie planar
(estratos, cualquier tipo de foliación, etc.) como resultado de la
actuación de esfuerzos. Dichos esfuerzos pueden tener un origen
tectónico o gravitatorio.
‰
Cresta (Crest): Punto del pliegue que se encuentra a mayor cota
topográfica.
‰
Seno o Valle (Trough): Punto del pliegue que se encuentra a
menor cota topográfica.
‰
Longitud de onda (Wavelength): Distancia que separa dos
crestas o dos valles consecutivos en una superficie plegada.
‰
Punto de inflexión (Inflection point): Punto en los flancos de
un pliegue en el que la curvatura de la superficie plegada pasa de
cóncava a convexa o viceversa.
‰
Superficie o Plano medio (Median surface): Plano o superficie
que une los puntos de inflexión de una superficie plegada.
‰
Amplitud (Amplitude): Distancia que separa los puntos de
inflexión de la cresta o valle de una superficie plegada, medida de
forma perpendicular a su superficie media.
cresta
Punto de inflexión
PLIEGUE 1
charnela
charnela
Punto de inflexión
PLIEGUE 2
Punto de inflexión
charnela
Seno o valle
charnela
Elementos geométricos de un pliegue. Ragan, D.M. (1973) Structural Geology. An
introduction to Geometrical Techniques, 2ª Ed.; John Wiley & Sons, 208 pp.
‰
Charnela y Zona de Charnela (Hinge): Alineación de puntos
dentro de una superficie plegada que han experimentado la máxima
deformación. La zona de charnela es la región inmediatamente
adyacente a la línea de charnela.
‰
Flanco (Limb): Zonas adyacentes a la zona de charnela y que,
comparativamente, han experimentado una deformación mucho
menor, llegando a ser incluso nula en los puntos de inflexión.
5
Elementos geométricos de un pliegue y tipo de pliegue de acuerdo con la longitud de sus
flancos. Powell, D. (1992) Interpretation of Geological Structures Through Maps; Longman
Scientific and Technical, 176 pp.
‰
Eje de un Pliegue (Fold axis): Línea generatriz ideal de cualquier
pliegue. Para un pliegue cilíndrico, la revolución de una recta daría
lugar a la generación del pliegue. De esa manera, no tiene una
localización específica en ningún punto del pliegue.
‰
Plano o Superficie Axial (Axial surface): Superficie geométrica
ideal que une las líneas de charnela de distintas superficies plegadas,
dentro de un pliegue.
Eje
anticlinal
Eje
sinclinal
inmersión
eje
Plano
Horizontal
Plano
axial
Pliegue cilíndrico e indicación de sus elementos geométricos principales. Las superficies
plegadas se representan con la letra S mientras que S1 corresponde a la superficie axial. Con
una trama punteada se indica la localización de la zona de charnela y con otra rayada la de
flanco. A la derecha, sección vertical del mismo pliegue de acuerdo con el plano indicado a
la izquierda. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed.
Omega, 518 pp.
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Elementos geométricos de un pliegue. Ramsay, J.G. (1977) Plegamiento y fracturación de
rocas; Ed. Blume, 590 pp.
Clasificación de los Pliegues
De Acuerdo con la Forma y/o Edad de los Materiales
‰
Anticlinal (Anticline). Pliegue, en general convexo hacia arriba, y
en cuyo núcleo se encuentran las rocas estratigráficamente más
antiguas.
‰
Anticlinorio (Anticlinorium). Estructura anticlinal compuesta
de escala regional y formada por pliegues laxos.
‰
Antiforme (Antiform). Pliegue de morfología convexa hacia arriba
pero del cual se desconoce la edad (absoluta o relativa) de los
materiales que se encuentran en el flanco o en el núcleo.
‰
Sinclinal (Syncline). Pliegue, en general cóncavo hacia arriba, y
en cuyo núcleo se encuentran las rocas estratigráficamente más
modernas.
‰
Sinclinorio (Synclinorium). Estructura sinclinal compuesta de
escala regional y formada por pliegues laxos.
‰
Sinforme (Synform). Pliegue de morfología cóncava hacia abajo
pero del cual se desconoce la edad (absoluta o relativa) de los
materiales que se encuentran en el flanco o en el núcleo.
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‰
Tipos de afloramientos en estructuras anticlinales y sinclinales
8
Definiciones de antiforme, sinforme, anticlinal y sinclinal, de acuerdo con un criterio de
polaridad (laminaciones cruzadas). Ramsay, J.G. (1977) Plegamiento y fracturación de
rocas; Ed. Blume, 590 pp.
Ejemplo de situación en la que la geometría de un pliegue observada en una escala local
puede inducir a pensar que se rata de otro tipo de estructura
De Acuerdo con la Naturaleza del Eje Axial (Geometría e Inclinación)
Cualquier superficie ondulada puede ser generada como resultado de
la revolución de una línea que se vaya desplazando respecto de un cierto
origen de coordenadas. En el caso de los pliegues, la línea de revolución se
denomina eje del pliegue. En función de si la línea es rectilínea o no lo es así
como en función del ángulo que esta forma respecto de la horizontal,
podemos denominar los pliegues como:
‰
Pliegues cilíndricos: Aquellos pliegues cuyo eje axial es horizontal
y rectilíneo.
‰
Pliegues cilíndricos con inmersión: Aquellos pliegues cuyo eje
axial es rectilíneo pero no horizontal.
‰
Pliegues no cilíndricos: Aquellos en los que el eje axial es
curvilíneo (careciendo de significado, por tanto, el criterio de
horizontalidad).
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Relación entre el tipo de pliegue y las direcciones de capa (isohipsas). Observar la distinta
traza de las mismas en función del tipo de pliegue. Powell, D. (1992) Interpretation of
Geological Structures Through Maps; Longman Scientific and Technical, 176 pp.
En el caso de los pliegues cilíndricos, las direcciones de capa son un
conjunto de rectas paralelas entre sí, mientras que en el caso de los pliegues
con inmersión y en los no cilíndricos las direcciones de capa pierden su
carácter rectilíneo.
La traza de un pliegue con inmersión vista sobre un mapa describe
una curvatura de forma que el buzamiento de la superficie plegada va
cambiando progresivamente de orientación, de acuerdo con un patrón de
distribución que tiende a aproximarse a una semiesfera. La zona donde las
capas enraízan (se ‘hincan’ en el terreno) y en las que se da la circunstancia
anteriormente enunciada se denomina terminación Periclinal.
De Acuerdo con la Potencia Ortogonal de las Capas Plegadas
Otro criterio comúnmente empleado para clasificar los pliegues tiene
en cuenta un parámetro geométrico importante denominado potencia
ortogonal o real. Esta no es otra cosa que la distancia que separa el plano
superior e inferior de cualquier cuerpo rocoso estratificado, medida
perpendicularmente a ambos planos.
Modelo de generación de pliegues de tipo paralelo, concéntrico o isopaco. Ragan, D.M.
(1973) Structural Geology. An introduction to Geometrical Techniques, 2ª Ed.; John Wiley
& Sons, 208 pp.
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Modelo de generación de pliegues de tipo similar. Ragan, D.M. (1973) Structural Geology.
An introduction to Geometrical Techniques, 2ª Ed.; John Wiley & Sons, 208 pp.
Esquema mostrando la diferencia entre la geometría de los pliegues similares y
concéntricos. Mattauer, M. Las Deformaciones de los Materiales de la Corteza Terrestre.
Omega. 97 pp.
Cuando el espesor ortogonal de las capas plegadas permanece
constante, el pliegue se denomina paralelo, concéntrico o isopaco. Sin
embargo, cuando el espesor ortogonal de las capas es variable, tenemos
entonces los pliegues anisopacos y en general los similares o semejantes. En
los pliegues similares es frecuente que la zona de charnela vea su grosor
incrementado mientras que la correspondiente a los flancos se vea
disminuida.
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Para caracterizar rigurosamente tales tipos de pliegues es cómodo
utilizar el concepto de isógonas, es decir las curvas que unen los puntos de
igual pendiente en todos los estratos. En los pliegues similares las isógonas
corresponden a rectas paralelas, pero se pueden obtener pliegues con
isógonas rectas o curvas, convergentes o divergentes.
Pliegue isopaco de isógonas convergentes
Concéntrico o paralelo
Pliegue anisopaco de isógonas paralelas
Similar o semejante
Pliegue anisopaco de isógonas divergentes
Mattauer, M. Las Deformaciones de los Materiales de la
Corteza Terrestre. Omega. 95 pp.
Una característica geométrica que suele estar presente en los pliegues
de tipo similar es el desarrollo de planos de esquistosidad. Muchas veces los
planos de esquistosidad se disponen de forma paralela al plano axial de los
pliegues. En ese caso, la esquistosidad se califica como de plano axial.
Ejemplos de esquistosidad de plano axial. Refracción de la misma al atravesar de unidades
litológicas de distinta competencia. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981)
Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.
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Los mecanismos y entorno geotectónico de formación de cada uno de
los dos tipos de pliegue son diferentes.
Esquema teórico de la zonación estructural de la corteza terrestre y diferenciación de los distintos
dominios de acuerdo con el desarrollo de estructuras geológicas; en el nivel estructural superior
predominarían las estructuras de tipo frágil y gravitatorio (fallas y cabalgamientos), en el nivel
medio las estructuras plegadas concéntricas sin esquistosidad; en el nivel inferior predominarían
los pliegues por aplastamiento y desarrollo importante de distintos tipos de foliación; por último,
el límite inferior vendría determinado por la fusión de los materiales corticales (anatexia).
Mattauer
De Acuerdo con la Inclinación de la Superficie Axial
Otra forma relativamente frecuente de clasificar pliegues es de
acuerdo con la inclinación de su plano axial. En la figura 40 se presenta un
resumen de los términos empleados. De esa manera tenemos:
‰
Pliegues rectos: El plano axial es vertical.
‰
Pliegues en abanico: Los flancos pueden tener pendientes
negativas (morfología en champiñón) e individualizarse dos
superficies axiales.
‰
Pliegues inclinados: Cuando el plano axial está inclinado menos
de 45º respecto de la vertical.
‰
Pliegues vergentes: Cuando el plano axial se inclina más de 45º
respecto de la vertical. El sentido de vergencia del pliegue es aquél
correspondiente al ángulo agudo del plano axial respecto de la
horizontal.
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‰
Pliegues tumbados o recumbentes: Cuando la inclinación del
plano axial del pliegue está próxima a la horizontal. En muchas
ocasiones los pliegues recumbentes pueden fracturarse por el núcleo
dando lugar a un pliegue-falla o a un cabalgamiento.
Figura 42. Clasificación de pliegues de acuerdo con la inclinación de su plano axial
De Acuerdo con el Ángulo de los Flancos
De acuerdo con la inclinación de los flancos, los pliegues pueden
dividirse en:
‰
Pliegues isoclinales: Cuando los dos flancos del pliegue buzan en
el mismo sentido.
‰
Pliegues monoclinales: Cuando uno de los dos flancos del pliegue
está mucho más desarrollado que el otro y pareciendo la estructura,
por tanto, una serie monoclinal.
‰
Pliegues simétricos: Cuando el plano axial del pliegue divide
simétricamente el pliegue en dos unidades especulares.
‰
Pliegues asimétricos: Cuando el plano axial del pliegue no divide
simétricamente el pliegue en dos unidades especulares.
Abierto (simétrico)
Recumbente
Asimétrico
Tumbado
Isoclinal
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Relación de las superficies plegadas con otras estructuras
Los pliegues llevan asociados diferentes estructuras. Así por ejemplo,
los pliegues de arrastre y las grietas de tensión se forman por el
movimiento relativo entre las capas de los flancos de un plegamiento de tipo
concéntrico.
A parte de la foliación de plano axial, conviene no obstante destacar
los micropliegues, así como foliaciones y lineaciones asociadas a las
diferentes fases de plegamiento de una determinada estructura plegada.
Existen además otras estructuras menores que son sobre todo
consecuencia de la diferencia de comportamiento entre capas más y menos
competentes en relación con el tipo de plegamiento. Entre ellas cabe señalar
microestructuras como las venas ptygmáticas o microlitons. Los rods,
mullions y boudins son otras estructuras que están relacionadas con la
ruptura de capas más competentes.
Micropliegues de arrastre asociados a pliegues concéntricos. Mattauer, M. Las
Deformaciones de los Materiales de la Corteza Terrestre. Omega. 255 pp.
Lineación de intersección definida por micropliegues en un esquisto. Hobbs, B.E., Means,
W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 242 pp.
15
Desarrollo de microlitons (estructuras ptygmáticas), foliación axial y boudins como
resultado del plegamiento y de la ruptura de capas competentes. Ramsay, J.G. (1977).
Plegamiento y fracturación de rocas; Ed. Blume.
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Boudins
Desarrollo progresivo de fisuras de tensión sigmoidales y de foliación axial como resultado del
desarrollo progresivo de un pliegue. Ramsay, J.G. (1977) Plegamiento y fracturación de rocas; Ed.
Blume, 413 pp.
En procesos de deformación, las estructuras tectónicas difícilmente
se encuentran aisladas. De esa manera, los pliegues suelen ir asociados a
otras estructuras frágiles.
Tal y como se puede observar, dentro del contexto de una estructura
plegada, las fracturas de carácter distensivo se concentran hacia la parte
superior de los anticlinales (y en la inferior de los sinclinales) mientras que
para las compresivas sucede lo contrario.
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Bloque diagrama que representa las diferentes regiones de una estructura plegada
concéntricamente. En la parte superior de la misma predominan las estructuras de deformación
distensivas mientras que en la parte interna de los pliegues son compresivas. Hobbs, B.E., Means,
W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp. Ramsay, J.G. (1977)
Plegamiento y fracturación de rocas; Ed. Blume, 420 pp.
Simbología de Pliegues en Mapas Geológicos
En la figura se resumen los principales tipos de símbolos que se
emplean en cartografía geológica para hacer referencia a pliegues. Debe
hacerse notar que los símbolos indicados corresponden al eje de un pliegue
y en los mapas suelen localizarse en la zona próxima a la línea de charnela
del mismo. En el caso de que los pliegues sean fosilizados por discordancias
o que sean interceptados por fallas, la traza del eje del pliegue debe
indicarse con una línea discontinua (en el primer caso) o interrumpirla, en
el segundo.
Símbolos correspondientes a pliegues a emplear en mapas geológicos
Hay que indicar, también, que en cortes geológicos no debe
emplearse ninguno de los anteriores signos al quedar naturaleza del pliegue
puesta de manifiesto de forma evidente.
18
plegamiento
Principales estructuras asociadas a la deformación
19
Fallas
Las fallas (fault) y diaclasas (joints) son las principales
discontinuidades de origen tectónico que aparecen en los mapas geológicos.
Su origen suele estar asociado a episodios geológicos de deformación, ya
sean estos de tipo compresivo o distensivo. Su datación relativa se efectúa
de acuerdo al Principio de Intersección.
La diferencia más significativa entre falla y diaclasa es que en la
primera existen evidencias de movimiento relativo entre los bloques a
ambos lados de la misma. En las diaclasas (a menudo referidas como
fracturas sin desplazamiento o, simplemente, juntas) no se reconocen tales
evidencias de movimiento.
a) Falla; b) zona de falla; c) zona de cizalla. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F.
(1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.
Uno de los indicadores de movimiento más importantes en planos de
falla son las propias estrías de falla, las cuales nos informan no solo del
movimiento de los bloques alrededor del plano de falla, sino de la propia
dirección y sentido de movimiento.
Estrías desarrolladas sobre un plano de falla. Tanto los escalones como el recrecimiento de
cristales de cuarzo en los mismos nos da idea de la dirección y sentido de desplazamiento
de los bloques a ambos lados de la falla. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981)
Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.
20
Criterios de polaridad que nos indican el movimiento relativo de los bloques de falla y que
pueden ser observados, en circunstancias favorables, sobre su propio plano
El movimiento de las fallas puede conducir a la fragmentación de los bloques de falla a lo largo
del plano de ruptura dando la textura característica de una brecha de falla o bien, si la
fragmentación es muy intensa a la formación de una papilla de falla (o gouge) cuya
granulometría puede ir desde arena a arcilla
Por motivos de espacio, en los mapas geológicos tan solo se
representa la traza de las principales fracturas de la región cartografiada,
indicándose la presencia de diaclasas (y su orientación) mediante símbolos
geológicos adecuados.
Elementos Geométricos en Fallas
Se resumen los elementos geométricos principales relativos a fallas.
De forma general, respecto del propio plano de falla se distinguen un bloque
superior (hanging wall) y un bloque inferior (foot wall) tomando como
referencia cual de los dos descansa sobre la superficie de discontinuidad
apoya.
A la hora de considerar los movimientos de los bloques rocosos
alrededor del plano de falla es conveniente cuantificarlos a fin de obtener
información precisa y de potencial utilidad en el análisis de distintos
problemas de campo. Para ello hemos de definir, a continuación, algunos
conceptos importantes.
21
Fallas normales
falla
Espejo de falla y estrías de
22
Falla desplazando un plano de referencia. A la izquierda, A) Separación, B) Separación en
dirección; C) Separación según el buzamiento; A la derecha, diferentes orientaciones de la
separación: 1) inversa-sinistra; 2) sinistra; 3) normal-sinistra; 4) normal; 5) normal-dextra.
Ragan, D.M. (1973) Structural Geology. An introduction to Geometrical Techniques, 2ª Ed.;
John Wiley & Sons, 208 pp.
Terminología de los saltos de falla. Salto neto o total (sn); salto horizontal o en
dirección (sd); salto normal o según el buzamiento (sb). Observar que sn pertenece
tanto a la horizontal como al plano de falla mientras que sb y sn pertenecen tan solo al
plano de falla. La componente del salto neto proyectado sobre la horizontal recibe el
nombre de salto neto proyectado (snp). A su vez, el salto la componente del salto
normal, proyectado en el plano vertical, recibe el nombre de salto vertical (sv) mientras
que si se proyecta sobre la horizontal es entonces el salto normal proyectado (snp). Los
puntos P y P’ se encontraban superpuestos antes de que la falla actuara. Hobbs, B.E.,
Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.
Igual situación a la de la figura anterior pero con un plano dislocado por efecto del juego de
la falla. El desencaje de un rasgo geológico por parte de una falla puede ser medido
paralelamente a la dirección de buzamiento de la falla (es decir, perpendicularmente a la
dirección de capa de la falla), lo que da la separación vertical aparente (sv) o
separación en buzamiento (a). También puede ser determinado paralelamente a la
dirección de capa de la falla (separación horizontal o en dirección, b). Hobbs, B.E.,
Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.
23
‰
Falla (Fault). Superficie de discontinuidad deformacional a lo
largo de la cual hay evidencias de que se ha producido el
desplazamiento apreciable de las masas rocosas que la flanquean. El
plano de falla es la propia superficie de la falla. La notación que se
utiliza para indicar la orientación de los planos de falla es igual que
para el resto de planos geológicos. Se denomina espejo de falla a la
superficie pulimentada que se puede identificar sobre el terreno
como correspondiente al plano de una falla, pudiendo presentar
estrías o rayas que evidencian la dirección y, a veces, el sentido del
desplazamiento de los bloques.
‰
Bloque o labios de la falla (Fault walls). Conjunto de
materiales situados a cada lado del plano de falla. Los bloques o
labios de falla se adjetivan de acuerdo a su posición respecto del
plano de falla: bloque o labio superior (hanging wall) cuando están
por encima del mismo y bloque o labio inferior (foot wall) cuando
están por debajo. También se denomina bloque o labio levantado y
bloque o labio hundido al conjunto de materiales que ha
experimentado un movimiento relativo ascendente y descendente,
respectivamente, de cada lado del plano de falla.
‰
Separación (Separation). Distancia entre las dos trazas de un
plano desplazado por una falla, medida en el plano de falla. La
separación en dirección (strike separation) es la componente de
la separación medida paralelamente a la dirección de capa de la falla.
La separación en buzamiento (dip separation) es la componente
de la separación medida perpendicularmente al rumbo de la falla.
Otra medida del desplazamiento es la separación estratigráfica,
que es la mínima distancia entre los dos planos desplazados por una
falla, la cual se mide perpendicularmente a los mismos y no está
necesariamente contenida en el plano de falla.
‰
Salto (Slip). Movimiento relativo sobre un plano de falla, medido
desde un bloque de la falla hasta el otro. Los movimientos de los
bloques alrededor del plano de falla pueden referirse de varias
formas:
o Salto total, neto o real (net slip) representa la distancia de
separación mínima entre dos puntos que, antes de actuar la
falla, eran adyacentes.
o Salto horizontal (strike slip) es la componente horizontal
del salto real, medida en el plano de falla y paralelamente a su
rumbo.
o Salto normal o en buzamiento (dip slip) es la
componente del salto real, medida en el plano de falla
perpendicularmente al rumbo del plano de falla.
o Salto vertical (vertical slip) es la componente vertical del
salto real, medida en el plano vertical.
o Salto total proyectado es la componente horizontal del
salto real, proyectada verticalmente sobre éste.
o Salto normal proyectado es la componente horizontal del
salto normal, proyectada verticalmente sobre éste.
24
‰
Falla normal (Normal fault). Se dice que una falla es normal
cuando el labio hundido se puede también identificar como el bloque
superior mientras que el levantado es el bloque inferior.
‰
Falla inversa (Inverse fault). Una falla es inversa cuando el
labio hundido es el bloque inferior, y el labio levantado el superior.
‰
Falla de desgarre o en dirección (Strike fault). Es aquella en
que el movimiento dominante de los bloques alrededor del plano de
falla se corresponde con el de la componente horizontal del
desplazamiento o salto horizontal.
‰
Dextra y sinistra (Right slip – Left slip). Estos términos se
aplican también para caracterizar el movimiento de las fallas, en
particular cuando existe una cierta componente horizontal en él. Si
nos posicionamos sobre un plano de falla de forma que a nuestros
pies, entre nuestras piernas, quede el propio plano de fractura, si la
componente horizontal del desplazamiento es hacia la derecha (en el
sentido de avance las agujas del reloj) la falla se denominará dextra o
dextrógira, mientras que si es hacia la izquierda (en el sentido
contrario a las agujas del reloj) la falla será sinistra o levógira.
‰
Cabalgamiento o manto de corrimiento (Thrust fault). Se
trata de un tipo de falla inversa que, debido a la acción de empujes
tangenciales, presenta un plano de falla de escaso buzamiento y
produce dislocaciones y desplazamientos de gran extensión.
‰
Alóctono y autóctono (Allochthonous – Autochthonous).
Desde el punto de vista tectónico, el término alóctono indica el
material geológico que ha sido transportado por procesos tectónicos
desde su lugar de origen. Autóctono indica el material geológico, que
aunque deformado, no ha sido sensiblemente transportado por
procesos tectónicos desde su lugar de origen. Se trata también de
términos de aplicación relativa dado que se utilizan a menudo por
comparación.
Clasificación y Tipos de Falla
La clasificación de las fallas se realiza de acuerdo a cómo ha sido el
movimiento relativo de los bloques y respecto del buzamiento del propio
plano de falla. Así, una falla normal es aquella en la que el bloque
superior ha sufrido un movimiento descendente respecto al plano de falla
mientras que en una falla inversa el movimiento relativo del bloque
superior ha sido en sentido ascendente.
Los términos falla normal y falla inversa son aplicables en tanto y en
cuanto las componentes principales de movimiento de los bloques alrededor
del plano de falla están contenidas en un plano vertical. Ahora bien, cuando
el movimiento de los bloques posee una cierta componente de movimiento
contenida en el propio plano de la falla (componente ‘en dirección’, por estar
comprendido en la dirección del plano de falla) se acompaña a la
descripción del tipo de falla (normal o inversa) de un adjetivo que indica esa
circunstancia. Una falla se dice que es dextra (ó dextrógira) cuando el
sentido de movimiento entre los bloques es en sentido horario. De igual
manera, la falla será sinistra (o levógira) cuando el sentido de movimiento
25
entre los bloques sea antihorario. Por último, cuando el movimiento de la
falla está comprendido principalmente en un plano horizontal, se dice que la
falla es en dirección (o falla de desgarre) y será levógira (sinistra) ó
dextrógira (dextra) según sea el sentido de movimiento de un bloque
respecto al otro (antihorario u horario).
Principales tipos de falla. Powell, D. (1992) Interpretation of Geological Structures
Through Maps; Longman Scientific and Technical, 176 pp.
El movimiento de los bloques alrededor del plano de falla puede que
sea asimétrico, conduciendo al desarrollo de fallas en tijera o pivotantes.
Tipos de falla rotacional. a) Falla en tijera; b) Falla pivotante. Ragan, D.M. (1973) Structural
Geology. An introduction to Geometrical Techniques, 2ª Ed.; John Wiley & Sons, 208 pp.
26
Extensión
Compresión
lago
Escarpe
Bloque
Inferior
Bloque
Superior
Bloque
Inferior
Bloque
Superior
Tensión
cortante
Relación entre el tipo de deformación y el tipo de falla.
27
El caso particular de las fallas normales con plano curvo se conocen
con el nombre de fallas lístricas.
Por otro lado, aquellas fallas que se encuentran asociadas pero
presentan sentidos de buzamiento
opuestos reciben el nombre de
antitéticas mientras que si el buzamiento es en el mismo sentido se
denominan, entonces, sintéticas.
En macizos rocosos homogéneos, es relativamente frecuente el que se
desarrollen distintas familias de planos de fractura los cuales suelen guardar
una relación geométrica particular. Cuando encontramos fracturas
relacionadas entre sí a través de un ángulo agudo de unos 45º, esas familias
de fracturas las denominaremos conjugadas. La orientación de las familias
de fallas conjugadas respecto del campo de esfuerzos guarda también
una estrecha relación.
Desarrollo de fallas lístricas (superficie de ruptura curvada) y distintos elementos
geométricos de las mismas. Powell, D. (1992) Interpretation of Geological Structures
Through Maps; Longman Scientific and Technical, 176 pp.
28
Fracturas formadas experimentalmente (ensayo de compresión triaxial). Las fracturas
indicadas como a y b son fracturas de cizalla conjugadas. Las fracturas de tipo c son de
distensión y resultado de la actuación de una carga (σ1). Por último las de tipo d son
también de extensión, pero generadas durante el proceso de descarga como resultado del
relajamiento de tensiones. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología
Estructural; Ed. Omega, 518 pp.
Planos de falla conjugados generados ante distintas orientaciones del campo de esfuerzos.
Arriba a la izquierda, el esfuerzo principal (σ1) es vertical mientras que en los otros casos es
horizontal. Arriba, a la izquierda, el esfuerzo menor (σ3) es vertical) mientras que abajo a la
derecha, es el esfuerzo de magnitud intermedia (σ2) es el que ocupa la dirección vertical.
Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.
29
Fallas conjugadas con formación de grietas de tensión (fisuras lenticulares rellenas por
cristalización). Mattauer, M. Las Deformaciones de los Materiales de la Corteza Terrestre.
Omega. 381 pp.
Los cabalgamientos son un caso particular de falla inversa cuyo
plano posee un ángulo de buzamiento muy bajo.
Concepto de klippe o isla tectónica y ventana tectónica, resultado de la erosión parcial de
cabalgamientos. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural;
Ed. Omega, 518 pp.
El resultado de la erosión sobre mantos de corrimiento puede ser la
generación de fragmentos aislados del propio manto de corrimiento
(klippes o islas tectónicos) o huecos dentro del cuerpo principal del
cabalgamiento (ventanas tectónicas).
30
Ventana
Klippe o ísleo
tectónico
Alóctono
Autóctono
Algunos elementos geométricos de un cabalgamiento. Powell, D. (1992) Interpretation of
Geological Structures Through Maps; Longman Scientific and Technical, 176 pp.
31
En regímenes de tectónica distensiva, es frecuente la asociación de
fallas normales que, alternadamente diferencian bloques del macizo
geológico en unidades levantadas (pilares tectónicos o horst) o
hundidas (fosas tectónicas o graven).
Horst o Pilar tectónico
Graben o Rift Valley tectónico
Bloque
Inferior
horst
Bloque
Superior
graben
horst graben
(rift)
(rift)
Extensión
32
Simbología de las Fallas en Mapas Geológicos
Se resumen los principales símbolos empleados en mapas geológicos
relativos a fallas. En dicha figura se identifica el bloque o labio levantado de
una falla como Ll mientras que al bloque hundido le corresponde Lh. Una
falla normal se indicará con unas líneas cortas perpendiculares a la traza de
la falla y de igual grosor que ésta. Dichas líneas se trazarán en el lado
correspondiente al bloque hundido de la falla. Las fallas inversas y
cabalgamientos (los cuales pueden tomarse como fallas inversas de ángulo
muy bajo) se indicarán con triángulos equiláteros (sin rellenar o rellenos)
uno de cuyos lados estará comprendido en la traza de la superficie de la
falla. Los triángulos se localizarán en el lado de la traza de la falla que
corresponda al bloque levantado. En ambos casos, tanto las líneas cortas
como los triángulos irán equiespaciados a todo lo largo de la traza de la falla.
Si la falla, además, presenta una componente de movimiento según la
dirección de la falla, este hecho se indicará poniendo a cada uno de los lados
de la traza de la falla unas flechas cuyo sentido indique si se trata de fallas
dextras o sinistras.
En el caso particular de los cabalgamientos, el símbolo a utilizar es
idéntico al de las fallas inversas. En la figura siguiente, Au hace referencia a
la unidad autóctona, es decir, aquella que no se ha desplazado (bloque
inferior) respecto de la alóctona, Al, que sí lo habría hecho (bloque
superior).
Símbolos principales empleados en mapas geológicos con fallas
Si una falla ha tenido una componente de movimiento horizontal,
esta puede ser representada en un plano geológico mediante una pareja de
puntas de flecha cuya orientación sea paralela a la traza de la falla y cuyo
sentido sea congruente con el sentido de movimiento deducido (dextro o
sinistro). Ambas puntas de flecha se dispondrán a cada lado de la traza de la
falla, de forma paralela. Si un mapa se encuentra demasiado recargado de
información, es posible indicar el bloque levantado y el hundido con unos
signos + y −, respectivamente.
En los cortes geológicos es necesario indicar el sentido de
movimiento de la falla mediante unas puntas de flecha que, dispuestas cada
una de ellas a cada lado de la línea que representa la falla, nos informe con
su sentido respecto de los movimientos verticales de los bloques alrededor
de la falla, si es que los hubiera habido. Para mejorar la visualización de la
falla en el corte, es adecuado prolongar la traza de la(s) falla(s) en el corte
más allá de su intersección con la superficie mediante una línea discontinua.
33
Relación de las Fallas con otras Estructuras Tectónicas
Tal y como vimos en el apartado de pliegues anterior, los distintos
tipos de estructura de deformación suelen encontrarse asociados. De esa
manera, se muestra un esquema de la relación entre pliegues concéntricos
(paralelos) y familias de planos de diaclasado a las que frecuentemente se
asocian.
Tipos de fractura principales en capas plegadas (pares conjugados). Hobbs, B.E., Means,
W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.
Zonación estructural en función de la profundidad. Mattauer
También vale la pena recordar que las estructuras de deformación
varían con la profundidad al comportarse los materiales geológicos de
distinta forma en función de la temperatura y la presión. Las fracturas
frágiles son características de la parte más superficial de la corteza terrestre.
34
Bloques-diagrama ilustrativos de la distinta escala en la que pueden encontrarse las fallas
en los materiales geológicos. a) Escala de placas litosféricas; b) Escala de cordillera; c)
Escala regional; d) Escala puntual (estilolitos). Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F.
(1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.
Estilolitos
35
Bloques-diagrama que ilustran distintas formas de terminación de planos de falla. a)
Terminación lateral simple; b) amortiguamiento lateral a lo largo de la traza; c)
amortiguamiento vertical y transición hacia un pliegue; d) Terminación lateral compleja
con desarrollo de estructuras digitadas. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981)
Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.
Juntas y Diaclasas
Las diaclasas o juntas, a diferencia de las fallas, son discontinuidades
a favor de las cuales ha habido un desplazamiento de corte muy pequeño o
nulo. Pueden ser reconocidas en cualquier macizo de rocas ígneas,
metamórficas y sedimentarias y suponen una evidencia directa de la rotura
frágil del macizo rocoso en alguna etapa de su historia de deformación.
Aspecto típico de la superficie de una diaclasa (estructura en pluma). Hobbs, B.E., Means,
W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.
36
Aspecto típico de la superficie de una diaclasa o junta resultado de la detonación de un
explosivo. Observar la característica traza radial de las irregularidades a partir del centro de
detonación. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed.
Omega, 518 pp.
Las diaclasas, como planos de debilidad en los macizos rocosos,
presentan algunas propiedades muy importantes:
‰
‰
‰
‰
‰
‰
Orientación (dirección, sentido de buzamiento y ángulo de
buzamiento)
Espaciado (frecuencia y número de discontinuidades por unidad de
longitud)
Apertura (distancia media entre las paredes de la junta)
Persistencia o penetratividad (continuidad de las juntas o
longitud de sus trazas)
Rugosidad superficial (la propiedad que condiciona su
comportamiento friccional)
Relleno (presencia o ausencia de brechas, gouge o diversos
minerales)
Las juntas y otras discontinuidades presentes en los macizos rocosos
(fallas, planos de estratificación, planos de esquistosidad, foliaciones
diversas) controlan muchas propiedades mecánicas del macizo, entre ellas
la:
‰
‰
‰
Resistencia
Compresibilidad
Permeabilidad
Las juntas en macizos de rocas ígneas están relacionadas, en muchas
ocasiones, con los esfuerzos tensionales generados durante la cristalización
magmática y la consiguiente retracción. Ello es particularmente evidente en
las rocas volcánicas. En dicho tipo de rocas, las juntas se desarrollan de
forma perpendicular a la superficie de enfriamiento y que se suele
corresponder con los márgenes de las coladas de lava, sills, diques y de
37
muchos plutones. En cuerpos de espesor uniforme pueden desarrollarse
juntas que delimitan prismas de roca de sección quasi perfectamente
hexagonal.
Generación de la disyunción columnar en cuerpos ígneos de espesor uniforme como
resultado de su enfriamiento
Otras estructuras de deformación
Los contactos entre los plutones y sus correspondientes encajantes
pueden presentar una geometría extremadamente compleja. El
enfriamiento del magma suele generar juntas de retracción perpendiculares
a los contactos si bien pueden desarrollarse también pequeñas fallas (tanto
normales como inversas) o cizallas como resultado del empuje ascensional
del magma. La descarga como resultado de la erosión subsiguiente al
emplazamiento de muchos plutones puede crear familias de diaclasas
subparalelas a los contornos del plutón. Además, muchos cuerpos ígneos
desarrollan foliaciones internas y que pueden individualizarse en
discontinuidades del macizo a lo largo de la historia geológica del mismo.
Los terrenos sedimentarios que se encuentran por encima de los
diapiros a menudo están afectados por sistemas de fallas normales. La
localización de estas fallas en el techo del diapiro muestra claramente que la
distensión está ligada con la ascensión del diapiro, ya que los terrenos
tienden a formar un anticlinal por estiramiento y sin acortamiento,
sobrepasándose a veces el límite de rotura.
Otro tipo de estructura de deformación digna de mención son los
pliegues intraformacionales o slumps. Se trata de una deformación
gravitacional que afecta a sedimentos que acababan de depositarse. Es el
caso de deslizamientos submarinos frecuentes en series sedimentarias
compresivas que perturban niveles localizados a proximidad de los taludes
continentales. Se presentan en forma de pliegues muy dúctiles,
desordenados y sinsedimentarios, por lo que nunca van acompañados de
fallas (olistostromas). Si existen bloques consolidados éstos se denominan
olistolitos.
38
Plutonismo
39
Diapirismo halocinético
40
Vista general de deslizamientos por gravedad intraformacionales (slumps) en materiales
calizos del Cretácico (Gargajo, Italia meridional). Obsérvese la existencia de una superficie
de despegue inferior. Mattauer.
Ciertas estructuras de deformación pueden formarse al parecer en
sedimentos poco consolidados como consecuencia de los terremotos. Se
trata de unas estructuras denominadas sismitas, en forma de sinclinales que
sugieren una cierta fluidez en el comportamiento de los materiales. Se
originan entre formaciones geológicas de diferente competencia y
comportamiento mecánico. La formación inferior sería pues susceptible a la
licuefacción por causa de los temblores de tierra de una cierta intensidad.
Sismitas
41
Formación y análisis de suelos
La meteorización
Los suelos se forman principalmente por los procesos de
meteorización de rocas anteriormente formadas en sus lugares propios de
afloramiento. Todos los materiales son susceptibles de sufrir los efectos de
la meteorización.
La meteorización o alteración de una roca preexistente conlleva la
desintegración y descomposición fisico-química de las rocas que se hallan en
contacto con los agentes externos principales, es decir, la atmosfera y la
hidrosfera. La meteorización puede ser esencialmente física, o mecánica, y
química. Los procesos principales de la meteorización física son la
gelifracción, la descompresión, la expansión térmica, la hidratación y la
actividad biológica.
La gelifracción engloba los procesos mecánicos de fragmentación
por el hielo. En la naturaleza, el agua se abre camino a través de las grietas
de las rocas y, tras su congelación, expande y aumenta el tamaño de esas
aberturas. Los ciclos repetidos de congelación y deshielo rompen la roca en
fragmentos angulares, originando canchales o pedregales, lo que representa
un proceso importante de la meteorización mecánica.
La descompresión se origina cuando grandes masas de roca
pierden de alguna manera su presión de confinamiento, por descompresión,
y quedan expuestas a la presión atmosférica y a la erosión. Se forman
entonces diaclasas de expansión por descompresión o lajeamiento. Se
piensa que esto ocurre, al menos en parte, debido a la gran reducción de la
presión que se produce cuando la roca situada encima es erosionada. En los
macizos graníticos el lajeamiento suele tener formas concéntricas o en
cáscara de cebolla. La minería nos proporciona ejemplos de descompresión
al observar cómo se comportan las rocas una vez que se ha eliminado la
presión de confinamiento. Se conocen casos de estallidos de grandes bloques
de roca en las paredes de las galerías de minas, así como de fracturas
paralelas al suelo de las canteras cuando se eliminan grandes bloques de
roca.
La expansión térmica produce la desintegración por fracturación
repetida de las rocas debido al ciclo diario de temperaturas. Este fenómeno
se ve agudizado en especial en las regiones desérticas, donde los cambios en
las temperatura diarias son más importantes. Es pues de esperar que la
expansión debida al calentamiento y la contracción debida al enfriamiento
pueden además contribuir a la fracturación progresiva y a la desintegración
de los minerales de las rocas con índices de expansión diferentes.
Expansión térmica
42
La hidratación física produce también fracturación pues modifica
el volumen de la roca por humectación y desecación. La roca sufre expansión
y contracción por adsorpción y deserción de agua entre los vacíos
intergranulares o planares de la roca.
La actividad biológica también contribuye a la meteorización, en
especial mediante la actividad de las raíces de las plantas, de los animales
excavadores y de toda la variedad de actividades de los seres humanos sobre
el suelo. Además, algunos organismos también producen ácidos que
contribuyen a descomponer químicamente la roca.
Ecosistema del suelo en
un clima templado
En la meteorización química interviene como agente principal el
agua, por lo que los procesos más notables son la disolución, la
carbonatación, la oxidación-reducción, la hidrólisis, la hidratación
química, el cambio catiónico y la quelación. La mayoría de estos procesos se
realizan en presencia de agua y contribuyen en sentido amplio a la
descomposición de las rocas y de la estructura interna de los minerales.
La disolución es la difusión de moléculas o átomos de un cuerpo en
las de otro; lo más común son sólidos en líquidos. La estructurra dipolar del
agua favorece la disolución mediante la puesta en solución de cationes y
aniones. Un poco de ácido aumenta la fuerza corrosiva del agua ya que tiene
43
el ión corrosivo H+ reactivo. Los organismos se descomponen formando
ácidos orgánicos. La meteorización de la pirita y de los sulfuros produce
ácido sulfúrico.
La presión de CO2 favorece también los procesos de disolución,
puesto que produce carbonatación o formación de ácido carbónico o
bicarbónico disociados, por disolución en agua del CO2 procedente por
ejemplo de la atmósfera y la lluvia o de la disolución de CO3Ca. Por
carbonatación se entiende también el reemplazamiento por, o introducción
de, carbonatos, lo que incluye la alteración química que produce la
transformación de minerales que contienen Ca, Mg, K, Na ó Fe, en
+a la acción del− CO2
2−
carbonatos o bicarbonatos de estos
CO2 +metales,
H 2O → COdebido
o bien (CO3 H ) + H +
3 + 2H
contenido en el agua.
La oxidación-reducción provoca la pérdida-ganancia de
electrones en un elemento. El oxígeno no está necesariamente presente. Son
reacciones reversibles que estabilizan o desestabilizan químicamente un
mineral, haciéndolo más o menos vulnerable a otras reacciones, como la
disolución, el cambio iónico, etc. El desplazamiento de la reacción en uno u
otro sentido depende de su potencial redox. Los minerales ferromagnesianos
( olivino, piroxeno, hornblenda) se descomponen en hematites, limonita. Sin
embargo la oxidación sólo se produce cuando el Fe es liberado de los
silicatos mediante el proceso de la hidrólisis. La oxidación también se
produce cuando se descomponen los sulfuros como la pirita: la pirita (Fe S2)
con H2O dá oxi-hidróxido de hierro FeO (OH) y sulfúrico (SO4H2), lo que
produce el ácido de mina con mortalidad de organismos y degradación del
hábitat acuático.
La hidrólisis es la reacción que origina la progresiva destrucción de
los minerales, sobre todo de los silicatos. En realidad, se trata de una hidrocarbo-hidrólisis, es decir, hidratación, carbonatación y cambio catiónico
(reemplazamiento de cationes por iones H+).
Serie de Goldich de la estabilidad de los minerales frente a la meteorización.
44
La reacción más común es de desilicificación progresiva:
mineral silicatado complejo + agua = mineral silicatado simple + ácido
(SiO3 H 2 )
silícico
→ brucita (Mg (OH )2 ) + FeO
mineral silicatado simple
de tal manera que, en sucesivas etapas, se llega a la desilicificación total del
mineral silicatado original. Así por ejemplo, el cuarzo sólo produce sílice en
solución. Mientras que el olivino se descompone en limonita y hematites,
además de sílice y Mg+2 en solución. El anfibol produce minerales de la
arcilla junto con hematites y limonita, además de sílice, Ca+2 y Mg+2 en
solución. El feldespato produce minerales de la arcilla, además de sílice y
cationes de K+ , Na+ y Ca+2 en solución.
El cambio catiónico de cationes intercambiables es característico
además de los minerales de la arcilla hidratados.
La hidratación química como tal conlleva la absorción o
incorporación de agua a la estructura molecular de una sustancia mineral,
verificando cambios químicos en la misma. Esto puede implicar variaciones
de volumen y solubilidad. Es el caso por ejemplo de la hidratación de
hematites (Fe2 O3) para dar limonita (2 Fe2 O3 · 3 H2O), o de anhidrita (SO4
Ca) para dar yeso (SO4 Ca · 2 H2O).
La quelación es un proceso por el cual determinados cationes
metálicos procedentes del suelo mineral son incorporados en moléculas
orgánicas (hidrocarbonos) derivadas de las plantas y producto de la
actividad biológica.
45
La formación de los suelos
La meteorización física y mecánica del la roca contribuye a la
formación de la capa de rocas y fragmentos minerales que constituyen el
regolito, el cual forma parte del suelo. Sin embargo, el suelo es una
combinación de la materia mineral o regolito y orgánica o humus (restos
descompuestos de la vida animal y vegetal), agua y aire, que sustenta la
vida animal y el crecimiento de las plantas.
La formación de los suelos depende de ciertos factores de
importancia, entre los que hay de destacar: el tipo de suelo, el clima, la
topografía, el tiempo, la actividad orgánica y la dinámica del medio. La
dinámica del medio contribuye a la formación del suelo mediante el papel
que juegan la erosión en la conservación del conjunto del suelo y de los
minerales originados en la meteorización de la roca original. Los minerales
del suelo pueden ser no alterados y neoformados por alteración de los
anteriores.
Meteorización esferoidal
Erosión y desertización
46
Erosión eólica
artificial
Erosión por drenaje
Protección contra la erosión de suelos
47
La fertilización intensiva de los suelos agrícolas
El Ciclo del Nitrógeno en el suelo
48
La influencia del clima en la formación de los suelos
El perfil del suelo
Los procesos de formación del suelo actúan desde la superficie hacia
abajo. Las variaciones de composición, textura, estructura y color
evolucionan de manera gradual con la pronfundidad. Se producen de este
modo diferencias verticales, que normalmente van siendo más pronunciadas
conforme pasa el tiempo, dividiendo el suelo en zonas o capas conocidas
como horizontes. Una sección vertical de este tipo a través de todos los
horizontes del suelo constituye el perfil del suelo.
Horizontes característicos
de un suelo
49
Los diferentes horizontes del perfil del suelo se caraterizan
globalmente por una zona superior donde domina la eluviación o
lixiviación mineral y por una zona inferior donde domina la iluviación o
acumulación y deposición mineral (principio del café americano). Los
diferentes horizontes de un suelo son: O, A, E, B, C y R.
Zona superior = O + A + E
orgánica.
Lixiviación = A + E
O = material orgánico y humus o materia bien
descompuesta.
A = material mineral, humus y actividad
E = Minerales claros. Iones solubles Na, K, Ca,
Mg
Deposición = B
Zona inferior = B + C
B = Zona de acumulación (arcillas, caliche)
C = roca parcialmente alterada
R = roca
Idealización de un perfil del suelo para un clima húmedo de latitudes medias
50
Las características y la magnitud del desarrollo de un suelo pueden
variar en gran medida del ambiente climático al que está sometido y del
tiempo de actuación de la meteorización. Un perfil de suelo bien
desarrollado indica que las condiciones ambientales han sido relativamente
estables a lo largo de un periodo prolongado y que el suelo es maduro. Por el
contrario, algunos suelos carecen por completo de horizontes, por lo que se
denominan inmaduros. En ellos el periodo de actuación de la meteorización
suele ser demasiado corto o bien la excesiva erosión impide su desarrollo. En
los climas fríos o secos los suelos son generalmente muy delgados y están
poco desarrollados, debido a que la meteorización química progresa muy
despacio y la escasez de vida vegetal produce muy poca materia orgánica
La influencia del clima en el desarrollo de los suelos
Clasificación de suelos
Los suelos más comunes se pueden clasificar en diferentes tipos de
suelos principales según la influencia de los factores climáticos que
contribuyen a su formación y desarrollo.
Pedalfer
Los suelos pedalferos se caracterizan por una acumulación en el
horizonte B de óxidos de hierro y minerales de la arcilla ricos en aluminio en
el horizonte. En las latitudes medias, donde la lluvia anual supera los 630
mm anuales, la mayoría de los materiales solubles, come el carbonato
cálcico, es lixiviado desde el suelo y transportado por el agua subterránea.
Los óxidos de hierro y las arcillas menos solubles son transportados desde el
51
horizonte E y depositados en el horizonte B, proporcionándole un color
marrón a marrón rojizo. Los suelos están mejor desarrollados bajo la
vegetación forestal, donde grandes cantidades de materia orgánica en
descomposición proporcionan las condiciones ácidas necesarias para la
lixiviación.
Pedocal
Los pedocales se caracterizan por una acumulación de carbonato
cálcico. Este tipo de suelo se encuentra en regiones secas donde la
precipitación es inferior a 630 mm anuales. La meteorización química es
menos intensa que el caso de los pedalferos, por lo que el porcentaje de
materiales arcillosos es menor. En zonas áridas y semiáridas puede haber
una capa enriquecida en calcita, denominada caliche. En dichas áreas, el
agua de lluvia apenas penetra en profundidad, con lo que termina
evaporándose una vez retenida cerca de la superficie. De esta manera, los
materiales solubles, como el carbonato cálcico, son eliminados de la capa
más externa y vueltos a depositar debajo, formando la capa de caliche.
Laterita
En los climas cálidos y húmedos de los trópicos pueden desarrollarse
suelos lateríticos. Dado que la meteorización química es intensa bajo esas
condiciones climáticas, estos suelos suelen ser más profundos que los suelos
que se desarrollan a lo largo de un periodo similar en las latitudes medias.
No sólo la lixiviación elimina los materiales solubles como la calcita, sino
que las grandes cantidades de agua de percolación eliminan también mucha
sílice, lo que se traduce en la concentración de los óxidos de hierro y
aluminio en el suelo. El hierro proporciona al suelo un color rojo distintivo.
No obstante, el mineral principal de los suelos lateríticos es la gibbsita.
Puesto que la actividad bacteriana es muy elevada en los trópicos, las
lateritas prácticamente no contienen humus, por lo que suelen ser suelos
infértiles no aptos para el cultivo agrícola.
caliente
laterita
Temperatura
caliente
pedocal
pedalfer
tundra
frío
baja
50 cm/año
alta
frío
Precipitación
52
Tundra
Los suelos de tundra son característicos de altas latitudes con
clima de tundra. La alteración química de los minerales es lenta en
este régimen frío, y parte del sustrato está fragmentado por la acción
mecánica de la meteorización. No tienen un perfil característico, pero
están compuestos por capas delgadas de arcilla arenosa y humus
bruto.
Tundra
Laterita
La influencia del clima
en el desarrollo de los suelos
Laterita
53
Pedocal con caliche blanco depositado en el horizonte B
Acumulación de sales debido a la irrigación excesiva.
54
Suelos del mundo con problemas de salinidad
Existen otras clasificaciones de suelos dignas de mención. Por
ejemplo, la Soil Taxonomy es un sistema para la clasificación de suelos que
sigue un procedimiento analítico estricto y que fue desarrollado en el
Departamento de Agricultura de los Estados Unidos - USDA (Soil Service
Staf, 1975). Los criterios para establecer las categorías principales, u
órdenes de suelos, son los horizontes y los caracteres de diagnóstico, es
decir, las propiedades del suelo, así como otros rasgos que hacen referencia
a su génesis, evolución y manejo. Los principales órdenes de suelos según
esta clasificación son los siguientes:
Alfisoles
Suelos de ambiente relativamente húmedo, con un horizonte
de acumulación de arcillas y no desaturados.
Aridisoles
Suelos secos o salinos de regiones áridas.
Entisoles
Suelos inmaduros con pocas características de diagnóstico y
algo de materia orgánica.
Spodosoles
Suelos con un horizonte oscuro por acumulación de
hidróxidos y humus (ceniza).
Histosoles
Suelos esencialmente orgánicos.
Inceptisoles Suelos formados recientemente o con
diagnóstico que se forman rápidamente.
horizontes
de
Mollisoles
Suelos ricos en materia orgánica, de pastizales, praderas y
estepas.
Oxisoles
Suelos tropicales ricos en hidróxidos de hierro y aluminio,
muy intemperizados.
55
Ultisoles
Suelos forestales tropicales y subtropicales; intemperizados,
muy evolucionados, con iluviación de arcillas y pobres en
bases.
Vertisoles
Suelos con arcillas expansivas, que removilizan y mezclan o
pueden homogeneizar el perfil.
Andosoles
Suelos oscuros desarrollados a partir de materiales volcánicos
y otros, ricos en amorfos.
Principales órdenes de suelos con respecto al tiempo expuesto a la
meteorización.
Diagramas esquemáticos de la composición del perfil de un spodosol (A) y de un oxisol
(B), bajo un régimen hídrico del suelo caracterizado por un elevado excedente de agua.
Strahler & Strahler, 1997. Geografía Física, pp. 407.
56
Pf
Pc
Pf
Pf, Pc
L
Pf, L
Equivalencias principales entre tipos de suelos y órdenes de suelos. Distribución en
América. Pf (pedalfer), Pc (pedocal), L (laterita)
57
Suelo rico en hematites desarrollado a partir de lavas basálticas (Andosol). Isla
de Hawai.
Texturas de los suelos
La clasificación textural de los suelos se inspira en parte de la
clasificación de los sedimentos detríticos clásticos de Shepar para las rocas
sedimentarias. Los diferentes tipos de textura de un suelo se basan en la
variación en cuanto a la proporción de arena, limos y arcillas, expresada en
tanto por ciento de cada elemento. Un sistema bastante difundido es el
empleado por el Departamento de Agricultura de los Estados Unidos
(USDA).
La textura franca sería una mezcla en la que no predomina ni uno de
los tres elementos sobre los otros dos, aunque en el contexto de la
clasificación anglosajona el término (loam) incluye una cierta proporción de
humus, le que confiere a esta textura una cierta coloración oscura. Sin
embargo, el término franca no es de uso frecuente, por lo que también se
puede equiparar con los términos más habituales de barro, lodo o fango,
para contenidos crecientes de agua. El comportamiento mecánico puede ser
ciertamente plástico y puede presentar ciertas propiedades de licuefacción
cuando su capacidad de drenaje es baja.
58
Clases texturales de suelos
59
Distribución granulométrica
Se han clasificado los suelos en cuatro grandes grupos en función de
su granulometría. Gravas con tamaño de grano entre 8-10 cm y 2 mm; se
caracterizan porque los granos son observables con facilidad. Arenas, con
partículas comprendidas entre 2 y 0.06 mm, las cuales todavía son
observables a simple vista. Limos, con partículas comprendidas entre 0.06
y 0.002 mm, las cuales retienen el agua con mayor facilidad que los
anteriores (al golpear en la mano una muestra húmeda, el reordenamiento
de partículas puede provocar que el agua se drene con más o menos
facilidad). Arcilla, formadas por partículas con tamaños inferiores a los
limos (0.002 mm). Se trata de minerales de la arcilla con una capacidad de
retención de agua que puede ser elevada; suelen estar afectadas por cambios
de volumen importantes, a veces presentan propiedades tixotrópicas e
igualmente pueden licuefactar.
Para conocer la proporción de cada material en un suelo, se realizan
análisis granulométricos (normalmente mediante técnicas de tamizado) y se
elaboran las curvas granulométricas correspondientes. Para una mejor
definición de la granulometría de un suelo se utilizan dos coeficientes: el de
uniformidad, que es la relación entre el diámetro correspondiente al tamiz
por el que pasa un 60 % del material y el diámetro correspondiente al tamiz
por el que pasa el 10 %; el contenido de finos, que es el porcentaje de suelo
que pasa por el tamiz de 0.075 mm, el cual indica la proporción de arcilla y
limo en el suelo, que a su vez está relacionada con la capacidad de retención
de agua y la dificultad de su expulsión bajo esfuerzos.
Granulometría de partículas en suelos. González de Vallejo, 2002. Ingeniería
Geológica, pp. 22.
60
Las fases de suelo
El suelo suele formar parte de la zona no saturada, por la cual se
entiende la porción de terreno comprendida entre la superficie del suelo y el
nivel freático de las aguas subterráneas, por debajo del cual el material
geológico (suelo o roca) está saturado de agua. La zona no saturada del suelo
constituye pues una zona de transición entre las aguas superficiales y
subterráneas. La importancia de su estudio es pues innegable en todo lo
relativo a las aguas subterráneas y superficiales, tanto desde el punto de
vista de los flujos de agua, como del transporte y transformación de los
compuestos químicos disueltos.
Perfil de un suelo y su relación con el agua subterránea
En un suelo suelen presentarse tres componentes o fases claramente
diferenciables: sólidos, agua y aire. El esquema que sigue a continuación
puede ayudar a definir la relaciones entre el volumen y la masa de tres de los
posibles componentes o fases de un suelo. Se representa un volumen
unitario de suelo subdividido en tres secciones diferentes desde el punto de
vista cuantitativo. La sección inferior representa la fase correspondiente a
61
los sólidos minerales u orgánicos, la sección intermedia la fase líquida del
agua, y la sección superior la fase gaseosa del aire.
Relaciones
volumétricas
Va
Relaciones
másicas
Aire
Ma = 0
Vh
Vw
Vt
Mw
Agua
Mt
Vs
Sólidos
Ms
Las masas de estos componentes están indicadas en la parte derecha
del esquema: la masa del aire Ma es despreciable, Mw es la masa del agua,
Ms es la masa de los sólidos, Mt es la masa total. Las masas se pueden
convertir en pesos:
Pa, Pw, Ps y Pt (producto de las masas
correspondiente por la aceleración de la gravedad). Los volúmenes de los
mismos componentes se indican a la izquierda del diagrama: Va es el
volumen del aire, Vw es el volumen de agua, Vh es el volumen de huecos
(Vh = Va + Vw), Vs es el volumen de sólidos, y Vt es el volumen total del
suelo.
La porosidad total n de un suelo es la fracción de roca o sedimento
hueca (a veces se suele expresar en porcentaje):
n=
Vh
Vt
El contenido en agua θ es la fracción volumétrica de suelo ocupada
por el agua:
Vw
Vt
El grado de saturación S es la fracción volumétrica de huecos
ocupados por el agua:
θ=
62
S=
Vw
Vh
Se pueden igualmente definir: la densidad de las partículas sólidas
ρs, la densidad aparente seca ρsec, y la densidad aparente ρa:
ρs =
Ms
Vs
ρ sec =
ρa =
Ms
Vt
Mt
Vt
Igualmente se podrían definir en función de los pesos
correpondientes Ps y Pt: el peso específico de las partículas sólidas γs, el
peso específico aparente seco γsec, y el peso específico aparente γa.
Un parámetro relacionado es la denominada relación de huecos, e, el
cual se define como:
e=
Vh
Vs
Puesto que el volumen total es la suma del volumen de los huecos y
del volumen de sólidos, es posible relacionar el volumen de huecos e con la
porosidad total n:
e=
n
1− n
;
n=
e
1+ e
Otras relaciones de interés entre las cantidades volumétricas y
másicas de las diferentes fases del suelo son las siguientes:
S=
γ sec =
θ
;
n
γs
1+ e
;
n = 1−
ρ sec
ρs
⎛
⎝
γ a = γ sec ⎜1 +
Pw ⎞
⎟
Ps ⎠
La definición de porosidad total n no requiere que los huecos del
sedimento o roca estén conectados. Para ello es preciso definir otra
magnitud denominada porosidad efectiva que representaría el porcentaje de
porosidad interconectada u ocupada por el agua capaz de drenarse.
63
Material
Porosidad (%)
Sedimentos
Grava (gruesa)
24 – 36
Grava (fina)
25 – 38
Arena (gruesa)
31 – 46
Arena (fina)
26 – 53
Limo
34 – 61
Arcilla
34 – 60
Rocas Cristalinas
Rocas cristalinas fracturadas
0 – 10
Rocas cristalinas densas
0–5
Basalto
3 – 35
Granito meteorizado
34 – 57
Gabro meteorizado
42 – 45
Material
Porosidad (%)
Rocas Sedimentarias
Arenisca
5 – 30
Limolita
21 – 41
Caliza, Dolomía
0 – 40
Caliza karstificada
0 – 40
Pizarra
0 – 10
Rango de valores de la porosidad para distintos tipos de roca y sedimentos. Fuente:
Domenico, F.A. y Schwartz, F.W. (1998) Physical and Chemical Hydrogeology; John
Wiley & Sons, 506 pp.
Material
Anhidrita
Creta
Caliza, Dolomía
Arenisca
Pizarra
Sal
Granito
Roca cristalina fracturada
Porosidad total, n (%)
0.5 – 0.5
5 – 40
0 – 40
5 – 15
1 – 10
0.5
0.1
–
Porosidad efectiva, ne (%)
0.05 – 0.5
0.05 – 2
0.1 – 5
0.5 – 10
0.5 – 5
0.1
0.0005
0.00005 – 0.01
Rango de valores de porosidad total y efectiva para distintos tipos de roca. Fuente:
Domenico, F.A. y Schwartz, F.W. (1998) Physical and Chemical Hydrogeology; John
Wiley & Sons, 506 pp.
64
Geomorfología aplicada
Anteriormente el relieve se pensaba originado por grandes periodos
catastróficos, parecidos al diluvio universal. Fue W. M. Davis quien ideó el
primer método de análisis estrictamente geomorfológico. Toda la variedad
de formas del terreno están reguladas por la estructura (litología, tectónica,
vulcanismo, etc), los procesos (acciones modeladoras o factores
ambientales) y el tiempo (los diferentes estados del factor evolutivo).
En 1899 Davis publicó el ciclo geográfico , también denominado
“ciclo del relieve” o “ciclo de erosión”, por el cual establecía que el modelado
terrestre experimenta una evolución a lo largo del tiempo que puede ser
caracterizado mediante etapas o estados identificables secuencialmente, los
cuales redujo por simplificación a tres: juventud, madurez y senectud.
Las características en cada estado o etapa no fueron precisadas por Davis y
siempre estuvieron sujetas a la especulación y redefinición. En general, a la
etapa juvenil le asignó una orografía escasamente contrastada, valles poco
definidos, divisorias difusas, pendientes originales según factores tectónicos
y con gran energía potencial o de posición. A medida que pasa el tiempo
aparecen valles que agudizan las divisorias, llegando a la madurez con
formas del modelado más nítidas y abundantes. La senectud está marcada
por una vuelta a modelados con pocos contrastes pero, frente a la etapa
juvenil, sin apenas energía de posición: el terreno a quedado reducido a casi
una llanura, es decir, una penillanura.
La evolución general puede quedar modificada por etapas
intermedias de impulso tectónico: son interrrupciones que paralizan la
acción modeladora y le hace recuperar su actividad en otras condiciones de
mayor energía de posición. Estos fenómenos, denominados por Davis
rejuvenecimientos o reactivaciones, implican un retroceso en la
tendencia hacia el arrasamiento. El ciclo geográfico o ciclo de erosión puede
de esta manera repetirse por sucesivas fases de rejuvenecimiento.
Destacando la magnitud de la obra de Davis, la Geomorfología no
habría alcanzado su estado actual sin otra aportación fundamental: la
peculiaridad en los procesos del modelado. Ésta fue una labor más dispersa,
sin un responsable concreto, aunque se responsabiliza en general a la
escuela europea y, en particular, a la francesa. Se establece la tendencia
como la geomorfología climática, según la cual no es tan patente la
ciclicidad geomorfológica pues no existen condiciones normales, ya que
existen diferentes dominios morfogenéticos que condicionan diferentes
factores del modelado del relieve desde el punto de vista de la
geomorfología climática, de la geomorfología litológica y de la
geomorfología estructural.
Desde este punto de vista se definen los principales sistemas
morfoclimáticos: templados, intertropicales, áridos, subáridos,
glaciares o árticos y periglaciares o subárticos.
Por otra parte la litología permite igualmente caracterizar los rasgos
geomorfológicos de los diferentes tipos de rocas: relieves volcánicos, relieves
graníticos, relieves cársticos, etc.).
65
La influencia de la estructura de las rocas, y por extensión de la
tectónica, en el origen y configuración de formas del terreno es un tema
ampliamente aceptado por los geomofólogos, no sólo en el contexto genético
(dinámico o tectoestructural) sino también en el contexto configuracional
(espacial o geoestructural).
Procesos morfogenéticos
Los procesos geomorfológicos referenciales para un análisis
geomorfológico modal pueden clasificarse en:
•
•
•
•
•
•
•
Edáficos o de formación de suelos (que incluye la meteorización).
Fluviales.
Glaciares.
Periglaciares.
Litorales.
Cársticos, Eólicos, etc.
Gravitacionales o de vertientes y laderas.
Los procesos edáficos o de formación de suelos ya se analizaron en
detalle en un tema anterior.
66
Procesos fluviales
Los procesos fluviales más genéricos son la erosión fluvial (corrosión
química y abrasión), el transporte fluvial (lavados, arroyadas, acarreos,
cargas) y la sedimentación fluvial (sobre todo en llanuras de inundación).
67
68
69
Meandros del Río Phnon Pen (Camboya)
70
Terrazas del Río Cove (Nueva Zelanda)
Cauce o garganta fluvial
71
Inundación no histórica del Río Columbia
(Washington)
Elementos morfológicos del lecho de inundación de un río aluvial
72
Procesos glaciares y periglaciares
Entre los procesos morfogenéticos característicos de los climas fríos
hay que señalar los procesos glaciares y los periglaciares, en los que
predomina la meteorización física (abrasión y gelifracción) frente a la
química.
Los tipos de glaciares son principalmente de casquete, lo que es
característico de las latitudes propias de climas árticos y suaves pendientes,
y de valle o alpinos, habitual de las regiones montañosas en cuyas altitudes
predominan las nieves perpetuas y las fuertes pendientes.
Por otra parte los procesos periglaciares se dan normalmente en
regiones subárticas en donde se desarrollan suelos y mollisoles de tipo
tundra, la vegetación es poco abundande y la precipitación en todas sus
formas es escasa, el frío durante el largo invierno es intenso y durante el
breve verano puede ser ligeramente templado. Los procesos periglaciares
desarrollan el permafrost, o suelo permanentemente helado, el cual puede
ser discontinuo en regiones propiamente subárticas, y continuo en regiones
sobre todo árticas.
73
Valles glaciares
74
Alpes suizos (retroceso glaciar)
75
76
Morrenas glaciares (Alaska)
Lagos glaciares (Québec, Canadá)
77
Loess glaciar
78
Procesos litorales
Los procesos litorales que intervienen en la morfología de la línea de
costas varían dependiendo de las rocas de la costa, de las corrientes, de la
intensidad de las olas y si la costa es estable, de emersión o de inmersión.
Sin embargo, existen muchos procesos litorales que son comunes a
las líneas de costa.
79
Dolina
80
81
Barrera arrecifal (Bahamas)
Islas barrera (Texas)
Costa arrecifal regresiva (Nueva Guinea)
82
Procesos cársticos y eólicos
83
Paisaje cárstico (Torcal, Antequera)
Estalactitas y estalagmitas
84
Paisajes eólicos (Hoggar, Argelia)
Procesos gravitacionales o de vertientes
Los procesos gravitacionales o de vertientes y laderas pueden ser
clasificados de muchas maneras, cada una de las cuales enfatiza diversos
aspectos de interés relativos al reconocimiento, prevención, control,
corrección u otras finalidades. En general se suelen caracterizar como
desprendimientos, deslizamientos, desplazamientos y flujos.
Entre los criterios empleados para la identificación y clasificación de
los movimientos de ladera tenemos la geometría del movimiento, el tipo de
material implicado, la velocidad del movimiento, la geometría del área de
rotura, la edad, las causas, el grado de desarraigo de las masas desplazadas,
la presencia o ausencia de relación entre la geometría del movimiento y la
estructura geológica, el grado de desarrollo o su estado de actividad (Varnes,
1988). La Tabla 1 muestra una clasificación de los tipos de movimiento
basada en el tipo de material implicado y el tipo de movimiento.
Tipo de Material
Tipo de
Movimiento
Desprendimientos
(Falls)
Vuelcos
(Topplings)
Deslizamientos
(Slides)
Roca
Desprendimiento de Rocas
(gravitacional, con rebote)
(Rock Fall)
Vuelco Rocoso
(Rock Topple)
Deslizamiento o
Rotacionales
Corrimiento Rocoso
(Rock Slump)
Suelos
Grueso
Fino
(Arena –
(Limo –
Grava)
Arcilla)
Desprendimiento de Suelos
(Debris o Earth fall)
Vuelco de Suelos
(Debris o Earth Topple)
Deslizamiento Rotacional de
Suelos
(Debris o Earth Slump)
85
Deslizamiento traslacional
de Suelos
(Debris o Earth Slide)
Desplazamiento Lateral de
Desplazamiento Lateral de Rocas
Suelos (Debris o Earth
(Rock extensions)
Spread)
Colada de
Flujo de
Flujos o Coladas de Roca
Barro
Derrubios
(Rock Flow)
(Earth
(Debris Flow)
Avalanchas de Flow o Mud
Avalanchas Rocosas
Flow)
Derrubios
Combinación de dos o más tipos de movimiento
Traslacionales
Desplazamientos
Laterales
(Lateral Spreads)
Flujos
(Flows)
Avalanchas
Complejos
Deslizamiento o
Corrimiento rocoso
(Rock slide)
Tabla 1. Clasificación de los movimientos de ladera, de acuerdo con Varnes (1988),
modificado
Tipos de Movimiento
•
Desprendimientos o Caídas: Suceden cuando una masa de
cualquier tamaño se desprende de la cabecera de una pendiente
abrupta o acantilado. Las superficies de rotura no suelen ser muy
grandes y la caída de los fragmentos puede ser libre o bien mediante
deslizamiento, rebote o rodamiento a lo largo de la pendiente. Se
trata de movimientos extremadamente rápidos (Figuras 1 a 3). Este
tipo de fenómeno suele producirse en formaciones geológicas en las
que se produce una alternancia entre capas competentes y no
competentes de manera que la erosión preferencial de las segundas
acaba descalzando las más competentes superiores hasta que se
produce la inestabilización de los bloques, generalmente por flexotracción.
•
Vuelcos: Este tipo de movimiento consiste en la rotación a favor de
la pendiente de un talud de una o varias unidades rocosas alrededor
de un eje de giro. La fuerza desencadenante deñl proceso es la
gravedad así como las asociadas al peso de bloques apoyados o por la
presencia de agua en las juntas. (Figura 4). Este tipo de movimiento,
que es casi exclusivo de rocas, puede culminar en el desarrollo de
otros tipos de inestabilidad (desprendimientos, etc.).
•
Deslizamientos: En los deslizamientos verdaderos, el movimiento
consiste en una deformación cortante y en un desplazamiento a lo
largo de una o varias superficies que son visibles o pueden ser
inferidas con relative facilidad. El movimiento puede ser progresivo,
es decir, la rotura por cizallamiento del material puede que no ocurra
de forma instantanea sino, más bien, como resultado de la
propagación de una rotura generada en un punto específico. Los
deslizamientos pueden ser rotacionales o traslacionales. El tipo más
frecuente de deslizamiento rotacional implica el desarrollo de un
lóbulo de terreno cuya base es la superficie de corte y cuya morfología
es convexa (Figura 6). En muchos de ellos, la superficie de rotura
inferior así como los escarpes de la cabecera del deslizamiento
poseen forma de cuchara.
86
De forma general, en los deslizamientos rotacionales (Figuras 9
y 10) el movimiento de masa se produce a favor de un eje de rotación
cuya disposición es aproximadamente paralela a la ladera en la que se
produce (Figura 7) mientras que el escarpe en su cabecera puede
llegar a ser casi vertical. En los deslizamientos traslacionales la masa
movilizada se desplaza pendiente abajo a favor de una superficie
aproximadamente planar u ondulada y el movimiento no presenta las
componentes de giro o retrobasculamiento típicas de los rotacionales.
En los deslizamientos traslacionales (Figuras 11, 12 y 13) la masa
de material movilizada suele desplazarse por encima de la superficie
original del terreno y suelen estar condicionados por la presencia de
zonas de debilidad estructural tales como fallas, diaclasas, planos de
estratificación o bien por el contacto entre un substrato firme y un
regolito superior. De forma poco frecuente, los deslizamientos
traslacionales pueden estar asociados a los de tipo rotacional (Figura
16).
En los deslizamientos rotacionales, la salida de las superficies de
corte que determinanel límite inferior del deslizamiento puede
producirse en tres posiciones diferenciadas del talud o ladera (Figura
8). Si la superficie de rotura intercepta al talud por encima de su pie,
se denomina superficie de rotura de talud. En segundo lugar, si la
superficie de rotura intercepta al talud en su pie, la superficie recibe
el nombre de rotura de pie de talud. Por último, si la superficie de
rotura pasa por debajo del pie del talud y sale a la superficie a una
cierta distancia del mismo, la superficie de rotura se denomina de
base de talud.
La velocidad de estos movimientos es de lenta a moderada,
teniendo gran influencia la inclinación de la ladera y también la
pendiente de la superficie de rotura en su punto de salida a la
superficie: si dicha pendiente va en contra de la ladera, se mejora la
estabilidad del deslizamiento.
•
Pandeos (buckling): Se trata de un tipo de deslizamiento
particular que se produce cuando el macizo presenta juntas muy
desarrolladas y dispuestas subverticalmente de forma que se
individualizan cuerpos tabulares de roca. (Figura 5).
•
Cuñas y Diedros Rocosos: Se trata de un caso particular de
deslizamiento traslacional que se producen, sobre todo, en macizos
rocosos. Su origen está en la intersección de dos o más planos de
discontinuidad de forma que se individualizan bloques poliédricos
susceptibles de moverse. Si las discontinuidades que individualizan el
bloque rocoso poseen buzamientos distintos, tenemos las
denominadas cuñas directas mientras que si el buzamiento de las dos
discontinuidades va en le mismo sentido, la cuña recibe el nombre de
inversa. En estos dos casos, el deslizamiento se produce a favor de la
línea de intersección de las discontinuidades siempre y cuando esta
aparezca en la superficie del talud (daylights), posea menor
inclinación que éste pero sea mayor que el ángulo de rozamiento de
las discontinuidades. En su movilización tiene mucha importancia la
87
presencia o asuencia de agua así como el desarrollo de eventuales
presiones en las juntas (Figuras 14 y 15).
•
Desplazamientos laterales: En los desplazamientos del terreno
el principal tipo de movimiento es la extensión lateral, la cual se
acomoda en el terreno a favor de fracturas de tensión o de corte. Los
desplazamientos laterales pueden clasificarse en dos categorías: (1)
Movimientos distribuidos resultado de una extensión generalizada
pero en la que no se reconoce el control de una superficie basal con
comportamiento cortante o con flujo plástico. (2) Movimientos que
pueden implicar la fractura y extension de materiales coherentes, ya
sean estos pertenecientes a un substrato rocoso o suelo, y debido a la
licuefacción o flujo plástico del material subyacente. El mecanismo de
rotura puede implicar la rotación, traslación o el flujo de masa. Desde
ese punto de vista, los fenómenos de estensión lateral son complejos
(Figuras 17 y 18). Cuando estos movimientos tienen lugar dentro de
un macizo rocoso, pueden ser lentos mienrtas que si tienen lugar en
suelos, estos pueden ser extremadamente rápidos y pudiendo
iniciarse de forma súbita.
•
Flujos y Coladas: En los flujos o coladas el material transportado
se mueve en la forma de un flujo viscoso. Las coladas de material
pueden tener lugar, ya sea en materiales secos o húmedos y afectando
tanto a suelos como a rocas. El movimiento de la colada puede ser
rápido o lento. Las coladas de fango (o barro) y de derrubios
constituyen un fenómeno de fluidificación resultante de la mezcla de
agua con suelo o una mezcla de suelo y roca. Las coladas de barro
(mud flows) son una variedad rápida de los flujos de derrubios
(debris flows) que se caracteriza por la presencia de una muy alta
proporción de partículas finas y un contenido en agua que puede
llegar a alcanzar el 30 %. Como resultado de la pequeña
granulometría del material y el alto contenido de agua el flujo tiende
a seguir los cauces naturales. En regiones de volcanismo activo (en
particular volcanismo explosivo) es muy frecuente la formación de
grandes acumulaciones de cenizas. En regiones montañosas, el
recubrimiento de las laderas por la ceniza no cementada puede
provocar que, como resultado de episodios de intensa precipitación o
por la súbita fusión de casquetes glaciares (p. Ej Nevado del Ruiz,
Colombia) se produzcan avenidas de enormes cantidades de ceniza y
agua en la forma de una colada de barro que recibe el nombre de
lahar.
Existe una completa gradación de las coladas en suelos,
atendiendo a la granulometría de los mismos, el contenido en agua, la
movilidad y el carácter del movimiento. Los subtipos de colada más
representativos son los siguientes:
•
Reptaciones (creep). Se trata de deformaciones
continuas, en general superficiales y extremadamente
lentas. Pueden aparecer acompañando a otros tipos de
movimiento
de
los
materiales
subyacentes.
Tradicionalmente se ha considerado que son fenómenos
que presentan movimientos muy poco perceptibles. Sin
88
embargo, los métodos de medida modernos han permitido
establecer que sí pueden presentar movimientos
perceptibles, a menudo como precursores de una rotura
catastrófica. La solifluxión es un mecanismo de reptación
en el cual participan los procesos alternantes de
hielo/deshielo en entornos periglaciares.
•
•
Coladas de derrubios (debris flows). Características de
los materiales que poseen un elevado porcentaje de
fragmentos gruesos. Cuando el movimiento de estas masas
es rápido, reciben el nombre de avalanchas (Figura 21).
•
Coladas de barro (mud flows y lahares). Se producen
por la mezcla de un material que presenta un porcentaje de
finos de, al menos, el 50 % y una cantidad de agua
suficiente como para producir su fluidificación (Figura 22).
Movimientos complejos: Muy frecuentemente, los movimientos
de ladera implican la combinavión de más de un tipo de movimiento
del terreno, ya sea en distintos puntos de la masa desplazada o bien a
lo largo de las distintas etapas de su desarrollo (Figuras 19 y 20). Por
ello, tales tipos de movimiento se denominan complejos.
89
Figura 1. Desprendimientos por caída gravitacional libre. Fuente: Ayala, F.J. y
Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y
Geominero de España, 456 pp.
Figura 2. Descalce y desprendimiento rocoso como resultado de la erosión de la base
de una roca competente. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de
Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.
Figura 3. Distintos tipos de mecanismos de caída de rocas. Fuente: Ayala, F.J. y
Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y
Geominero de España, 456 pp.
90
Figura 4. Distintos tipos de mecanismos de rotura por vuelco. Arriba, vuelco general. En
el centro, vuelco por giro y flexión de capas. Abajo, vuelco mixto. Fuente: Ayala, F.J. y
Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y
Geominero de España, 456 pp.
Figura 5. Distintos tipos de mecanismos de rotura por pandeo. A la izquierda, por
flexión de capas lisas. En el centro por fractura de capas subverticales. A la derecha,
pandeo mixto. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de
Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.
91
Figura 6. Deslizamiento rotacional y descripción de las unidades más significativas.
Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto
Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.
Figura 7. Idealización de un deslizamiento rotacional con base cilíndrica
92
Figura 8. Distintos tipos de superficies de rotura potencialmente desarrollables en un
talud por deslizamiento rotacional
Figura 9. Deslizamiento rotacional en macizo rocoso muy fracturado. Fuente: Ayala, F.J.
y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y
Geominero de España, 456 pp.
93
Figura 10. Deslizamiento rotacional en suelo. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991)
Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456
pp.
Figura 11. Deslizamiento traslacional en un macizo rocoso. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu,
F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de
España, 456 pp.
Figura 12. Deslizamiento traslacional de un suelo. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J.
(1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España,
456 pp.
94
Figura 13. Deslizamiento traslacional de un suelo a favor del contacto con el substrato
rocoso. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed.
Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.
Figura 14. Rotura de un macizor rocoso como resultado de la presencia de diedros (cuñas
rocosas). A la izquierda, cuña directa (las dos juntas que definen el diedro buzn en sentido
opuesto). A la derecha, cuña inversa (las paredes del diedro buzan en el mismo sentido).
Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto
Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.
Figura 15. Distintos tipos de cuñas presentes en excavaciones subterráneas en materiales
rocosos. Fuente: Hoek, E. (2000) Practical Rock Mechanics − Course Notes. 313 pp.
95
Figura 16. Deslizamiento en masa con combinación de componentes traslacionales y
rotacionales. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes;
Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.
Figura 17. Desplazamiento lateral en formaciones rocosas. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu,
F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de
España, 456 pp.
Figura 18. Desplazamiento lateral en suelos. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991)
Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456
pp.
Figura 19. Deslizamiento rotacional asociado a vuelcos de roca por descalce. Ayala, F.J. y
Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y
Geominero de España, 456 pp.
96
Figura 20. Deslizamientos rotacionales combinados con colada de barro en su frente.
Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto
Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.
Figura 21. Avalancha de derrubios (debris flow). Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J.
(1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España,
456 pp.
Figura 22. Colada de barro (mud flow). Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual
de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.
97
98
Deslizamiento traslacional del suelo
Desprendimiento
Deslizamiento rotacional
Solifluxión
Desprendimiento
Pandeo
99
Casos complejos:
Nevado Huascarán
Yungay, Perú, 1970.
Desprendimiento
Avalancha
Desplazamiento
Flujo de derrubios y
barro
Causa
desencadenante:
Un terremoto costero
Flujo de derrubios y lodo en Venezuela (1999)
100