TEMA 1 INTRODUCCIÓN GEOLOGÍA

TEMA 1
INTRODUCCIÓN
GEOLOGÍA
Se define como la ciencia que estudia la tierra, su composición interna, los materiales que la forman, los
procesos que tienen lugar en ella y los procesos ocurridos en el pasado. Nace como ciencia independiente en
el s. XVIII, aunque no es hasta el XIX cuando se clasifica en distintas ramas. Está vinculada a la física, a la
química y a la biología. Las grandes ramas de la geología son:
• Cristalografía y mineralogía: es el conocimiento de los materiales de la corteza terrestre y los
métodos de su estudio son, difracción de rayos X y microscopio óptico.
• Petrología: es el estudio de las rocas. Se estudia por medio de análisis químico, difracción de rayos
X, microscopio óptico y observaciones de campo.
• Geodinámica interna y geología estructural: estudia la composición interna de la Tierra, los
movimientos internos y las deformaciones. Los métodos de estudio son: gravimétricos, eléctricos,
cartografía geológica y fotogeología.
• Geodinámica externa y geomorfología: estudia los procesos que se dan sobre la superficie terrestre
y los relieves resultantes. Se estudia por observaciones de campo y fotografía aérea.
• Estratigrafía: trata del depósito de los materiales formados en la superficie terrestre, es decir, las
rocas sedimentarias. Estas rocas pueden contener fósiles que son objeto de la paleontología.
• Geología histórica: a partir de la estratigrafía y de la paleontología se puede reconstruir el pasado.
• Geología aplicada: obras de ingeniería, minería, industria, agricultura, explotación de agua
subterránea...
• Geología ambiental: estudia los recursos naturales de tipo geológico como minerales, petróleo, rocas
industriales...; y los riesgos geológicos externos e internos, así como la contaminación producida por
la actividad antrópica.
TEMA 2
EL MINERAL
INTRODUCCIÓN
Los materiales que forman la corteza terrestre son las rocas que están constituidas por una serie de minerales,
incluso por un solo mineral, como el mármol.
La mineralogía es la parte de la geología encargada del estudio de los minerales.
CONCEPTO DE MINERAL
El mineral es un sólido homogéneo, con una composición química definida (a veces no), con una disposición
ordenada de las partículas que lo constituyen y formado por un proceso natural estable dentro de unos límites
de presión y temperatura.
Lo más destacable de esta definición es:
• La composición química definida: esto implica que cada mineral presenta la misma composición de
elementos y se puede representar mediante una fórmula química: CaCO3 (carbonato cálcico o
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mármol), NaCl (halita), FeS2 (pirita)... En muchos minerales, sobretodo silicatos, existe la
posibilidad de intercambiar algunos átomos o iones por otros de radios atómicos similares
(isomorfismo).
• Disposición ordenada de las partículas: la ordenación interna es la característica más relevante de la
materia cristalina, opuesta al estado amorfo. Cada mineral tiene siempre la misma ordenación interna.
A veces, se manifiesta por la aparición de caras planas dando formas cristalinas que poseen una
simetría, esto son los cristales. Los minerales pertenecen a los siete sistemas cristalinos, cada uno de
los cuales vienen caracterizados por sus constantes cristalográficas: A, B, C, ,,. Un mineral
determinado cristaliza siempre en el mismo sistema, aparezcan caras externas o no. La ordenación
interna se deduce mediante estudios por difracción de rayos X (DRX).
• Las condiciones de presión y temperatura pueden variar, haciendo que el mineral se vuelva inestable y
de lugar a otro diferente, con la misma composición química pero distinta estructura.
Los tipos de procesos geológicos mediante los cuales se pueden formar minerales son:
• Procesos magmáticos: ortomagmático, termatítico e hidrotermal, donde los minerales cristalizan a
partir del magma.
• Procesos metamórficos: aumentando la presión y/o la temperatura.
• Procesos sedimentarios: placeres (acumulaciones de mineral resistente a la meteorización),
precipitación química o bioquímica, evaporación de un disolvente (da lugar a evaporitas) y por
alteración de otros minerales.
Los minerales petrogenéticos son aquellos más importantes porque son los formadores de las rocas. A veces,
los minerales se encuentran concentrados de manera que pueda ser rentable para el hombre, recibiendo el
nombre del yacimiento mineral. En un yacimiento hay que diferenciar: mena (propio mineral) y ganga
(desecho).
Las menas tienen una gran importancia económica necesaria para el consumo humano: platino, plata, pirita...
Debido a la composición y estructura de los minerales, presentan una serie de propiedades físicas que sirven
para reconocerlos y son:
• Dureza: resistencia de un mineral a ser rayado. Se mide en la escala de Mohs.
• Exfoliación: capacidad de un mineral para dividirse según planos de simetría bien definidos.
• Hábito: forma que presenta el mineral.
• Color.
• Peso específico.
• Propiedades ópticas.
Una macla es una asociación de cristales de la misma naturaleza que se relacionan entre sí mediante un
elemento de simetría como es un eje, un plano o un centro.
CLASIFICACIÓN DE LOS MINERALES
Los minerales se clasifican según el grupo aniónico principal. Existen 8 grandes clases:
Clase I: Elementos nativos
• Representan el 1% de todos lo minerales.
• Se encuentran como minerales accesorios.
• Se dividen en:
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• Metales: oro, platino, plata, cobre, hierro y níquel. Tienen propiedades físicas comunes debido al
enlace metálico y por su resistencia a la alteración se pueden encontrar formando placeres.
• Semimetales: arsénico y bismuto.
• No metales:
♦ Azufre: que tienen color amarillento−verdoso, olor característico y se puede originar por
vulcanismo o por alteración de algunos sulfuros.
♦ Carbono: se caracteriza por el polimorfismo que tiene. Puede formar diamante que cristaliza
en el cúbico con un enlace covalente puro, o grafito que cristaliza en el hexagonal y posee un
enlace covalente y residual. El origen de ambos es distinto: el diamante es un mineral
accesorio en rocas ígneas y el grafito tiene origen metamórfico.
Clase II: Sulfuros y sulfosales
• El grupo aniónico principal es S−2 combinado con uno o más metales.
• Es una clase muy numerosa en la que se encuentran muchas menas de interés.
• Presentan baja dureza.
• Tienen alta simetría.
• Sus propiedades físicas están relacionadas con el enlace metálico: opacos a la luz, brillo metálico y
buenos conductores de la electricidad.
• Origen: es común, hidrotermal, formando filones o venas.
• La asociación BPG (Blenda−Pirita−Galena) se encuentra en La Unión y Mazarrón.
• Galena: es sulfuro de plomo (PbS), cristaliza en el cúbico, de color gris, brillo metálico, exfoliación
cúbica perfecta, alta densidad, es la mena más importante de plomo y por oxidación se convierte en
sulfato o carbonato de plomo dando anglesita (PbSO4) o cerusita (PbCO3).
• Blenda o esfalerita: es sulfuro de zinc (ZnS), cristaliza en el cúbico, de color pardo negruzco aunque
hay una variedad llamada acaramelada por su color amarillento, es la mena más importante de zinc y
se usa en la galvanización del hierro, obtención de latón (Cu + Zn) y en las baterías eléctricas.
• Pirita: es sulfuro de hierro (FeS), cristaliza en el cúbico, de color amarillo dorado, con brillo
metálico, es el sulfuro más común y estudiado de todos, se encuentra en cualquier tipo de roca, se
encuentra en yacimientos hidrotermales asociada a la galena, a la esfalerita o a la calcopirita, no se
suele usar como mena de Fe sino para la fabricación de H2SO4 y FeSO4 (caparrosa) usado en tintes y
como desinfectante.
• Pirropina: es un polimorfo de la pirita, cristaliza en el hexagonal y es magnética.
• Calcopirita: es sulfuro doble de hierro y cobre (CuFeS2), cristaliza en el tetragonal, de color
amarillo−latón con irisaciones (colores variados), es la mena más importante de Cu, su origen es
hidrotermal y puede aparecer como mineral accesorio en rocas ígneas y metamórficas.
• Cinabrio: es sulfuro de mercurio (HgS), cristaliza en el trigonal, se presenta de forma masiva, su
color es rojo−escarlata, tiene alta densidad, es la mena más importante de mercurio, va asociado a
rocas volcánicas recientes y a fuentes termales y el yacimiento más importante del mundo está en
Almadén (Ciudad Real).
• Rejalgar (AsS) y oropimente (As2S3): siempre van juntos, cristalizan en el monoclínico, el color del
rejalgar es anaranjado y el del oropimente amarillento, y el rejalgar se usa como pigmento y
antiguamente en pirotecnia.
• Estibina o antimonita: es sulfuro de antimonio (Sb2S3), cristaliza en el rómbico, su color es
gris−plomo, tiene un brillo metálico intenso, es frecuente que este con cristales aciculares, es la mena
más importante de antimonio y se usa mezclándolo con Pb para las baterías.
Clase III: Haluros
• Son raros y poco abundantes.
• De todos los halogenuros, el Cl y el F son los principales constituyentes de los minerales de esta clase,
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que por regla general presentan enlace iónico y alta simetría.
• Halita: sal gema o sal común, es cloruro de sodio (NaCl), cristaliza en el cúbico, es incolora o
translúcida, tiene sabor salado, con brillo céreo, se usa como condimento, es común en evaporitas, se
usa en la obtención de Na metálico, HCl, sosa caústica y Cl2, así como en las carreteras para el
deshielo y como herbicida.
• Silvina: es cloruro de potasio (KCl), cristaliza en el cúbico, su densidad y dureza son bajas, de color
rojizo, sabor amargo, es menos frecuente que la halita por su mayor solubilidad y es la principal
fuente de productos de K.
• Carnalita: ClKMg + 6 H2O, de color rojizo, sabor amargo y tiene el poder de absorber agua
(delicuescente).
• Fluorita: es fluoruro de calcio (CaF2), cristaliza en el cúbico, tiene brillo vítreo y es de color variado.
Clase IV: Óxidos e hidróxidos
• Muy numerosos.
• Son combinaciones de O con uno o más metales (óxidos) y OH con metales (hidróxidos).
• Óxidos: duros, densos, refractarios, alta simetría, se encuentran como minerales accesorios de rocas
ígneas y metamórficas y al ser resistentes también se encuentran en placeres y sedimentos detríticos.
• Hidróxidos: son más blandos, menos densos, de baja simetría y se originan por alteración de otros
minerales.
• Estructura AX2:
Rutilo (TiO2)
Cristaliza en el tetragonal.
Mena más importante de titanio.
Se encuentra como mineral
accesorio en muchas rocas y a
veces, incluido en haces fibrosos
dentro de cristales de cuarzo.
Casiferita (SnO2)
Pirolusita (MnO2)
Cristaliza en el tetragonal.
Cristaliza en el tetragonal.
Se encuentra formando la macla de
Color negro.
codo.
Color negro.
Aparece en forma dendrítica.
Mena más importante de estaño.
Mena más importante de
manganeso.
Junto con Fe se fabrica el acero.
• Estructura A2X3:
Corindón (Al2O3)
Cristaliza en el trigonal.
Dureza 9.
Aislado tiene forma de barril.
Diversamente coloreado.
Variedades de tonos azules y rojos se usan como
gemas.
Es azul es el zafiro y el rojo el rubí.
El negro granuloso es el escueril y se usa como
abrasivo.
Hematites (Fe2O3)
Antiguamente se llamaba Oligisto.
Cristaliza en el trigonal.
Color negro−rojizo.
Brillo metálico.
Mena más importante de Fe.
Se encuentra en cualquier tipo de roca.
• Estructura A2X3−BX:
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♦ Es el grupo de las espinelas.
♦ El mineral más común es la magnetita (Fe3O4), que cristaliza en el cúbico, es de color
negro, tiene brillo metálico y es fuertemente magnética.
• Hidróxidos: goethita (FeO(OH)), manganita (MnO(OH)) y limonita (FeO(OH)· n H2O).
Clase V: Carbonatos
• Se descomponen en presencia de ácido dando CO2 y H2O lo que produce la efervescencia.
• Aragonito (CaCO3): es polimorfo, cristaliza en el rómbico y es poco estable.
• Calcita (CaCO3): es polimorfo, cristaliza en el trigonal, es de color variado aunque a veces es
transparente y se le denomina Espato de Islandia, tiene una exfoliación rombódica perfecta, se origina
por precipitación química de iones del agua y es el único constituyente de las calizas y forma parte de
areniscas y margas.
• Siderita (FeCO3): cristaliza en el trigonal, es de color castaño, se altera a limonita y es de origen
hidrotermal.
• Dolomita (CaMg(CO3)): cristaliza en el trigonal, tiene exfoliación romboédrica y es el principal
constituyente de las rocas dolomías.
• Azulita (Cu3(CO3)2(OH)2): cristaliza en el monoclínico, de color azul, se usa como piedra
semipreciosa y su origen es por alteración de otro minerales de Cu.
• Malaquita (Cu3CO3(OH)2): cristaliza en el monoclínico, de color verde, se usa como piedra
semipreciosa y su origen es por alteración de otro minerales de Cu.
• Rodocrosita (MnCO3): es de color rosado.
Clase VI: Sulfatos
• Importantes como minerales petrogenéticos.
• De dureza media o baja.
• Baja simetría.
• Yeso: CaSO4 · 2H2O, cristaliza en el monoclínico, es de color variado, con frecuencia se encuentra
en forma de macla en punta de flecha, tiene dureza 2, la variedad masiva de grano fino se usa como
ornamental y se llama alabastro. Su origen es evaporítico, siendo uno de los primeros minerales en
depositarse y tiene un uso variado, aunque fundamentalmente en construcción.
• Anhidrita: CaSO4, cristaliza en el rómbico, es de color blanquecino, puede transformarse en yeso al
absorber agua.
• Barita o baritina: BaSO4, cristaliza en el rómbico, color blanco, es denso para ser un mineral no
metálico, es la mena más importante de Ba y se usa en pintura, cosmética y radiología.
• Celestina: SrSO4, cristaliza en el rómbico, de color celeste, menos denso que la barita, es la mena
más importante de Sr y se usa en fuegos artificiales.
Clase VII: Fosfatos
• Apatito: Ca5(PO4)3 (F, Cl, OH). La variedad Esparraguina tiene color verde brillante y sólo se
encuentra en Jumilla.
• Turquesa: CuAl(PO4)4 · 2H2O · (OH)8, tiene color turquesa y se usa como piedra preciosa.
• Lazulita: Al2FeMg(PO4)2 · (OH)2, tiene color azul intenso y es un mineral accesorio de las rocas
metamórficas.
TEMA 3
SILICATOS
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INTRODUCCIÓN
• Son los minerales petrogenéticos por excelencia.
• Es la clase más numerosa.
• Representan el 25% de todos los minerales.
• El grupo aniónico principal es SiO4−4
• Las razones de su abundancia son:
♦ Los elementos que los componen son los más abundantes de la superficie terrestre: O, Si y Al,
acompañados de Fe, Mg, Na, Ca y K.
♦ La diversidad de su estructura debido al grupo aniónico.
♦ Son muy frecuentes las sustituciones isomórficas debido a que se forman a altas temperaturas.
♦ El grupo aniónico está constituido por el Si en el centro de un tetraedro unido a 4 O en los
vértices.
♦ La unión de un Si a 4 O se llama coordinación tetraédrica existiendo otros tipos de
coordinación que va en función del radio de los elementos.
♦ El enlace entre el Si y el O es bastante fuerte (50% iónico y 50% covalente) y difícil de
romper.
♦ Los tetraedros pueden polimerizarse dando una gran diversidad de estructuras.
♦ A mayor complejidad más baja es su simetría. Casi todos cristalizan en el rómbico,
monoclínico y triclínico.
♦ La mayoría se forman a altas temperaturas, siendo constituyentes esenciales de las rocas
ígneas y metamórficas.
♦ Los que son resistentes a la meteorización, se encuentran en los sedimentos.
CLASIFICACIÓN
Es estructural, basada en la ordenación de los tetraedros obteniéndose 6 subclases:
• Nesosilicatos: son los silicatos no polimerizados formados por tetraedros aislados y unidos entre si por
cationes como Fe, Mg, Mn y Ca. La fórmula estructural es SiO4−4 y la relación entre el Si y el O es 1:4.
• Sorosilicatos: están constituidos por grupos de dos tetraedros que comparten entre sí un O. Su fórmula es
(Si2O7)−6 y la relación entre el Si y el O es 2:7.
• Ciclosilicatos: son tetraedros que comparten dos O, forman anillos o ciclos y son más comunes 3, 4 o 6
tetraedros. Su fórmula es (SinO3n)−2n y la relación del Si y del O es 1:3.
• Inosilicatos: forman cadenas y se subdividen en 2 subclases.
• Piroxenos: forman cadenas sencillas, cada tetraedro comparte dos O con los vecinos, su fórmula es
(SiO4)n−2n y la relación del Si y del O es 1:3.
• Anfíboles: los tetraedros comparten dos o tres O, forman cadenas dobles, su fórmula es [(Si4O11)(OH)]−7n
y la relación entre el Si y el O es de 4:11.
• Filosilicatos: son tetraedros que comparten tres O con los vecinos formando láminas, su fórmula es
[(Si2O5OH)]n3n y la relación entre el O y el Si es de 2:5.
• Tectosilicatos: son los más polimerizados y los más ricos en Si. Los tetraedros comparten los cuatro O y
forman estructuras tridimensionales. Su fórmula es SiO2 y la relación entre el Si y el O es de 1:2.
SILICATOS MÁS IMPORTANTES
Nesosilicatos: los cationes que unen los tetraedros están en coordinación hectaédrica. Los más frecuentes son
Fe, Mg, Mn y Al, Ti, Cr y Zr a veces. Tienen empaquetamiento denso por lo que presentan alta dureza y peso
específico. Son pobres en Si y destacan:
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Grupo del olivino, que forma una serie isomórfica entre dos minerales extremos:
♦ Forsterita: Mg2SiO4, cristaliza en el rómbico, es de color verde, es esencial de las rocas
ígneas básicas y ultrabásicas y se forma a altas temperaturas, por lo que es fácilmente
descomponerlo a serpentina.
♦ Fayalita: Fe2SiO4, cristaliza en el rómbico, es de color verde, es esencial de las rocas ígneas
básicas y ultrabásicas y se forma a altas temperaturas, por lo que es fácilmente
descomponerlo a serpentina.
Grupo de los granates: R2+3 R3+2 (SiO4)3
• Andracita−marovita: (SiO4)3Ca3 (Cr, Al, Fe)2, cristaliza en el cúbico, siendo frecuentes las formas
rombo o pentagonodecaédrico, es característico de rocas metamórficas pero también se puede
encontrar en sedimentos.
• Piropo−almandino: (SiO4)3Al3 (Mg, Fe, Mn)3, cristaliza en el cúbico, siendo frecuentes las formas
rombo o pentagonodecaédrico, es característico de rocas metamórficas pero también se puede
encontrar en sedimentos.
Zircón: ZnSiO4, cristaliza en el tetragonal, tiene color pardo−rojizo y se encuentra en cualquier tipo de roca
como mineral accesorio.
Andalucita−Sillimanita−Cianita (Distena)
• SiO4Al2O
• Son tres polimorfos
• Los dos primeros cristalizan en el rómbico y el tercero en el monoclínico.
• Son minerales metamórficos.
• Pertenecen a los llamados minerales índice ya que indican unas condiciones determinadas de presión
y/o temperatura.
• Hay una variedad de andalucita que lleva carbón y se llama quiastolita.
Topacio: SiO4Al2 (F, OH)2, cristaliza en el rómbico, dureza 8, color variado pero es más característico el
amarillento, es de origen magmático y suele ir asociado a berilo y turmalina.
Estamolita: SiO4 · 4 Al2 · 2 FeO · AlOOH, es de color oscuro, de dureza 7, cristaliza en el rómbico y aparece
maclado.
Sorosilicatos:
Grupo de la epidota: Si2O7/SiO4 (OH) (Al, Fe, Ca), cristalizan en el monoclínico, tienen aspecto prismático
o acicular, de color verde y de origen metamórfico.
Ciclosilicatos
Berilo Si6O18Al2Be3
Cristaliza en el hexagonal.
Cristales prismáticos diversamente coloreados.
Dureza 7−8
Turmalina Si6O18 (BO3)3 (Na,Ca) (Li, Mg, Al) (Al,
Fe, Mn)6
Cristaliza en el trigonal.
Color negro es el más común (chorlo).
También se presenta en otros colores como el verde
que es la esmeralda brasileña.
Variedades: azur (aguamarina), verde (esmeralda) y
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rosa (morganita).
Origen magmático aunque también hay en rocas
metamórficas.
Es la mena más importante de Be que se emplea en
una aleación con Cu para endurecerlo.
Inosilicatos: es el grupo más numeroso e importante de minerales. Pueden formar estructuras de
cadenas sencillas (piroxenos) o dobles (anfíboles). Debido a la estructura presentan ciertas analogías:
• Las cadenas se disponen paralelas al eje cristalográfico Z lo que les confiere una forma alargada, ya
sean prismáticos, aciculares o fibrosos.
• Las cadenas se unen unas a otras por cationes similares, generalmente en coordinación octaédrica.
• El enlace Si−O es fuerte mientras que la unión del catión con el O es más débil, por lo que la
exfoliación del mineral tendrá lugar separando las cadenas, es decir, según la dirección del eje Z. No
obstante, presentan una segunda dirección de exfoliación que los diferenciará.
• Cristalizan en el rómbico y en el monoclínico, dependiendo de los cationes que intervengan. En el
rómbico los cationes de tamaño intermedio y radio similar y en el monoclínico los cationes grandes y
pequeños.
• Son muy frecuentes en las series isomórficas.
Las diferencias más destacables entre ambos grupos son:
• La segunda dirección de exfoliación: los piroxenos forman 90º con la primera y los anfíboles 120º.
• La forma de los cristales: los piroxenos son cortos y anchos y los anfíboles alargados y finos.
• Los anfíboles presentan menor dureza y menor peso específico que los piroxenos debido a la
presencia de OH−.
• Los piroxenos se alteran más fácilmente que los anfíboles ya que se forman a mayor temperatura.
• Los piroxenos son típicos de rocas ígneas mientras que los anfíboles de rocas metamórficas.
Piroxenos:
♦ Rómbicos: Hiperstena
Enstatita: MgSiO3.
Ferrosilita: FeSiO3
♦ Monoclínicos: Augita
Diópsido: CaMg (SiO3)2
Hedembergita: Ca, Fe (SiO3)2
Anfíboles:
♦ Rómbicos: Antofilita (Fe, Mg)7 (Si4O11(OH))2
♦ Monocíclicos:
Tremolita: Ca2Mg5 (Si4O11(OH))2, aparece en rocas metamórficas.
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Actinolita: Ca2Fe5 (Si4O11(OH))2, aparece en rocas metamórficas.
Hornblenda: (Si4O11(OH))2 (Ca, Na)2 (Mg, Fe, Al)5 y aparece en rocas ígneas y metamórficas.
Filosilicatos:
Tienen un hábito laminar, baja dureza, baja simetría (monoclínico y triclínico), fácil exfoliación laminar,
origen secundario por alteración ígnea o metamórfica y dependiendo del orden de las láminas hay dos tipos:
• Filosilicatos 1:1: tienen una capa tetraédrica y otra octaédrcia con los cationes Al y Mg.
O compartidos
Si
O libres, OH
Mg, Al
OH
O compartidos
Si
O libres, OH
Mg, Al
OH
La primera capa es la tetraédrica y la segunda la octaédrica. Los números atómicos crecen en sentido
ascendente.
Serpentina: Si2O5(OH) Mg3(OH)3 } trioctaédrico.
Caolín: Si2O5(OH) Al2(OH)3 } dioctaédrico.
• Filosilicatos 2:1: entre dos capas tetraédricas se sitúa una octaédrica. También se llaman de tipo t.o.t.
O compartidos
Si
O libres, OH
Mg, Al
O libres, OH
Si
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O compartidos
Los números atómicos crecen en sentido ascendente.
Talco: Si2O5(OH) Mg3(OH) Si2O5 } trioctaédrico.
Pirofilita: Si2O5(OH) Al2(OH) Si2O5 } dioctaédrico.
Otro grupo es el de las micas: moscovita (Al), biotita y flogopita (Mg) que se originan por procesos
magmáticos y también se encuentran en rocas metamórficas. Fórmula: [Si3AlO10(OH)2Mg3]− K+
KKKK
Minerales de la arcilla: grupo numeroso en donde el Si se sustituye por Al. Tienen gran importancia ya que
forman la mayor parte de la fracción mineral de suelo. Se origina por alteración de otros silicatos.
Hita, Monturanllonita, Clorita.
Tectosilicatos
Los tetraedros comparen los 4 O con los vecinos y se forman redes o armazones tridimensionales. Son los
silicatos más polimerizados. Su componente es la sílice (Si O ). Son los más abundantes, aparecen en todo
tipo de rocas, tienen colores claros, son más o menos densos y suelen ser duros debido a que forman
armazones bastante resistentes a la meteorización. Relación Si/O = 1/2
Distinguimos 4 grupos:
!Grupo de la sílice (SiO ): el cuarzo (trigonal), la tridimita (hexagonal) y la cristobalita (cúbica) que son
polimorfos reversibles ya que pueden formarse uno en otro en las dos dimensiones, pueden ser de varios
colores y están en cualquier tipo de roca.
Cuarzo ! Tridimita ! Cristobalita
El cuarzo es el más común y aceptable. Este cuarzo puede aparecer diversamente coloreado, parecido a las
pirámides (violeta−amatista). También pueden aparecer formas criptocristalinas internamente ordenadas pero
externamente no aparecen cristales como el ágata, la calcedonia, el órice y el jaspe. Puede ser amorfa y
forman el ópalo.
!Grupo de los feldespatos:
4 SiO2 Si4O8 Si3AlO8−
Se forman dos series isomórficas:
Si3AlO8K (ortosa)................... Si3AlO8Na (albita)} serie isomórfica de los feldespatos alcalinos.
Si3AlO8Na (albita)...................... Si2Al2O8Ca (anortita)} serie isomórfica de las plagioclasas.
!Grupo de los feldespatoides: son más pobres en sílice que los feldespatos, hay una unión de tres a dos grupos
SiO2 y se puede sustituir un Si por un Al. Son incompatibles con sílice libre ya que darían lugar a feldespatos
y se encuentran en rocas ígneas y metamórficas.
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Leucita: 3 SiO2 Si3O6 Si2AlO6 (Si2AlO6)K
Nefelita: 2 SiO2 Si2O4 SiAlO4 SiAlO4 (K, Na)
Sodalita: (SiAlO4)3 Na4Cl
Lazurita: (SiAlO4)3 (Na, Ca)4 (SO4−2, S, Cl)
!Grupo de las zeolitas: son aluminosilicatos que se forman en las últimas fases de la consolidación
magmáticas, es decir a bajas temperaturas. También se encuentran en rocas metamórficas, están hidratados y
el más importante es la analcima [(Si2AlO6)Na H2O].
TEMA 4
PETROLOGÍA
INTRODUCCIÓN
Petrología: es una rama de la geología encargada de estudiar las rocas.
Roca: material duro y coherente, constituido de materiales de la corteza terrestre y formado, por regla general,
por una asociación de minerales. Hay excepciones como el petróleo o el gas natural, que son líquido y gas
respectivamente, y también hay rocas constituidas por un mineral o materia amorfa (no mineral). Las rocas
tienen una utilidad importante y es que son la materia prima de los materiales de construcción.
CLASIFICACIÓN GENÉRICA DE LAS ROCAS
Según su origen:
• Endógenas: se forman en el interior de la corteza terrestre (energía interna) por los procesos
magmáticos (rocas magmáticas) o metamórficos (rocas metamórficas).
• Exógenas: se originan en la superficie terrestre. Las causas que forman las rocas sedimentarias están
en la energía procedente del sol y la fuerza de la gravedad que actúa en los procesos de meteorización.
Tanto los procesos internos como los externos actúan simultáneamente durante millones de años en una
dinámica de transformación de la corteza terrestre.
Los procesos externos, mediante la meteorización, van desgastando los materiales de la corteza mientras que
los internos van creando nuevos materiales.
Esta dinámica de transformación se puede considerar como un ciclo (ciclo geológico) que puede ser
subdividido en 3 etapas:
• Orogénesis: etapa de formación de nuevos relieves.
• Gliptogénesis: se descomponen las rocas y se forman los sedimentos.
• Litogénesis: formación de nuevas rocas.
Dentro de este ciclo se puede encuadrar la dinámica de transformación de una roca en otra (ciclo litológico o
de las rocas).
PROCESOS MAGMÁTICOS
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Son aquellos que dan lugar a la formación de rocas ígneas, las cuales constituyen la mayor parte de la corteza
terrestre que se encuentra recubierta por una delgada capa de rocas sedimentarias.
Se puede considerar que comienzan con un magma, que se define como una masa de roca parcial o totalmente
fundida constituida, en su mayor parte, por silicatos acompañados de una serie de gases disueltos. Su
composición química, expresada en % de óxidos es (en orden creciente de abundancia): SiO2, Al2O3, MgO,
CaO, FeO, Na2O y K2O.
El que una roca pueda encontrarse parcialmente fundida depende de:
• Temperatura: que aumenta con la profundidad aunque no de manera progresiva. En las zonas de
subducción se origina, como consecuencia de la fricción de unas rocas sobre otras, un aumento de
temperatura anómalo, lo que provoca la formación de magmas.
• Presión: al disminuir la presión de confinamiento se reduce la temperatura de fusión de las rocas.
• Presencia de agua en las rocas: hace disminuir la temperatura de fusión. Una roca húmeda, en
profundidad tiene una temperatura de fusión menor que una seca bajo la misma presión de
confinamiento.
Las rocas no tienen un punto de fusión fijo, sino que funden a lo largo de un intervalo de temperatura de unos
200º. La temperatura a la que una roca empieza a fundir se le llama punto de esólidus y la temperatura a la
que toda la roca está fundida se le conoce como punto de liquidus. La mayoría de las veces, la fusión de la
roca no es completa y el proceso se conoce como fusión parcial o anatexia.
Aunque existen una gran variedad de rocas ígneas, se considera que todas ellas derivan de dos tipos esenciales
de magmas:
• Magma basáltico: se origina por la fusión parcial de loas rocas del manto superior que se cree que
está formado por rocas peridotitas (bajo contenido en sílice). La temperatura de fusión es de unos
1000ºC y dicha fusión es frecuentemente consecuencia de una disminución de la presión de
confinamiento. Al ser pobre en sílice, es un magma fluido. Si consolida en el interior dará lugar a
rocas plutónicas de la familia del gabro, mientras que si llega a ascender a la superficie dará lugar a
rocas de la familia del basalto. Dependiendo de la profundidad y de la cantidad de las rocas fundidas,
se distinguen dos tipos:
♦ Alcalino: rico en elementos alcalinos (K, Na...) y pobre en sílice que procede de la fusión de
aproximadamente el 15% de la peridotita a una profundidad de 80 km. Da lugar a una gran
parte de las islas volcánicas.
♦ Toleítico: es más pobre en elementos alcalinos y algo más rico en sílice. Procede de la fusión
del 30% de la peridotita a una profundidad de unos 30 km. Está en relación con las dorsales
oceánicas.
• Magma granítico: procede de la fusión parcial de rocas de la corteza continental a una temperatura
de unos 800ºC y entre 25−45 km de profundidad. Se funden rocas ricas en sílice y con contenido en
agua elevado, lo que dará lugar a un magma viscoso, por ello, su ascenso hacia la superficie es
laborioso y tiende a cristalizar en el interior de la tierra formando rocas plutónicas.
Los magmas intermedios pueden considerarse mezcla de éstos anteriores o de la asimilación, en un ascenso,
de rocas de distinta composición.
Una vez formado el magma, al ser menos denso que la roca sólida, tiende a ascender hacia zonas de menor
presión y se irá enfriando paulatinamente. La velocidad de ascenso depende de: la composición, la viscosidad
y en contenido en gases, aunque por regla general, es de un metro por año.
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La consolidación de un magma da lugar a las rocas ígneas que dependiendo del lugar en que se enfríen,
originan tres tipos de rocas: plutónicas, volcánicas y filonianas (subvolcánicas).
CONSOLIDACIÓN MAGMÁTICA
Los mecanismos mediante los cuales se puede alterar la composición química de un magma son:
diferenciación, asimilación y mezcla de magmas.
En enfriamiento del magma es progresivo y sus constituyentes se irán combinando para formar distintas fases
de minerales. A este proceso se le llama cristalización fraccionada.
A medida que van cristalizando minerales, el magma va cambiando de composición, produciéndose un
equilibrio sólido−líquido. Los minerales no cristalizan todos a la vez, ni permanecen intactos durante todo el
proceso de diferenciación. A medida que disminuye la temperatura van cristalizando distintos minerales. Los
recién formados y estables a una determinada temperatura, pueden dejar de serlo al variarla, cambiando de
composición o disolviéndose para recombinar sus iones y formar minerales nuevos. A este cambio se le llama
reacción y la serie ordenada de tales cambios, series de reacción.
Hay dos tipos de series de reacción, partiendo de un mineral ya formado:
• Continua: un mineral cambia de composición mediante la sustitución de iones sin que le mineral se
destruya, como es el caso de las plagioclasas.
• Discontinua: un mineral estable deja de serlo al disminuir la temperatura y reacciona con el magma
formando un mineral de distinta composición al primero, como por ejemplo, el olivino pasa a
piroxeno por esto.
Bowen demostró, en el laboratorio, que partiendo de un magma basáltico, los minerales tienden a cristalizar
siguiendo un orden determinado, en función de sus puntos de solidificación. Estudia las dos series de
reacción:
• El primer mineral que cristaliza de la serie continua es la plagioclasa cálcica (anortita).
• El primer mineral que cristaliza de la discontinua es el olivino.
Con el descenso de la temperatura, el olivino reacciona con la sílice del magma dando lugar a piroxenos.
Sucesivamente, el piroxeno se transforma en anfíbol y éste en biotita al reaccionar con la sílice.
Paralelamente, la plagioclasa cálcica se va transformando en sódica.
Finalmente, cristalizan al mismo tiempo el cuarzo, la moscovita y feldespato potásico.
Siguiendo las series de Bowen, vemos que a partir de un magma basáltico se origina otro más rico en sílice, o
sea, un magma granítico. En esta fase de la consolidación del magma, las rocas se pueden formar de dos
maneras:
• Los minerales que van cristalizando no se separan del resto de la masa fundida, reaccionando con la
sílice y dando lugar a otros minerales más estables a esa temperatura hasta que se llega al final de las
series de reacción obteniéndose por cristalización fraccionada, un magma granítico.
• La separación de los minerales recién formados en la cámara magmática del resto fundido silicatado.
Generalmente, como consecuencia del escape del magma hacia zonas de menor presión.
Otra manera de obtener distintos tipos de rocas a partir de un magma, es mediante la mezcla magmática
consistente en la unión de dos masas magmáticas.
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La tercera es la asimilación que consiste en la incorporación de parte de la roca encajante al magma.
A lo largo del enfriamiento del magma, los geólogos han diferenciado 3 fases:
• Ortomagmática: es la descrita hasta ahora, en la que el magma desciende hasta 500ºC de temperatura
y durante ésta se produce la diferenciación.
• Permatítico−neumatolítica: a una temperatura menor y con un contenido alto en materiales volátiles,
el magma tiene mayor presión, penetrando en las fracturas de las rocas circundantes. El enfriamiento
es más rápido y su consolidación da lugar a las rocas permatíticas o filonianas. La cristalización en un
medio rico en fluidos permite el crecimiento de grandes cristales que son típicos de éstas rocas y la
formación de minerales raros formados por elementos volátiles que pueden constituir menas de
interés geológico.
• Hidrotermal: ocurre cuando la temperatura ha descendido a 300ºC, quedando una fase líquida
importante y se consolida el magma residual. Se forman minerales de interés económico como los
sulfuros. A veces, estas soluciones hidrotermales cargadas de iones se ponen en contacto con las rocas
adyacentes originando fenómenos de metasomatismo, o llegan a la superficie a través de fracturas
formando geiser o fuentes termales.
COMPOSICIÓN QUÍMICA Y MINERALÓGICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Los componentes mayoritarios son: O, Si y Al, seguidos de Fe, Mg, Ca, Na y K. Según el contenido en el
componente mayoritario (SiO2, 35−70%), las rocas ígneas se clasifican en:
• Ácidas: + 65%
• Intermedias: 55−65%
• Básicas: 45−55%
• Ultrabásicas: < 45%
Entre los minerales que las componen se distinguen 3 grupos en función de su abundancia:
• Los minerales esenciales o petrogenéticos: son aquellos que se encuentran en mayor proporción y que
sirven para clasificar la roca.
• Los minerales accesorios: se encuentran en una pequeña proporción y su presencia o ausencia no
modifica la clasificación de la roca.
• Los minerales secundarios: formados por alteración en una etapa posterior a la formación de la roca.
Son minerales esenciales la mayoría de los silicatos: olivino, piroxenos, anfíboles, biotita, moscovita,
feldespato potásico, plagioclasas, cuarzo y feldespatoides.
Son accesorios: rutilo, zircón, hematites, apatito, magnetita, espinela...
Y son secundarios: talco, clorita, serpentinita, calcita , minerales de la arcilla...
Los minerales ferromagnesianos (olivino, piroxenos, anfíboles y biotita) son se color oscuro y se llaman
minerales melanocratos, mientras que los feldespatos, plagioclasas, cuarzo y moscovita son de color claro y
reciben el nombre de leucocratos. Los primeros son pobres en sílice y los segundos más ricos. Dentro de las
plagioclasas, las cálcicas son más pobres en sílice que las sódicas.
Por todo ello, se puede establecer una relación entre la composición química, la mineralógica y el color de
éstas rocas:
• Roca ácida (félsica): color claro por tener leucocratos mayoritariamente.
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• Roca básica (máfica): color oscuro por tener melanocratos.
TEXTURA DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Se entiende por textura al aspecto de la roca en función del tamaño, forma y distribución de los minerales
visto al microscopio.
Si el color de la roca nos permite una aproximación en cuanto a su composición química y mineralógica, la
textura nos informará sobre las condiciones de consolidación del magma.
La textura viene determinada, en gran medida, por la velocidad de enfriamiento del magma. Cuando éste se
enfría lentamente, se obtendría una textura en la que la relación de los granos es homogénea y los cristales son
grandes. Si el enfriamiento es rápido, se formarán muchos cristales pero de pequeño tamaño. Si es muy rápido
no da tiempo a que los iones se dispongan en una red cristalina y se formarán vidrios.
Se denomina a una roca fanerítica a aquella que está constituida por cristales más o menos grandes y visibles
a simple vista. Son rocas plutónicas.
Una roca afanítica es aquella que está formada por pequeños cristales que no se pueden distinguir a simple
vista. Son rocas volcánicas.
Las texturas más comunes son las siguientes:
• Granuda u holocristalina: todos los cristales presentan el mismo tamaño, generalmente grandes. Ello
indica un enfriamiento lento en el interior de la corteza terrestre. Es típica de rocas plutónicas.
• Microgranuda o aplíctica: hay veces en el que el enfriamiento es más rápido porque el magma se
inyecta a unas grietas formando rocas filonianas. El tamaño del grano es más pequeño.
• Porfídica: consiste en cristales (fenocristales) visibles a simple vista, inmersos en una masa
microcristalina o vítrea porque el enfriamiento lento es interrumpido. Es típica de rocas subvolcánicas
o volcánicas.
• Vítrea: toda la roca está formada por vidrio volcánico. Indica un enfriamiento muy rápido y es típica
de las volcánicas.
• Pegmatítica: se da en rocas plutónicas y filonianas, en la que algunos de sus minerales adquieren
tamaños superiores al resto de los demás. Son feldespatos los que suelen crecer más de lo normal,
aunque también, el berilo y la turmalina.
• Ofítica: ocurre en rocas afaníticas, en las que los cristales de plagioclasas aparecen formando un
entramado de cristales que engloba cristales de mayor tamaño de piroxenos.
YACIMIENTOS DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Batolito
Es un yacimiento de rocas plutónicas.
Se enfrían en el interior de la corteza.
No afloran a la superficie a no ser que sea debido a la erosión.
Cuando la masa aflorante es menor a 100 km2 se llama stock.
Lacolito
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Es una masa lenticular con forma de domo que como mucho tiene unos pocos km de anchura.
Lopolito
Tiene forma de domo invertido.
Similar al anterior.
Dique o filón
Masa tubular discordante con las rocas en las que se inyecta.
Sill o filón−capa
Masa tubular que se inyecta a lo largo de la superficie de estratificación de las rocas sedimentarias por lo que
se le considera concordante con la estratificación.
En las rocas volcánicas, la forma de yacer depende de la fluidez del magma. La viscosidad de éste, aumenta
con su contenido en sílice y disminuye con el contenido en gases. La salida del magma al exterior se hace a
través del cráter de un volcán y la ascensión se ve favorecida por la expulsión de los gases.
Un magma fluido forma lava que se desliza por las laderas de un volcán formando coladas. Estas lavas
pueden adquirir distintas formas al enfriarse. Así tenemos las lavas cordadas, almohadilladas (pillow−lava) y
disminución columnar. Las pillow−lavas son típicas del magma que sale al mar por las dorsales.
El material expulsado en una erupción volcánica recibe el nombre de piroclastos, que van a formar las rocas
piroclásticas y se clasifican en función de su tamaño:
• Bombas: grandes
• Lapillis: milimétricos
• Cenizas: polvo
CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Existen distintos criterios para clasificarlas como son su composición química, su textura...; pero el más usado
es el basado en la mineralogía, que se fundamenta en el contenido de 4 minerales: cuarzo, feldespatos
alcalinos, plagioclasas y fesdespatoides.
TEMA 5
ROCAS SEDIMENTARIAS
INTRODUCCIÓN
Las rocas sedimentarias son exógenas, formadas en la superficie terrestre gracias a la acción del sol y de la
gravedad. Representan el 5% aproximadamente del volumen total de las rocas aunque cubren el 75% de la
superficie terrestre.
Son importantes porque en ellas se registran la mayor parte de los acontecimientos geológicos producidos a lo
largo de la historia de la Tierra y son las únicas que pueden contener fósiles, por lo que también ayudan a
reconstruir el pasado.
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Presentan un interesante poder económico ya que se usan en diferentes parcelas de la industria. Las más
abundantes son las rocas arcillosas, seguidas de las areniscas y de las carbonatadas.
Los procesos que dan lugar a la formación de las rocas sedimentarias son: meteorización−erosión, transporte,
sedimentación y diagénesis o litificación.
Dentro del ciclo petrológico, los proceso sedimentarios estarían representados en la gliptogénesis y
litogénesis.
METEORIZACIÓN
Es la transformación de las rocas preexistente gracias a la acción de los agentes atmosféricos. Podemos
distinguir dos tipos:
• Física: es la desagregación de la roca, la formación de fragmentos más pequeños sin que cambie la
composición mineralógica. Los agentes que la producen son:
♦ La acción del hielo−deshielo (gelifracción): el agua, cuando se hiela, aumenta de volumen y
actúa como una cuña en las grietas de la roca y la rompe. Los sedimentos que produce se
llaman canchal o pedriza.
♦ Cambios bruscos de temperatura del día y la noche: producen dilataciones y contracciones en
la superficie de las rocas y ocurre su descomposición. Es típico de zonas desérticas.
♦ Acción del viento (deflacción): las partículas que van suspendidas en el aire chocan contra
una roca produciendo su desgaste.
♦ Actividad biológica: los animales pequeños y las plantas producen grietas por las cuales, las
rocas se ven favorecidas a romperse.
• Química: consiste en la alteración de algunos minerales que contiene la roca y es típica de climas
cálidos y húmedos. El agente de meteorización química más importante es el agua y puede actuar de
diversas maneras:
♦ Disolución: el agua, por sí sola, puede disolver algunos minerales solubles como es el caso de
la halita o del yeso. El mayor poder disolvente del agua proviene de la presencia de pequeñas
cantidades de ácido, siendo el más común el carbónico originado por el dióxido de carbono
que se mezcla con el agua de la lluvia disolviendo minerales como la calcita que en un
principio es insoluble en agua. Éste último proceso se llama carbonatación, porque el ácido
carbónico, transforma el carbonato cálcico en bicarbonato cálcico.
♦ Hidratación: un mineral captura agua aumentando su volumen y transformándose en otro.
♦ Oxidación: la presencia de agua acelera la velocidad de reacción, por lo que algunos
elementos aumentan su valencia. Son muchos los minerales que contienen Fe: olivino,
piroxenos, anfíboles...; y que mediante reacción de oxidación, se transformarán en hematites
o limonita. También, la oxidación puede afectar a los sulfuros como la pirita produciendo
ácido sulfúrico y limonita.
♦ Hidrólisis: proceso de meteorización más importante y consiste en la reacción del mineral que
sea (fundamentalmente un silicato) con el agua para formar otro mineral distinto
(generalmente un mineral de la arcilla). Este tipo de hidrólisis va a producir muchos
minerales de la arcilla que son los componentes más importantes del suelo.
♦ Otros agentes de la meteorización química son algunos organismos: líquenes, musgos y
bacterias, que producen ácidos orgánicos como húmicos, amoniaco, dióxido de carbono...;
que ayudan a la descomposición de la roca.
Como respuesta a la meteorización química, se distinguen 2 tipos de minerales:
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• Los resistentes: no se alteran, como el cuarzo.
• Los alterables: los que se transforman en otros minerales o en iones que pasan a la disolución acuosa.
De modo general, se puede establecer que los minerales que se han formado a altas temperaturas son más
fácilmente alterables que los formados a temperaturas más bajas.
Los factores que influyen en la meteorización son:
• Composición química y mineralógica de la roca.
• Textura de las rocas.
• Estructura de la roca.
• Topografía del terreno.
• Clima: precipitaciones, temperaturas...
Tras la meteorización tendremos dos tipos de productos:
• Los residuales: son aquellos que han resistido la meteorización química por ser minerales no alterables
como cuarzo y óxidos. Formarán los sedimentos detríticos.
• Los de alteración: minerales de la arcilla e iones de disolución.
Una parte del material formado por la meteorización dará lugar a la formación del suelo mientras que otra será
transportada por la acción de la gravedad y de los agentes de transporte hacia zonas topográficamente más
bajas, acumulándose y formando los sedimentos.
EROSIÓN
Es la separación física de los materiales meteorizados debido a la acción de la gravedad y a los agentes de
transporte. Dependiendo del tamaño de las partículas, éstas se transportan a más o menos distancia.
El transporte puede ser por:
• Arrastre: de las partículas de mayor tamaño mediante corrientes de agua, hielo o acción de la
gravedad.
• Suspensión: de partículas de menor tamaño como polvo o sales que son transportados por el viento o
el agua.
• Disolución: los aniones y cationes solubles irán disueltos en el agua.
SEDIMENTACIÓN
Los materiales transportados en estado sólido se depositarán cuando disminuya la fuerza del agente de
transporte excepto en los glaciares, donde la sedimentación es selectiva.
Los materiales muy finos o los transportados en suspensión o disolución, se depositan cuando cambian las
condiciones físico−químicas del medio produciéndose una precipitación selectiva. Los materiales depositados
se llaman sedimentos que pueden ser:
• Detríticos: transportados en estado sólido.
• Químicos: transportados disueltos (precipitación).
Se denomina cuenca sedimentaria a una amplia región donde se produce abundante sedimentación durante
mucho tiempo. Está afectada por una importante subsidencia (hundimiento paulatino a medida que llegan
nuevos aportes). La mayor parte de ellos son oceánicos y la menor, sedimentos que van a parar al mar, por lo
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que la mayor parte de sedimentos son de origen marino.
Dentro de la cuenca de sedimentación, se distinguen unidades de menor entidad llamadas medios
sedimentarios, con las características físicas, químicas y biológicas diferentes, a los de otro medio. Hay
medios sedimentarios continentales, marinos, costeros o de transición.
DIAGÉNESIS
Es un conjunto de cambios físicos y químicos que sufre un sedimento para transformarse en una roca
sedimentaria.
Los cambios pueden ser:
• Compactación: perdida de porosidad de los materiales como consecuencia del peso de los
sedimentos supra−adyacentes, lo que hace reducir volumen y aumentar la coherencia del sedimento.
• Deshidratación: como consecuencia de la compactación, el sedimento pierde agua que puede circular
lateral o verticalmente. Si lleva disuelto algún ión puede producir reacciones con los minerales del
sedimento mediante sustituciones iónicas formando nuevos minerales llamados diagenéticos.
• Cementación: proceso por el que las soluciones que circulen entre granos del sedimento precipitan
rellenando los huecos que aun quedaban y uniendo definitivamente los granos, y dando mayor
cohesión a la roca. El cemento es de calcita, sílice o de óxidos de hierro.
En el caso de rocas de precipitación química, el proceso de diagénesis no es el mismo, sino que se forman
roca de cristales intercreados a medida que va precipitando el sedimento.
COMPOSICIÓN QUÍMICA Y MINERALÓGICA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
La composición química de las rocas está constituida por los mismo elementos mayoritarios de las rocas
ígneas si añadimos el C y el H, como consecuencia de la interacción de la biosfera y la atmósfera en los
procesos sedimentarios.
En cuanto a la composición mineralógica de las rocas sedimentarias, los minerales más abundantes son:
cuarzo, yeso, mica, feldespatos, minerales de la arcilla, calcita, dolomita y óxidos de hierro.
TEXTURA Y ESTRUCTURA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
Rocas detríticas: su textura típica, llamada clástica , está formada por tramo, matriz y cemento (granos
minerales, material de tamaño muy pequeño que rellenan los huecos y el cemento une todos los granos).
Rocas químicas: tienen textura de precipitación, que consiste en una serie de cristales intercrecidos a base de
calcita, yeso, halita... (crecimiento uno encima de otro). En rocas carbonatadas se constituyen tres tipos de
texturas según el tamaño del cristal que precipita:
• Micrita: tamaño de una micra.
• Esparita: tamaño de cristales mayores.
• Oolitica/pisolítica: arena con carbonatación.
La estructura son las características observables en una roca sedimentaria, no a nivel microscópico, sino
macroscópico. Hay estructuras que se forman durante el depósito y otras que se producen con posterioridad.
Existen estructuras masivas de estratificación cruzada, de grano de selección, rizaduras, huellas, grietas de
desecación...; que nos dan información sobre el medio.
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CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
• Detríticas: formadas por partículas transportadas en estado sólido. Dependiendo del tamaño del grano:
• Ruditas: grano superior a 2 mm. Los cantos pueden ser monogénico o poligénico. Ej: conglomerado y
brecha.
• Arenitas: grano de 2−1/16 mm. Los granos pueden estar sueltos (arena) o compactos (arenisca). Los
últimos pueden ser continentales o marinos y se clasifican por el contenido en cuarzo, feldespatos y
matriz detrítica:
Grauvacas:
Lítica: subgrauvacas (protocuarcitas u ortocuarcitas)
Feldespatos: arcosas o subarcosas.
Las partículas son transportadas por el agua en suspensión formando geles. El depósito de éstos se realiza al
cambiar las condiciones físico−químicas del agua, por variación del pH, por la concentración de iones,
cambios en la salinidad, temperatura...
El encontrar lutitas indica que se formaron en una zona tranquila (sin apenas corrientes), en ambientes
continentales en las llanuras de inundación de los ríos, en las lagunas, en las zonas desérticas formando loess...
La mayor parte de las lutitas son marinas, fundamentalmente, formadas en llanuras abisales y suelen tener
color rojizo. Cuando se encuentran mezcladas con carbonato forman las margas.
• De precipitación química: se forman por precipitación de los iones transportados en solución, por lo que
tanto su formación no depende de la disminución de la velocidad para su depósito sino que depende de los
cambios físico−químicos del medio. Esta precipitación se produce mediante procesos inorgánicos o con la
intervención de organismos que son capaces de tomar de las aguas los elementos necesarios para construir
parte de su cuerpo. Los carbonatos y la sílice son los componentes minerales más usados. Dentro de éste
grupo distinguimos:
• Rocas carbonatadas: son las más abundantes, formadas por carbonato cálcico en forma de calcita o
aragonito dando lugar a las calizas. También puede que estén constituidas por carbonato cálcico magnésico
en forma de dolomita, para formar las dolomías.
◊ Calizas: esfervecen con ácido, se forman por un proceso inorgánico o bioquímico,
son continentales y marinas. El proceso inorgánico consiste en la precipitación del
carbonato cálcico existente en el agua. Para que esto ocurra, es necesario que
disminuya la concentración de dióxido de carbono, lo que consigue un aumento de la
temperatura o una bajada de la presión. El proceso bioquímico se puede realizar
gracias a que algunos organismos toman el carbonato cálcico para que forme parte de
sus cuerpos.
◊ Calizas continentales: son formaciones de poca extensión, vinculadas con relieves
kársticos (estalagmitas, estalactitas, tobas y travertinos). Los caliches también son
formaciones continentales. El travertino es una caliza continental con estructura
estratificada, porosa y formada por precipitación de las aguas superficiales o
subaéreas. Hay variedades muy porosas con impresiones de restos vegetales que se
llaman tobas calcáreas.
◊ Calizas marinas: suelen formarse en aguas tranquilas, sin aportes detríticos, en mares
no muy profundos ni fríos ya que a grandes profundidades la presión es más alta y la
temperatura más fría, lo que impide la precipitación del carbonato cálcico.
◊ Calizas orgánicas: como la lumaquela formada por restos de conchas o la creta,
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constituida por caparazones de foraminíferos y vegetales unicelulares del grupo de
los cocolitofóridos. Es blanda, porosa, blanca y típica del cretácico.
◊ Dolomías: constituidas por dolomitas en los mismos ambientes marinos que las
calizas. Existen dos tipos: primarias (precipitación directa) y secundarias (formadas
por sustitución de parte del Ca de una caliza por Mg dolomitización).
• Rocas silíceas: formadas por la sílice precipitada en forma de ópalo o calcedonia. El proceso de
precipitación es de origen inorgánico o bioquímico. El proceso inorgánico forma el silex que puede
precipitar en forma de nódulos o estratificada. El proceso bioquímico se realiza gracias a la intervención de
organismos que toman sílice del agua para formar parte de su esqueleto, como las diatomeas, radiolarios y
los espongiarios, dando lugar a rocas llamadas diatomita, radilarita y espongiolita.
• Rocas alumino−ferrosas: se forman por precipitación del Al y del Fe en forma de óxidos e hidróxidos por lo
que es necesario que éstos elementos se liberen de los minerales en los que están contenidos y pasen a las
aguas. La precipitación tendrá lugar cuando cambien las condiciones físico−químicas del medio y en
regiones donde se produzca una intensa meteorización química (zonas intertropicales). Ej: Lateritas
(hidróxidos de hierro) y bauxitas (hidróxidos de aluminio).
• Rocas evaporitas: son rocas sedimentarias que se producen por la precipitación química como consecuencia
de la evaporación de agua en la que están disueltas las sales y la consiguiente sobresaturación. Los iones
que quedan en el agua son cloruros y sulfatos de Ca, Mg, Na y K. Hay muchos minerales evaporíticos,
siendo los más comunes el yeso y la anhidrita del grupo de sulfatos y la halita y silvina del grupo de
cloruros. La precipitación de éstas sales se produce en orden inverso a su solubilidad. La última en
depositarse es la silvina. Otros factores que intervienen son: la temperatura, concentración salina, agua
continental o marina... Para que se produzcan evaporíticas se requiere un clima cálido y seco, donde la
evaporación predomine sobre la precipitación. Están vinculadas en el tiempo a unas épocas determinadas,
así después de las glaciaciones se producen depósitos de evaporitas (pérmico, triásico, oligoceno, mioceno
y cuaternario). También se vinculan a etapas post−orogénicas donde se forman mares interiores poco
profundos. Pueden salir a la superficie debido a esfuerzos compresivos y a su poca densidad, formando
estructuras como los diapiros y los domos.
• Rocas fosfatadas: son escasas, formadas por fosfatos de calcio (colofana), aparecen estratificadas, se
originan por acumulación de restos vertebrados en medios continentales y marinos y lo más importante es
el grano (se usa como abono).
• Organógenas
• Carbón: se forma por la acumulación de restos vegetales en zonas pantanosas, lagunares o deltaicas. La
subsidencia de éstas zonas y el posterior encubrimiento por otros materiales detríticos ayudan a la
transformación de la materia vegetal en carbón con la ayuda de un aumento de la presión y la temperatura.
Los tipos de carbón son: turba, lignito, hulla y antracita. El carbón se puede formar en dos sitios:
◊ Cuencas parálicas: son grandes extensiones de marismas costeras cercanas del mar.
◊ Cuencas límnicas: son de dimensiones más reducidas, continentales y vinculadas a
los lagos.
• Hidrocarburos: son el petróleo (líquido), gas natural (gas) y betunes (sólidos). Su origen es orgánico. Está
relacionado con el plancton marino. Se acumulan en los fondos hasta formarlos.
TEMA 6
METAMORFISMO.
ROCAS METAMÓRFICAS.
INTRODUCCIÓN
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Se define metamorfismo como los cambios estructurales y mineralógicos de una roca en estado sólido bajo
unas condiciones de presión y temperatura distintas a los de su formación. Los límites entre los que ocurren
los procesos metamórficos son la diagénesis y la anatexia.
Diagénsis − 200º C 2 kb − Metamorfismo − 800º C 8−10 kb − Anatexia
Al no producirse cambios en la composición química se dice que se produce un metamorfismo isoquímico,
para diferenciarlo de algunos casos raros en los que tiene lugar pérdida o ganancia de material,
desprendimiento de dióxido de carbono y adición de agua, en cuyo caso hablamos de un metamorfismo
haloquímico. Un caso de éste último es aquel en el que a la roca que se está metamorfizando llegan fluidos
hidrotermales que provienen del magma, y se conoce como metasomatismo.
A la formación de nuevos minerales en el metamorfismo se le llama blastesis.
FACTORES DEL METAMORFISMO
Temperatura
Hacia el interior de la Tierra va aumentando durante los primeros km de corteza a razón de 30º por km. Los
materiales que se forman cerca de la superficie, son empujados al interior de la Tierra como consecuencia de
la subducción. También, en los bordes de las placas, las rocas son transportadas a grandes profundidades,
alcanzando mayores temperaturas.
Al estar en contacto con una masa magmática, también aumenta la temperatura. La variación de la misma,
provoca una aumento de la solubilidad de muchos minerales acompañado de una aumento de la movilidad de
las partículas, con lo que se aceleran las reacciones químicas. Las reacciones que pueden tener lugar son:
deshidratación, recristalización y reajustes mineralógicos (son reacciones entre distintos componentes de la
roca con la formación de nuevos minerales). Ej.
• CaCO3 + SiO2 CaSiO3 + CO2
• Calcita + clorita + cuarzo actinolita + CO2 + H2O
• Dolomita + cuarzo + H2O tremolita + CaCO3 + H2O
Las rocas resultantes provocadas por un incremento de temperatura son en consecuencia, rocas más
cristalinas.
Presión
También aumenta al profundizar en el interior de la Tierra. No obstante, hay que diferenciar dos tipos de
presión:
• Litostática o confinamiento: es la causada por los sedimentos que caen encima de la otra roca. El
efecto es una mayor compactación y densidad de la roca, tanto mayor cuanto más profunda esté, pero
no se produce deformación.
• Dirigida: resulta de esfuerzos compresivos que produce en la roca cambios texturales. Las más
superficiales, al estar frías, sufrirán brechificación (trituración). También puede producir una
reorientación de los minerales que se disponen perpendicularmente al esfuerzo, con lo que la roca
adquiere una estructura llama foliación o esquistosidad. En profundidad, la roca, al ser más plástica
no sufre trituración, sino que se pliega y repliega de manera compleja.
22
TIPOS DE METAMORFISMO
Dependiendo de los factores que intervienen, se distinguen tres tipos:
Dinámico o dinamometamorfismo
El factor predominante es la presión direccional o esfuerzo producido por dos bloques a lo largo de planos de
fallas, produciendo una brechificación con trituración de las rocas, formando rocas cataclásticas como las
brechas tectónicas. Si las fallas tienen mayor profundidad, las rocas se llaman milonitas. Mediante este tipo
hay cambios texturales y estructurales.
Térmico o de contacto
Es producido por un incremento de temperatura. El caso más general es producido por una inclusión
magmática, donde la roca que está en contacto con el magma, sufre un calentamiento que le conduce a sufrir
metamorfismo. La zona afectada recibe el nombre de aureola de contacto.
Se producirán reacciones entre los minerales de la roca, disoluciones, recristalizaciones y blastesis.
Como no hay incremento de presión, la roca formada no presentará foliación, sino que tiende a ser más
cristalina con mayor tamaño del cristal que la roca original. Genéricamente, a las rocas formadas por este tipo
de metamorfismo se les llama corneanas (cuarcita y mármol).
Si durante el enfriamiento de la masa plutónica existen soluciones hidrotermales que circulen por la roca, se
pueden producir fenómenos de metasomatismo. Un tipo especial de metamorfismo de contacto es el del fondo
oceánico que se produce como consecuencia del calentamiento en los alrededores de las dorsales.
Regional
Es aquel en el que intervienen el incremento de temperatura y presión afectando a extensas zonas durante
mucho tiempo.
Ocurre durante los procesos orogénicos, forma la mayor parte de las rocas metamórficas y sus efectos son
muy variados: blastesis, foliación, reorganización de minerales...
La presión es de los dos tipos y debido a que presión y temperatura varían mucho se distinguen 3 tipos de
metamorfismo regional:
• Bajo grado.
• Medio grado.
• Alto grado.
En las zonas de subducción hay metamorfismo de altas presiones y bajas temperaturas y se forman rocas
llamadas esquistos azules, debido a la presencia del anfíbol glaucofana.
Un tipo particular de metamorfismo regional, es el que se da en las zonas profundas, por lo que el factor
predominante es la presión litostática sin que halla una correspondencia en el aumento de la temperatura. Se
forma una roca muy densa llamada eclogita (piroxeno y granate).
Cuando las rocas están sometidas a temperaturas que superan los 800º C habrá una parte fundida y otra no,
dando una roca con una composición intermedia entre metamórfica e ígnea llamada migmatita.
23
COMPOSICIÓN QUÍMICA Y MINERALÓGICA DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS
La composición química de las rocas metamórficas es similar a la de las rocas ígneas con SiO2 y Al2O3 como
más abundantes.
La composición mineralógica puede encontrarse en la mayoría que componían las rocas ígneas, menos los
pobres en sílice como olivino y feldespatos. No obstante, existen una serie de minerales característicos de
éstas rocas, que aparecen en unas determinadas condiciones de presión y temperatura. A estos minerales se les
llama minerales índice del metamorfismo y son muy importantes ya que su presencia en una roca indica el
tipo de metamorfismo que la ha originado. Ej.
• Wollastonita: bajas temperaturas.
• Cordierita: cerca de 600ºC de temperatura.
• Sanidina: cerca de 700ºC de temperatura.
• Clorita: metamorfismo regional bajo.
• Biotita, almandino o estaurolita: metamorfismo regional medio.
• Sillimanita y ortosa: metamorfismo regional alto.
• Distena, piropo o glaucofana: altas presiones.
TEXTURA Y ESTRUCTURA DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS
Las rocas metamórficas son cristalinas y su textura se denomina de forma general cristaloblástica.
Dependiendo del tipo de organización de los minerales existen distintos tipos de texturas:
• Granoblástica: la presentan rocas generadas por metamorfismo de contacto y también la eclogita. Es
igual a la granuda de las rocas ígneas.
• Lepidoblástica: es aquella que se presenta cuando un mineral de la arcilla o micas están dispuestos
paralelamente a una dirección preferente.
• Nematoblástica: la presentan rocas con minerales alargados que se disponen de manera que
determinan una alineación preferente.
• Porfidoblástica: es parecida a la porfídica de las rocas ígneas.
La estructura más característica es la foliación. Dentro de ella distinguimos:
• Pizarrosidad: los minerales arcillosos recristalizan en pequeños cristales de mica que se alinean de
manera que sus superficies planas quedan casi paralelas de forma que pueden fracturarse fácilmente.
• Esquistosidad: ocurre al aumentar la presión y la temperatura, lo que hace que los cristales aumenten
de tamaño dando a la roca un aspecto escamoso.
Otra estructura es la gneísica, donde hay una separación de minerales claros y oscuros. Algunas rocas
metamórficas no presentan foliación, es decir, se han formado por un metamorfismo de contacto.
FACIES METAMÓRFICA
Son rocas formadas bajo el mismo tipo de metamorfismo, es decir, a condiciones de presión y temperatura
iguales. Las facies suelen recibir los nombres de las rocas más comunes que se originan en esas condiciones.
También se les suele llamar con el nombre de los minerales que contiene.
ROCAS METAMÓRFICAS
Pizarra: roca de grano muy fino, mate y generalmente de color oscuro (negro o gris). Minerales esenciales:
minerales de la arcilla, cuarzo, mica y clorita.
24
Filita: roca de grano muy fino, brillo satinado y diversamente coloreada. Minerales esenciales: minerales de la
arcilla, cuarzo, mica y clorita.
Esquisto: roca de grano medio, exfoliación esquistosa y diversamente coloreada. Minerales esenciales: cuarzo,
biotita, moscovita, clorita y otros.
Micaesquisto: igual que el esquisto pero con más cantidad de moscovita. Suele contener también granate.
Gneis: roca de grano grueso y bandeado composicional. Minerales esenciales: cuarzo, feldespato, alcalino,
plagioclasa y biotita.
Mármol: roca no esquistosa de grano grueso o medio y color blanco cuando es puro. Mineral esencial: calcita.
No raya al vidrio y efervece con HCl.
Mármol dolomítico: roca no esquistosa de grano medio o grueso y de color grisáceo. Mineral esencial:
dolomía. No raya al vidrio.
Cuarcita: roca no esquistosa, de grano medio a grueso y color claro. Mineral esencial: cuarzo. Raya al vidrio
y no efervece con HCl.
Eclogita: roca no esquistosa de grano grueso. Minerales esenciales: piroxeno (verde) y granate (rojo).
TEMA 7
GEODINÁMICA INTERNA DE LA TIERRA
LA TIERRA: INTRODUCCIÓN
Forma: su superficie es irregular y se denomina geoide.
Tamaño: la longitud de la circunferencia es de unos 40.000 km aproximadamente. El radio medio de la Tierra
es de 6371 km, siendo 6378 en el Ecuador y 6356 en los polos. El área de su superficie es de 5 · 108 km2 y su
masa es de 5'9 · 1024 kg.
Densidad: la densidad media de la Tierra es de 5'52 gr/cm3. La de las rocas de la corteza es de 2'7 gr/cm3, la
del manto está entre 3'3 y 5'5 gr/cm3 y la del núcleo pasa bruscamente a 10 y a 13'6 gr/cm3 en el centro.
Gravedad terrestre: el valor medio es de 9'8 m/s2. varía en función de la altitud, la latitud, presencia de masas
de diferente densidad... La anomalía positiva ocurre en los océanos y se produce cuando el valor real es
mayor que el teórico. En cambio, la anomalía negativa tiene lugar en las montañas y es cuando el valor real es
menor que el teórico.
Presión terrestre: aumenta con la profundidad, desde el valor cercano a 1 bar hasta 3700 kilobares.
Temperatura: aumenta con la profundidad una media de 3ºC por cada 100 m, a esto se le llama gradiente
geotérmico. En el núcleo es de unos 6000ºC. Las causas del calor interno de la Tierra son: los restos de calor
de formación y la desintegración de isótopos radiactivos.
Campo magnético: tiene estructura de dipolo (norte y sur magnéticos) y no coincide con el eje terrestre (norte
y sur geográficos). El ángulo que forman el polo norte geográfico y el magnético se llama declinación
magnética. Los polos magnéticos han ido variando de posición a lo largo de la historia de la Tierra, incluso
ha habido inversiones magnéticas entre los polos norte y sur magnéticos. De estudiar esto se encarga el
25
paleomagnetismo.
ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA
Se realiza por:
• Estudios geológicos.
• Estudios geofísicos: gravimétricos, geomagnéticos, paleomagnéticos, térmicos, sísmicos...
• Estudios astronómicos: basados en la investigación de meteoritos. Según su composición se
distinguen:
♦ Sideritos: aleación de Fe y Ni en un 98%.
♦ Siderolitos: parecidos a las peridotitas.
♦ Aerolitos o litometeroritos: silicatos, sobretodo piroxeno y olivino.
Según estos datos, la Tierra estará formada por tres zonas de distinta composición:
• Interna (núcleo) ~ sideritos.
• Intermedia (manto) ~ siderolitos.
• Externa (corteza) ~ aerolitos.
Método sísmico
Está basado en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas, que varía con la composición química o
con los cambios estructurales de los materiales que atraviesan. Hay tres tipos de ondas sísmicas:
• Ondas P, primarias o longitudinales.
• Ondas S, secundarias o transversales.
• Ondas L o superficiales.
Vp < Vs < Vl
Un seísmo es una fractura o choque entre las placas que libera una fuente de energía manifestada en las ondas
sísmicas.
Las ondas P vibran en la misma dirección que la propagación de la onda.
4
k + ·µ
3
Vp =
d
El número k es constante y se llama módulo de rigidez del medio, es una constante que se denomina módulo
de incompresibilidad del medio y d es la densidad del medio.
La velocidad de las ondas S se calcula:
26
µ
Vs =
d
Por tanto, a mayor densidad, la velocidad de las ondas es menor. También, la velocidad es proporcional a y
en el caso de tener un medio fluido, la constante es cero y la velocidad de las ondas también es cero, es
decir, no se propagan por medios fluidos.
Como en cualquier onda, en las sísmicas se pueden definir rayos (líneas ideales perpendiculares a los frentes
de onda) que se propagan cumpliendo la ley de Snell:
Sen i V1
=
Sen r V2
Si la Tierra fuera un cuerpo homogéneo, las ondas se transmitirían por él en todas direcciones, sin embargo,
no ocurre así. En realidad, las ondas sísmicas que llegan a los sismógrafos localizados en los puntos más
alejados de un terremoto, viajan a velocidades medias mayores que las que se registran en zonas más
próximas al epicentro. Este aumento de la velocidad con la profundidad es una consecuencia del aumento de
la presión que potencia las propiedades elásticas de las rocas situadas hacia el interior, por ello, los caminos
seguidos por los rayos sísmicos se refractarán.
Como, en general, la velocidad de las ondas aumenta con la profundidad, los rayos se curvarán hasta reflejarse
y volver a la superficie, cosa que ocurre cuando el ángulo de refracción (r) es mayor que el de incidencia (i).
No obstante, en el interior de la Tierra, hay dos capas cuya velocidad de propagación de las ondas son
menores a las de las capas contiguas, de forma que en ellas el ángulo de refracción es menor que el de
incidencia, lo que se traduce en un cambio de la curvatura del rayo sísmico formándose lo que se conoce
como una zona de sombra en la superficie. La zona de sombra provocada por la astenosfera se sitúa entre los
30 y 40 grados del epicentro, mientras que la provocada por el núcleo, se localiza entre los 105 y 140 grados.
Llamamos discontinuidad sísmica a la zona del interior de la Tierra donde la velocidad de las ondas sísmicas
varía bruscamente debido al cambio de composición o estructura de la roca que atraviesa. Las
discontinuidades más importantes son:
• Discontinuidad de Mohorovicik: separa la corteza del manto y se localiza a unos 10 km bajo los océanos y a
unos 30−40 km bajo los continentes. Las ondas P y S viajan a 8 y 5 km/s respectivamente. Entre los 100 y
los 1000 km de profundidad, los aumentos de velocidad no son constantes. De ellas, la más importante se
localiza a 650 km. Se interpreta como un cambio en la estructura y no en la composición del los minerales
del manto para adaptarse al aumento de presión reinante. Este límite sirve para dividir el manto superior del
inferior y antiguamente se conocía como discontinuidad de Repetí.
• Discontinuidad de Gutenberg: se sitúa a los 2900 km, es la más clara e importante de todas. En ella, la
velocidad de las ondas P pasa de 13'5 a 8 km/s y las ondas S dejan de propagarse. Estos dos hechos se
interpretan con la hipótesis de que de un manto inferior sólido, se pasa a un núcleo externo fundido, cuya
incompresibilidad permite el paso de las ondas P pero no de las S. Antes de llegar a los 2900 km, a los 2700
se observa una ligera disminución de la velocidad que se interpreta como pérdida de rigidez del manto
inferior al ponerse en contacto con el núcleo externo. A esta zona (2700−2900 km) se le llama nivel D.
• Discontinuidad de Wiechert−Lehmann: se localiza a los 5120 km. Allí es donde se produce un aumento
repentino de la velocidad de las ondas P que pasa de 10 a 11 km/s, lo que se interpreta como un aumento de
27
la rigidez de la roca, distinguiéndose un núcleo externo fluido y otro interno sólido.
CLASIFICACIÓN GEOQUÍMICA DE LA TIERRA
Corteza
• Es la capa más superficial y constituye un 1% de su masa y el 3% de su volumen.
• Su límite interno lo marca la discontinuidad de Mohorovicik.
• Presenta notables variaciones de espesor: de 6 km en los océanos hasta de 70 en las cordilleras de
montaña.
• De hecho, se trata en dos unidades totalmente diferentes ya que no coinciden ni en densidades ni en el
tipo de roca, ni en sus estructuras.
• Distinguimos:
• Corteza oceánica: es característica de los fondos abisales, tiene una densidad de 3'2 y presenta un nivel
superior de sedimentos, uno intermedio de basaltos y otro inferior de garbos. Este tipo de corteza resulta del
enfriamiento de cámaras magmáticas sobre las que se depositan sedimentos que caen al fondo oceánico. La
edad máxima media de la corteza oceánica es de 18 m.a. Existen algunas variaciones: en las dorsales no hay
capa sedimentaria y las rocas volcánicas tienen un espesor mayor, en los mares interiores la capa de
sedimentos está muy desarrollada...
• Corteza continental: su densidad es de 2'7. Antes se pensaba que estaba dividida en dos capas. Ahora se
supone que un conjunto caótico de rocas plutónicas, volcánicas y sedimentarias más o menos
metamorfizadas en la que , a veces, la composición de la parte superior es de tipo granítico y la inferior, de
tipo gabroide. La corteza de transición se da en las zonas costeras y consiste en una corteza continental
adelgazada por estiramiento y deslizamiento gravitacional durante la fragmentación de un continente.
Manto
• Situado entre la corteza y el núcleo.
• Limite superior: discontinuidad de Mohorovicik.
• Límite inferior: discontinuidad de Gutenberg.
• Espesor: 2900 km, representando el 83% del volumen terrestre y el 65% de su masa.
• Se divide en: superior (hasta los 650 km) e inferior (hasta los 2900 km).
• Densidad: 5'5.
• Composición: rocas peridotitas.
Núcleo
• Situado entre el manto y el centro terrestre.
• Límite superior: discontinuidad de Gutenberg.
• Espesor: 3470 km aproximadamente, representando el 14% del volumen de la Tierra y el 31−32% de
su masa.
• Densidad: al comenzar el núcleo se produce un aumento espectacular de la densidad ya que de 5'5
pasa a 10. Posteriormente, aumenta lentamente hasta 13'5.
• Composición: el núcleo es esencialmente metálico aunque no al 100%. Un 86% es Fe, un 4% Ni y un
10% S.
• División: núcleo externo (2900−5120 km) y núcleo interno (5120−3671 km). Las ondas S no
atraviesan en externo.
• Espesor: interno 1250 km y externo 2220 km.
CLASIFICACIÓN DINÁMICA DE LA TIERRA
28
Litosfera: comprende toda la corteza y una pequeña porción del manto, teniendo un espesor de 100 km
aproximadamente.
Astenosfera: se extiende desde los 100 hasta los 650 km. Desde los 100 hasta los 250 km existe una capa que
se encuentra fundida y que recibe el nombre de canal de baja velocidad, gracias a la cual se van a poder
desplazar más fácilmente los materiales de la litosfera (las placas).
Mesosfera: ocupa todo el manto inferior (650−2900km).
Endosfera: es igual al núcleo del modelo geoquímico.
TEMA 8
ESTRATIGRAFÍA
INTRODUCCIÓN
La estratigrafía es una parte de la geología que estudia e interpreta los procesos registrados en las rocas
sedimentarias que permite conocer la naturaleza y disposición de las mismas, su correlación y ordenación
temporal correcta. Forma parte esencial de la geología histórica y de la paleontología.
PRINCIPIOS BÁSICOS DE LA ESTRATIGRAFÍA
• Principio de la superposición de los estratos (Steno s.XVII)
Cualquier capa superpuesta a otra es más moderna que aquella. Este principio tiene algunas excepciones como
las terrazas fluviales, los pliegues tumbados, los cabalgamientos, los diapiros y las intrusiones ígneas.
• Sucesión farmística (Smith s.XIX)
Los distintos grupos de fósiles no se distribuyen de manera casual, sino que se reparten en el tiempo en un
orden determinado, por lo que los estratos de diferente litología que contengan el mismo fósil, serán de la
misma edad.
• Uniformismo (Hutton s.XVIII)
Las leyes y procesos naturales permanecen uniformes a lo largo del tiempo.
• Actualismo (Lyell)
Los fenómenos que hoy están actuando han producido los mismos efectos en el pasado.
• Simultaneidad de eventos (Hsü 1983)
En la naturaleza siempre han ocurrido eventos raros que han coincidido con grandes catástrofes: cambios
climáticos, grandes terremotos, impacto de meteoritos...; que quedan reflejados en los estratos y que
constituyen un buen criterio de correlación, a veces, a escala mundial.
Objetivos de la estratigrafía
• Identificación de los estratos y establecer la serie estratigráfica.
• Correlacionar distintas series estratigráficas.
29
• Reconstrucción de una cuenca sedimentaria en un momento dado (paleogeografía).
CONCEPTO DE ESTRATO
Es un nivel de litología homogénea depositado paralelo a la inclinación del terreno y separado de otro estrato
por superficie de erosión, por etapas de no sedimentación o por un cambio brusco en el carácter. Dependiendo
del espesor tenemos:
• Lámina: < 1 cm.
• Estrato: > 1 cm.
• Paquete: conjunto de estratos homogéneos.
• Tramo: conjunto de paquetes.
• Formación: conjunto de tramos.
• Serie: conjunto de formaciones. Se representa desde muro (parte inferior) hasta techo (parte superior).
PARÁMETROS DE UN ESTRATO
• Potencia: es el espesor o grosor de un estrato medido del techo al muro perpendicularmente.
• Dirección: es el ángulo que forma una línea horizontal del estrato con la línea Norte−Sur. Se mide en
grados y se suele poner dirigido hacia el Este.
• Buzamiento (inclinación): es el ángulo que forma la línea de máxima pendiente de un estrato con un
plano horizontal. Se simboliza con un número que indica la inclinación y una o dos reglas de puntos
cardinales. Va desde 0 a 90º.
Una serie o sección estratigráfica es la representación ordenada en el tiempo de los estratos que aparecen en
una zona determinada.
FACIES ESTRATIGRÁFICAS
Las facies estratigráficas son un conjunto de características litológicas y paleontológicas que definen a un
conjunto de estrato y que permiten diferenciarlos de los demás.
Ej. Facies calizas con ammonites, facies oxidante/reductora, facies recifal...
Microfacies: conjunto de características litológicas y paleontológicas de una roca vistas al microscopio.
Biofacies: conjunto de características paleontológicas que presentan las rocas.
Litofacies: conjunto de características litológicas de una roca. Los cambios de litofacies se puede producir en
la vertical o en la horizontal.
Horizontal Vertical
Algunos ejemplos de litofacies son:
• Facies de capas rojas (red beds) :
♦ Areniscas rojas nuevas (new red sandstone) : del Pérmico.
♦ Areniscas rojas viejas (old red sandstone): del Devónico.
• Weald y utrillas: formadas por unas arenas que pueden llevar conglomerados y arcillas. Weald es del
Cretático inferior e indica un ambiente deltaico y utrillas es del Cretácico superior e indica un
30
ambiente continental.
• Keuper: características del Triásico superior y representadas por margas, arcillas y yesos versicolores.
Tectofacies: conjunto de características tectónicas que definen un grupo de estratos. Ej.
• Molasa y Flysh: materiales turbidíticos a base de conglomerados, limos y arcillas que se diferencian
en que el Flysh es preorogénico por lo tanto es concordante con el resto de los materiales, mientras
que la Molasa es postorogénica, entonces es discordante.
UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS
No existe un tipo sólo debido a que se usan tres parámetros diferentes que son: litología, fósiles y tiempo.
Unidades litoestratigráficas
Se establecen a través de los caracteres litológicos de las rocas y tienen un carácter práctico, siendo su
principal limitación su relativa extensión lateral. La unidad litoestratigráfica fundamental es la formación que
se define como el conjunto de rocas con unas características determinadas que se pueden dibujar en un mapa
de escala 1:25000. varias formaciones forman un grupo.
Capa < Miembro < Formación < Grupo
Unidades bioestratigráficas
Se establecen según las características de la biozona que se define como el conjunto de estratos caracterizados
por los fósiles que contienen. Las ventajas que presentan estas unidades respecto a las litoestratigráficas, es
que no son repetitivas. El inconveniente es que no todas las rocas presentan fósiles. Una unidad
bioestratigráfica puede englobar a varias litoestratigráficas y viceversa.
Unidades cronoestratigráficas y geocronológicas
En ambas, el tiempo es el parámetro común pero, mientras que las cronoestratigráficas se refieren a estratos
depositados en un tiempo determinado, las geocronológicas son divisiones puramente temporales.
Cronoestratigráficas
Eontema
Eratema
Sistema
Serie
Piso
Cronozona
Geocronológicas
Eon
Era
Periodo
Época
Edad
Crono
TRANSGRESIONES Y REGRESIONES
Una transgresión hace referencia a una invasión del mar sobre el continente, lo que produce un
desplazamiento de la línea de costa hacia tierra. En cambio, en una regresión ocurre que la línea de costa se
desplaza hacia el mar.
Serie transgresiva típica Serie regresiva típica
Caliza y dolomía Conglomerado
31
Marga Arenisca
Limos y arcillas Limos y arcillas
Arenisca Marga
Conglomerado Caliza y dolomía
CORRELACIÓN ESTRATIGRÁFICA
Alude a la equivalencia de edad entre distintos materiales. Gracias a ella se podrá realizar un estudio
paleogeográfico de una amplia zona. Hay una serie de criterios físicos y biológicos para la correlación. Los
biológicos se basan en la presencia de un determinado fósil y los físicos son:
• Autocorrelación: seguimiento del material hasta que se acabe.
• Litológico: se basa en las características que presentan las rocas como color, tamaño, textura...
• Radioisótopos: basado en las dataciones radiométricas.
DISCONTINUIDADES ESTRATIGRÁFICAS
Son interrupciones en los depósitos, es decir, faltan materiales en una columna estratigráfica ideal.
La laguna estratigráfica o hiato es el tiempo geológico que falta en el registro estratigráfico.
En la interrupción sedimentaria que provoca una discontinuidad de distinguen dos procesos: la propia
interrupción de la sedimentación y la posible erosión de los materiales infra−adyacentes que pudiera ocurrir
durante la misma. Ello implica que el tiempo que falta en una discontinuidad puede ser de dos tipos: hiato no
deposicional (tiempo sin depósito) e hiato erosional (tiempo no representado por haberse erosionado durante
la interrupción y que va junto a uno no deposicional).
Tipos de discontinuidades estratigráficas:
• Paraconformidad: se mantiene el paralelismo entre los materiales infra y supra−adyacentes y la
superficie de discontinuidad es como un plano de estratificación.
• Disconformidad: los materiales infra y supra−adyacentes mantienen el paralelismo pero la superficie
de interrupción se encuentra ondulada por la erosión.
• Discordancia: los materiales infra−adyacentes presentan un buzamiento distinto al de los
supra−adyacentes y entre el plegamiento de los infra y el depósito de los de arriba hubo una etapa
erosiva.
Existen diferentes tipos de discordancias:
• Intraerosiva: superficie de separación ondulada.
• Finierosiva: superficie de separación recta.
• Progresiva: es aquella que se va amortiguando hacia una determinada zona.
• Litológica o inconformidad: los materiales infra−adyacentes no son sedimentos, sino ígneos o
metamórficos.
TEMA 9
TECTÓNICA
32
INTRODUCCIÓN
La tectónica es la parte de la geología encargada de estudiar los esfuerzos producidos en las rocas y los
efectos resultantes.
Mecánica de las rocas:
• Esfuerzo: las rocas de la corteza están sometidas a distintos tipos de esfuerzos que pueden ser
compresivos o distensivos. Consideremos en la corteza una pequeña porción de superficie (S) con
cualquier orientación que se encuentre rodeando a un punto (M) y sometida a una fuerza (F).
Llamamos esfuerzo a:
dF
=
dS
También se puede definir esfuerzo como la cantidad de fuerza que actúa sobre una cantidad de roca
cambiando su forma y/o su volumen.
• Deformación: es el cambio de forma y/o volumen de una unidad de roca provocada por el esfuerzo.
El esfuerzo puede permanecer constante cualquiera que sea la orientación de éste o puede variar. Cuando no
varía, el esfuerzo se llama isótropo y puede ser representado por una esfera de radio . Cuando el esfuerzo
varía con la orientación, se obtiene un elipsoide cuyos radios corresponden a los esfuerzos máximo, medio y
mínimo (, , ).
Relación entre esfuerzo y deformación
Dicha relación se conoció gracias a experimentos realizados en el laboratorio que consistieron en colocar una
probeta de roca sometida a esfuerzos compresivos y distensivos.
Posteriormente se estudiaron las curvas de esfuerzo−deformación y se comprobó que variaban en función de
la roca. El comienzo de la curva se corresponde a una recta de fuerte pendiente, lo que va a indicar que la
deformación es poco importante. Esta primera etapa corresponde al llamado dominio elástico, porque si se
interrumpe el esfuerzo, la roca recupera su forma.
Si aumenta el esfuerzo, vemos que la curva aparece más tendida, por lo que la deformación será mayor. Se
dice que estamos en el dominio plástico porque si se interrumpe el esfuerzo, la roca no recupera su forma. Si
se sigue aumentando el esfuerzo, la roca pasa del dominio plástico a la rotura. Si antes de romperse la
deformación ha sido pequeña se le llama competente y si no, incompetente.
Cada roca tiene su curva de esfuerzo−deformación propia. Hay que tener en cuenta un factor adicional ante la
deformación de la roca como es la presión litostática o confinante que es debida al peso de los materiales que
una roca tiene encima. Ante un determinado esfuerzo, una roca se pliega o se fractura.
PLIEGUES
Son ondulaciones que se producen en las rocas, fundamentalmente en las sedimentarias.
Elementos de un pliegue:
33
• Plano axial o superficie axial: es el plano o superficie que divide al pliegue simétricamente.
• Eje del pliegue: es la intersección del plano axial con la superficie topográfica. No siempre es
rectilíneo.
• Ángulo de inmersión: lo forma la horizontal con el eje del pliegue.
• Flancos: cada uno de los lados del pliegue que quedan separados por el plano axial.
• Charnela: punto de máxima curvatura de un estrato.
• Línea de charnela: pasa por todas las charnelas de cada estrato que componen el pliegue.
• Cresta: es el punto más elevado aunque no tiene que coincidir con la charnela.
• Valle: punto más bajo de un pliegue.
Conceptos previos:
• Antiforme: un pliegue antiforme es aquel en el que las superficies plegadas se separan hacia abajo.
• Sinforme: las superficies plegadas se separan hacia arriba.
• Anticlinal: es aquel en cuyo núcleo se encuentran los materiales más antiguos. Generalmente, tiene
forma antiforme.
• Sinclinal: en su núcleo se sitúan los materiales más modernos. Generalmente, tiene forma sinforme.
Los pliegues se pueden clasificar en función de dos puntos de vista:
• Clasificación geométrica
• Según el plano axial:
• Recto: el plano axial es vertical y charnela y cresta coinciden.
• Inclinado: el plano axial presenta una pequeña inclinación, aunque los flancos buzan en sentido
opuesto.
• Tumbado: los dos flancos buzan en el mismo sentido. Uno se llama normal y al otro invertido cuyo
buzamiento es superior a 45º.
• Volcado: los dos flancos buzan en el mismo sentido. Uno se llama normal y al otro invertido cuyo
buzamiento es menor a 45º.
• Acostado: los dos flancos buzan en el mismo sentido. Uno se llama normal y al otro invertido cuyo
buzamiento es igual a 0º entonces su plano axial es horizontal.
Hay casos extremos en los que podemos obtener pliegues invertidos, de manera que un anticlinal pueda
aparecer como un falso sinclinal y viceversa. También se puede expresar como anticlinales sinformes o
sinclinales antiformes.
• Según la potencia de sus flancos:
• Isopacos: aquel en el que los flancos presentan la misma potencia.
• Anisópacos: con flancos de distinta potencia. Distinguimos:
• Estirado: cuando uno de los flancos se estira sin llegar a romperse.
• Laminado: cuando se estira hasta el punto de romperse por lo menos, un estrato.
• Pliegue−falla: un flanco se rompe según una superficie de fractura.
• Cabalgante: un flanco se rompe según una superficie de fractura siendo la separación de los flancos
superior al anterior.
1.3. Según el buzamiento de los flancos:
• Simétrico: los flancos buzan lo mismo.
• Asimétrico: los flancos no buzan lo mismo.
34
• Según su longitud
• Anticlinal o sinclinal: cuando la longitud es igual o superior a dos veces la anchura.
• Braquianticlinal o braquisinclinal: si la longitud está entre la anchura y el doble de la misma.
• Domo o cubeta: cuando la longitud es sensiblemente igual a la anchura.
• Otros:
• Angulares (Cheuron): son aquellos cuyas charnelas son muy agudas.
• En abanico o en champiñón: los flancos presentan buzamientos opuestos a los normales. En el caso
de anticlinales, flancos buzan hacia dentro y en sinclinales hacia fuera.
• En cofre: tienen los flancos verticales y crestas horizontales.
• En rodilla o monoclinales: parece que sólo hay un flanco.
• Clasificación genética
2.1. Origen tectónico
• De compresión: provocados por esfuerzos horizontales y son los más frecuentes.
• De distensión.
• De inclusión magmática.
2.2. Origen no tectónico
• De gravedad: provocados por deslizamientos.
• De reacciones químicas: como cuando se pasa de anhidrita a yeso.
• Según el comportamiento en profundidad
♦ Concéntricos: son aquellos en los que los estratos mantienen el espesor pero no la forma. Son
típicos de rocas sedimentarias.
♦ Similares: los estratos mantienen la forma pero no el espesor, ya que se adelgaza en los flacos
y se engruesa en las charnelas. Son típicos de rocas metamórficas.
♦ Supratenuados: los plancos pierden buzamiento hacia la superficie.
DISARMONÍA: DIAPIROS Y DOMOS SALINOS
La disarmonía es el plegamiento diferencial de una capa respecto a otra por medio de
desplazamientos a lo largo de planos de estratificación. La roca que se pliega de manera desordenada
se llama incompetente y a la otra competente. Las rocas incompetentes tienden a plegarse en las
charnelas de los anticlinales que se encuentran hinchadas por este motivo. Casos de disarmonía:
♦ Diapiros: son estructuras formadas por materiales incompetentes (margas, yesos, arcillas,
sales...) susceptibles de perforar las rocas supra−adyacentes, debido a esfuerzos tectónicos.
♦ Domos salinos: es un caso similar pero de material salino, y su ascenso se debe a la
diferencia de densidad.
ASOCIACIONES DE PLIEGUES
Generalmente, los pliegues no están aislados sino que se agrupan formando asociaciones complejas.
Los ejemplos más típicos son:
♦ Anticlinorio: conjunto de pliegues que dibujan un gran anticlinal.
♦ Sinclinorio: conjunto de pliegues que dibujan un sinclinal.
Anteclisa: anticlinal de grandes dimensiones.
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Sineclisa: sinclinal de grandes dimensiones.
Isoclinales: aquellos cuyos flancos tienen la misma inclinación, es decir, planos axiales paralelos.
Eyectivo: anticlinales estrechos separados por amplios sinclinales.
Deyectivo: sinclinales y anticlinales de las mismas dimensiones.
FRACTURAS
Se definen como roturas producidas en las rocas cuando se supra el límite de plasticidad.
Diaclasas
Son fracturas sin desplazamiento de las partes afectadas. Pueden tener cualquier posición o tamaño.
No suelen ir solas, se asocian formando dos familias que dan un ángulo cuya bisectriz menor indica la
dirección del esfuerzo.
♦ Clasificación geométrica: basada en la posición de la diaclasa respecto a la estratificación.
♦ De estratificación: paralela a la estratificación.
♦ De rumbo o dirección: paralelas a la dirección de la estratificación.
♦ De inclinación: perpendiculares a la dirección de estratificación.
♦ Oblicuas: su dirección no tiene relación con la estratificación.
♦ Clasificación genética:
♦ Tensión: son paralelas a las fuerzas que tienden a separar las rocas. Las grietas de desecación
de las arcillas y la disyunción columnar de basaltos son típicos ejemplos.
♦ Extensión: son perpendiculares a los ejes de los pliegues.
♦ Relajación: son paralelas a los planos axiales de los pliegues.
Fallas
Son fracturas con desplazamiento relativo de los bloques fracturados.
Elementos de una falla:
♦ Labios: cada una de las partes separadas una vez que ha actuado la falla. Está el levantado y
el hundido.
♦ Plano de falla: superficie según la cual se ha producido la fractura y realizado el
desplazamiento. Viene definido por su dirección y su buzamiento.
♦ Espejo de falla: plano de falla que llega a estar pulido por consecuencia de la fricción.
♦ Brechas de falla: a veces, sobre el plano de falla pueden aparecer rocas trituradas por la
fricción entre los labios.
♦ Estrías: aparecen sobre el plano de falla. Indican la dirección del desplazamiento de los
labios. Una estría está caracterizada por el ángulo (raque) que forma con una línea horizontal
sobre el plano de falla.
♦ Salto de falla: es el desplazamiento real producido tras una falla entre los dos bloques. Se
descompone:
◊ Salto en dirección: medido según la dirección de la falla.
◊ Salto de buzamiento: medido según la línea de máxima pendiente del plano de falla.
Éste, se descompone en:
⋅ Salto transversal: mide el alargamiento o acortamiento de la corteza terrestre
según se trate de una falla normal o inversa respectivamente.
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⋅ Salto vertical: mide la diferencia de altura entre los dos labios.
Tipos de fallas:
Normal o directa: es aquella cuyo plano de falla buza sobre el labio hundido. El plano de falla suele
tener un buzamiento superior a los 45º y se produce en etapas distensivas. El esfuerzo máximo ocurre
en la vertical, el medio y el mínimo en la horizontal, estando el medio según la dirección de la falla.
El esfuerzo máximo forma, con los dos posibles planos de falla, ángulos inferiores a 45º.
Inversa: es aquella cuyo plano de falla buza sobre el labio levantado. Son fallas de menos de 45º que
se forman en etapas compresivas. El esfuerzo máximo está en la horizontal y perpendicular al plano
de falla. El medio también está en la horizontal pero en la dirección del plano de falla, mientras que el
mínimo se sitúa en la vertical. El esfuerzo máximo forma con los dos posibles planos de falla ángulos
de 30º.
De desgarre o en dirección: el plano de falla es vertical y el desplazamiento ocurre e la horizontal. El
esfuerzo máximo se sitúa en la horizontal según la dirección de la falla y mínimo también en la
horizontal pero perpendicular a la dirección. El medio es vertical. Dependiendo en el sentido en el que
se produzca el desplazamiento pueden ser de dos tipos:
Diestras o destrosas Siniestras o sinestrosas
Un tipo especial de falla de desgarre es la falla transformante, que se da en las dorsales oceánicas
que acercan la parte central que se había separado por la expulsión de materiales ígneos.
Vertical: el plano de falla es vertical, siendo un caso parecido a una falla normal.
Dependiendo de la disposición de los estratos a los que afectan, las fallas pueden ser:
♦ Conforme: los estratos buzan en la misma dirección que el plano de falla.
♦ Contraria: los estratos buzan en sentido contrario al plano de falla.
♦ Transversal: la dirección de los estratos es perpendicular a la de falla.
♦ Direccional: la dirección de los estratos es paralela a la dirección de la falla.
Fallas rotacionales o en tijera: son aquellas en las que uno de los bloques gira sobre una zona
determinada del plano de falla.
Fallas complejas: son aquellas en las que se asocian desplazamientos verticales y horizontales.
Se refleja la mezcla de fallas dependiendo del ángulo de raque y se nombran con dos palabras:
♦ > 45º: hace referencia a la componente vertical = normal o inversa.
♦ < 45: hace referencia a la componente horizontal = destrosa o sinestrosa.
Asociaciones de fallas
Las fallas no suelen ir solas, sino asociadas, formando generalmente dos familias que se disponen
subperpendiculares. Un juego de fallas se observa mejor que el otro. Las asociaciones más
importantes son:
♦ Fosa o Graben: es una asociación de fallas normales que limitan una zona hundida.
♦ Pilar o Horst: limitan una zona levantada.
♦ Fallas antitéticas: falla perpendicular a la sintética.
♦ Fallas sintéticas: falla normal paralela a una gran falla.
CABALGAMIENTOS Y MANTOS DE CORRIMIENTO
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Estos conceptos explican el que sobre unos materiales modernos podían estar situados otros más
antiguos. Cuando el desplazamiento de los materiales antiguos es inferior a 5 km de denomina
cabalgamiento y si es de mayor envergadura, se llama manto de corrimiento.
En los cabalgamientos, tanto los materiales cabalgantes como los cabalgados pueden pertenecer al
mismo dominio paleogeográfico. En los mantos de cabalgamiento no.
Al lugar de procedencia del material cabalgante se le llama patria, a los materiales que cabalgan
alóctonos y los cabalgados autóctonos.
Cuando un manto de corrimiento se ve sometido a la erosión pueden aparecer dos estructuras:
♦ Ventana tectónica: una porción de autóctono se rodea de alóctono.
♦ Isleo tectónico o klippe: cuando una porción de alóctono, se rodea de autóctono.
ESTILOS TECTÓNICOS
En la superficie de la Tierra, los pliegues y las fallas no se reparten homogéneamente, sino que hay
zonas donde predominan unos u otros obteniéndose así, diferentes estilos tectónicos.
Zócalo o basamiento: materiales metamorfizados y/o granitizados pertenecientes a ciclos orogénicos
antiguos.
Cobertera: materiales sedimentarios depositados durante el último ciclo orogénico.
Por ello, entre ambos hay una importante discordancia y su litología hace que tengan
comportamientos distintos a esfuerzos: el zócalo tiende a fracturarse y la cobertera a plegarse.
♦ Estilo tectónico germánico: materiales del zócalo están afectados por fallas escalonadas que
darán lugar a fosas o pilares.
♦ Estilo tectónico jurásico: la cobertera se encuentra completamente separada del zócalo y
forma una asociación de pliegues más o menos paralelos o simétricos, en la que los
anticlinales se corresponden con las cumbres y los sinclinales con los valles.
♦ Estilo tectónico sajónico: la cobertera y el zócalo se pliegan conjuntamente viéndose
afectados por fallas y pliegues.
♦ Estilo tectónico alpino: presencia de mantos de corrimiento debido a que hay una cobertera
muy plástica.
REPRESENTACIONES DE ESTRUCTURAS EN MAPAS GEOLÓGICOS
Anticlinal
Anticlinal con ángulo dirigido
Anticlinal deducido
Anticlinal tumbado
Sinclinal
Sinclinal con ángulo dirigido
Sinclinal deducido
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Sinclinal tumbado
Domo
Cubeta
Falla normal
Falla inversa
Falla de desgarre
Falla vertical
Ventana tectónica
Isleo tectónico
TEMA 10
OROGÉNESIS Y TEORÍAS OROGÉNICAS
INTRODUCCIÓN
En función de las deformaciones que presentan, en los continentes se pueden distinguir dos zonas:
♦ Cratones o escudos: son estables, formados por rocas ígneas y metamórficas de edad
precámbrica y sin cobertura sedimentaria. La plataforma es cuando un escudo tiene cobertura
sedimentaria.
♦ Orógenos: cordilleras de plegamiento que suelen situarse en los bordes de los continentes.
Son inestables y la mayor manifestación de energía interna de la Tierra. Éstos no se
distribuyen al azar, sino que siguen una serie de normas en el tiempo y en el espacio.
El tiempo que tarda en formarse una cadena montañosa es lo que se llama ciclo orogénico. A lo largo
de dicho ciclo existen unas fases de plegamiento y otras de tranquilidad.
Los ciclos orogénicos más importantes son:
♦ Cadomiense y Huroniano o Careliano en el Precámbrico.
♦ Caledoniano y Herciniano en el Paleozoico.
♦ Alpino en el Mesozoico y Cenozoico.
TEORÍAS OROGÉNICAS
Una teoría orogénica intenta explicar la formación de las montañas y de donde proviene la fuerza.
Hay dos grupos de teorías:
♦ Fijistas o verticalistas: están en desuso.
♦ Movilistas u horizontalistas: destacan la deriva continental, expansión del fondo oceánico y la
de las placas tectónicas.
DERIVA DE LOS CONTINENTES
Fue enunciada por Alfred Wegener (1910−1920). Partió de la similitud que había entre las costas de
África y América del Sur. En su hipótesis, los continentes actuales serían el resultado de la
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fragmentación de un supercontinente al que llamó Pangea con separación o deriva de los fragmentos
resultantes. Aportó una serie de pruebas:
♦ Litológicas: las grandes estructuras geológicas se continuaban a ambos lados del Atlántico.
♦ Petrológicas.
♦ Paleontológicas: fueron contundentes. Encontró un pequeño reptil fluvial a uno y otro lado
del Atlántico de la misma edad.
♦ Paleoclimáticas: basadas en la presencia de tillitas (sedimentos de origen glaciar) en países
que ahora se sitúan en el ecuador o en los trópicos.
♦ Geodésicas: Wegener presentó una serie de medidas del posicionamiento de Groenlandia
respecto de Europa con lo que pretendió demostrar que ambas masas de tierra estaban
separándose a razón de 32 m/año. Posteriormente, pensó que era excesiva y en uno a sus
viajes a Groenlandia muere.
♦ Geofísicas: basadas en la teoría de la isostasia que supone que el sustrato sobre el que se
apoya la corteza está fluido. Wegener sostenía que si los continentes podían moverse en la
vertical sobre este sustrato, no había motivo que impidiera hacerlo también horizontalmente,
siempre que hubiera una fuerza que los desplazara.
Wegener define a los continentes y a los océanos como unidades independientes. Posteriormente a
Wegener, se aportan otras pruebas para corroborar su teoría como las del interior de la Tierra
aportadas por Gutenberg en 1959 que descubrió que la astenosfera pudiera ser el nivel fundido que
describe Wegener.
Entonces, para Wegener existía un solo continente al final del Paleozoico al que se le oponía un único
océano llamado Pantalasa. Posteriormente, la Pangea se fragmenta en tres grandes unidades: el
continente Noratlántico y el Chinosiberiano que se desplazan al Norte y Godwana, que viaja al Sur.
En medió quedó el mar Thetis que todavía persiste y es el Mediterráneo. La explicación a las
preguntas claves de cómo se forma la montaña y la fuerza de donde proviene dijo:
Como motor de la deriva sugirió que los continentes flotaban sobre el fondo marino que era pastoso y
permitía su desplazamiento. La fuerza centrífuga de rotación de la Tierra y la atracción del Sol y la
Luna, habría bastado para empujar los continentes desde el Este al Oeste. Según él, las cordilleras se
producían por el efecto de proa de los continentes en su frente de avance por deriva. Dicho frente se
plegaría por efecto de la fricción sobre el fondo oceánico.
La teoría es válida pero falla en la formación de las montañas y el origen de la fuerza.
EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
En 1960, Hess enuncia esta teoría. Observó que la distribución de los materiales sedimentarios en las
zonas oceánicas presentaban irregularidades. Así, en las inmediaciones de las dorsales apenas había
sedimentos encontrándose rocas volcánicas. A medida que nos alejábamos de las dorsales hacia los
continentes, la cubierta sedimentaria era mayor. Pero también, ocurre que la edad de los sedimentos
más antiguos es menor cuanto más o acercamos a la dorsal, es decir, la distribución de los sedimentos
indica que antiguamente, la sedimentación era posible en zonas progresivamente más amplias.
También, al estudiar las propiedades magnéticas de cerca de las dorsales se encontraron con una
distribución de las anomalías del campo magnético muy significativas, la cual eran unas bandas
paralelas y simétricas a la dorsal (se obtuvo en magnetitas).
La ordenación de todos estos datos forman la teoría de Hess, según la cual, las dorsales son zonas de
ascenso de material (basalto) del manto que se derrama lateralmente generando litosfera oceánica que
ensancha poco a poco, la amplitud del océano, separando los continentes que están a ambos lados de
la dorsal. Con esta idea, se explican: la escasez y edad de los sedimentos, las anomalías magnéticas y
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la coincidencia de las costas. Con todo esto se sabe que el Atlántico empezó a separarse hace 200 m.a.
TEORÍA TECTÓNICA GLOBAL O DE LAS PLACAS TECTÓNICAS
Ha sido enunciada por varios científicos donde destacan: Wilson, Morgan, Bird, Mc Kenzie, Dietz y
Le Pichon.
Una placa es cada una de las partes en las que se puede dividir la litosfera siendo como unas losas
rígidas de unos 100 km de espesor.
Los continentes se mueven como bloques rígidos y encajados en materiales sólidos que son
empujados lateralmente y no empujados a la deriva como decía Wegener o que flotan en el fondo.
Aquí, lo que se mueve es la placa, tenga o no encima continente. Hay siete grandes placas: Pacífica,
América del Norte, América del Sur, Africana, Euroasiática, Indoaustraliana y Antártica. Además,
hay otras de menor envergadura: Nazca, Cocos, Caribeña, Filipina, Adriática, Egea y Persa. Hay
placas continentales, marinas y mixtas. Las dimensiones varían a lo largo del tiempo.
Hay tres tipos de límites entre placas:
♦ Constructivos: se genera corteza oceánica (dorsales).
♦ Destructivos: zonas de subducción.
♦ Pasivos o conservadores: las placas se deslizan lateralmente a favor de fallas transformantes.
La corteza continental que viaja en una placa no suele penetrar en la zona de subducción debido a su
baja densidad. Suele permanecer en la superficie y cuando llega al borde, se deforma intensamente
formando pare de una cordillera montañosa.
Pruebas a favor de la teoría
Oceánicas
♦ Las que hacen referencia al volumen y a la distribución de sedimentos en las cuencas
oceánicas (teoría de la expansión).
♦ Edad de la corteza oceánica (teoría de la expansión).
♦ Bandeado magnético (teoría de la expansión).
♦ Sismicidad: las ondas sísmicas, además de reflejar las propiedades de las rocas por las que
pasan, delatan cómo se movió la falla que las produjo, permitiendo reconstruir su mecanismo
focal. Así, los mecanismos focales de los terremotos que se dan en las dorsales indican
distensión. Los que ocurren en bordes destructivos indican compresión y en las fallas
transformantes, indican desplazamiento lateral. Además, la distribución de los seísmos a
escala mundial no es aleatoria y viene a coincidir con los límites de placas. La línea más
importante de seísmos y erupciones es el cinturón de fuego del Pacífico, donde la placa
Pacífica subduce bajo la Americana y la Euroasiática.
♦ El flujo térmico en las cuencas oceánicas pone de manifiesto que en las dorsales, el calor
llega a ser 50 veces superior al de las llanuras abisales. Por el contrario, en las fosas oceánicas
es sólo la mitad de la media.
Continentales
♦ Encajamiento de la Pangea.
♦ Paleontológicas, litológicas y paleoclimáticas.
♦ Paleomagnetismo.
♦ Sismicidad en la zona de subducción: la subducción de una placa se efectúa según planos
inclinados que reciben el nombre de planos de Benioff, que en superficie se reflejan por las
41
fosas oceánicas. Esa placa puede llegar a profundidades de 700 km, donde sus materiales son
asimilados por el manto. Los focos sísmicos, en el plano de Benioff, se distribuyen a lo largo
de dicho plano. La mayor parte de los seísmos son de origen distensivo, debido a la atracción
propia de la placa. En profundidad, algunos son compresivos debido a la resistencia que
encuentra la placa que subduce. En superficie, se dan de los dos tipos por la acción de fallas
normales e inversas.
Movimiento de las placas
Dicho movimiento de unos cm al año se hace a partir del llamado polo euleriano. Geométricamente,
las placas son sectores esféricos que se mueven sobre la superficie de una esfera. Dos placas
separadas por una dorsal comparten un polo de rotación o euleriano.
Todos los puntos de una placa contienen igual velocidad angular, pero su velocidad lineal aumenta
con la distancia al polo de rotación. En conjunto, los límites de placas corresponden a dos lotes: uno
que implica crecimiento y otro que induce a la reducción.
En cuanto al mecanismo del movimiento de las placas se interpreta que tiene lugar por los efectos de
salida de material ígneo por las dorsales, lo que produce un empuje lateral divergente a ambos lados
de la misma. Se han emitido distintas teorías en cuanto al movimiento de las placas que se agrupan
den dos apartados:
♦ Teoría de las placas pasivas: se describe la hipótesis clásica de la convección, en la que la
litosfera es transportada sobre células convectivas de mayor o menor envergadura. Para
algunos autores, son de 700 km de profundidad, por lo que recibe el nombre de teoría de
placa pasiva de convección profunda. Para otros, son menos profundas, y se llama teoría de
placa pasiva de convección somera o advección.
♦ Teoría de placas activas: dice que la placa participa en el movimiento de alguna manera. Hay
dos posibilidades:
◊ Teoría del empuje: dice que la salida de basalto que se inyecta de forma forzada en
las dorsales, obliga a la placa a desplazarse. Dicho desplazamiento es favorecido por
plumas convectivas que surgen de puntos calientes y que hacen como de lubricantes
en el desplazamiento de la placa.
◊ Teoría del arrastre: la densificación del basalto de la placa que subduce crea un peso
extra que tira del resto de la placa. Las plumas convectivas, si salen a la superficie,
pueden formar islas volcánicas, que tienen una cierta peculiaridad y es que se van
alejando del punto caliente a medida que se desplaza la placa. El punto caliente puede
originar un rosario de islas cuyas edades serán mayores cuanto más lejos están del
punto caliente. No todas las islas volcánicas se forman de la misma manera, como las
Canarias, cuyo origen está asociado a grandes fallas. Tampoco todas las islas son
volcánicas, porque por ejemplo, las Baleares son continentales. Un punto caliente
puede surgir en cualquier sitio.
Ciclo de Wilson
Explica los principios básicos de la tectónica de placas. Comienza con la fracturación de una masa
continental por zonas de debilidad llamadas zonas de Rift, que tienden a romperlo formando corteza
oceánica en medio de las partes. La expansión oceánica, por la actuación de la dorsal, hace que los
continentes se separen progresivamente. En los bordes de los mismos, se acumulan gran cantidad de
sedimentos cuando en ellos hay subsidencia.
Una etapa posterior es en la que ocurre la subducción. En primer lugar, y por efecto de los empujes
laterales, se forma una falla inversa en la que la corteza continental cabalga sobre la oceánica al ser
menos densa. En este momento se forma un límite de placas por el plano de Benioff.
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A partir de ahí, ocurren intensas deformaciones en esa zona de contacto, produciendo orógenos. El
proceso evolutivo puede continuar hasta que dos cortezas continentales choquen (fenómeno de
obducción) donde ambas quedan soldadas y la corteza oceánica se pierde bajo la unión.
Bordes destructivos
Son zonas de convergencia de placas en la que se destruye la que subduce. La que cabalga se le llama
borde de placa activo puesto que en ella ocurren deformaciones acompañadas de magmatismo y
metamorfismo que formarán un orógeno. También es una zona sísmica. Según el tipo de corteza que
corresponda a cada una de las placas que convergen en la zona de subducción se pueden formar
distintos tipos de bordes constructivos:
♦ Convergen 2 placas oceánicas: se forma un arco de islas como las islas Aleutianas. Un arco
de islas es un rosario que se dispone paralelo a un continente en forma arqueada, con el lado
cóncavo mirando a tierra. Está formado, fundamentalmente, por rocas volcánicas y se origina
por la colisión de ambas cortezas oceánicas.
♦ Convergen, una oceánica con otra oceánica pero cerca del continente: también se origina un
arco de islas como las del Japón o las Filipinas y un mar interior que delimita el continente y
el lado cóncavo del archipiélago. Algunos investigadores japoneses abogan que en el mar
interior se produzca una extensión del arco que es una pequeña dorsal.
♦ Subducción en el límite y bajo un continente en la que choca corteza oceánica con
continental: se produce un orógeno llamado ortotectónico o andino.
♦ Chocan 2 continentales: se forma otro orógeno denominado paratectónico o de tipo
Himalaya.
Plano de Benioff
Su forma se ha conocido gracias a los focos sísmicos que en muchos casos, al conocer
simultáneamente la inclinación del plano y la velocidad de subducción, se ha establecido una estrecha
dependencia entre esta velocidad y el buzamiento del plano de Benioff.
Los planos de Benioff muy tendidos se corresponden con velocidades de subducción muy altas,
mientras que los que tienen un buzamiento muy grande se deben a velocidades bajas. Cuando están
muy buzantes, domina la gravedad sobre los esfuerzos laterales y viceversa.
Bordes constructivos o dorsales
Una dorsal es una gran alineación montañosa, de 60.000 km de larga por 1000 km de ancha y entre 1
y 2 km de alta en cuya zona central se localiza una fosa tectónica o rift que separa la dorsal en dos. En
dicha zona se distinguen tres partes:
♦ Zona neovolcánica: mide 1 km de longitud aproximadamente.
♦ Zona de grietas: de hasta de 2 km a ambos lados de la anterior.
♦ Zona de graderías tectónicas: a los lados de las grietas.
Las características más importantes de las dorsales son:
♦ Están afectadas por fallas transformantes.
♦ La zona neovolcánica presenta una intensa actividad sísmica e ígnea y un elevado gradiente
geotérmico, lo que hace suponer que a poca profundidad, debe encontrarse una zona fundida.
♦ Escasos sedimentos cerca de la dorsal que van aumentando conforme nos alejamos.
♦ Las rocas volcánicas de las dorsales son más modernas que las que están alejadas.
♦ El bandeado magnético simétrico respecto de las dorsales.
Islandia es la dorsal oceánica emergida. Una dorsal incipiente es la zona de los grandes lagos de
43
África, que no llegó a desarrollarse como tal. Esto se observa en la edad de las rocas magmáticas.
TEMA 11
EL TIEMPO EN GEOLOGÍA
INTRODUCCIÓN
Uno de los objetivos más importantes de la estratigrafía y de la geología histórica es determinar la
edad de un suceso geológico y de las rocas que lo registran. La determinación de la edad se puede
hacer a dos niveles: absoluto o relativo.
Geocronología: es una parte de la estratigrafía encargada de determinar la edad de un suceso. La
relativa se basa en el principio de la superposición de estratos. La absoluta intenta dar la edad exacta
de un acontecimiento de la roca que lo contiene y para ello existen distintos métodos que se agrupan
en dos apartados:
• No radiactivos: son poco fiables y destaca el basado en el espesor de los sedimentos y la velocidad de
sedimentación. Otro método es que se basa en las barbas glaciares que son una láminas claras y
oscuras que van alternando y que se forman durante la época de hielo y deshielo de un glaciar. La
dendrocronología estudia los anillos de crecimiento de los árboles.
• Radiactivos: son muy fiables. Se basan en que en la naturaleza existen isótopos de muchos elementos,
que son inestables y se transforman en otras estructuras de distinto peso atómico pero estables. La
velocidad con que ocurre esto es constante e independiente de otras variables físicas o químicas. Se
calcula mediante la fórmula:
1 H H: número de átomos del elemento hijo
t = · ln 1 +
♦ P P: número de átomos del elemento padre
es el periodo de semidesintegración que se define como el tiempo que tarda en reducirse a la mitad
la sustancia radiactiva inicial con formación de otras estable.
Carbono 14: en las altas zonas de la atmósfera, se forman C14 a partir de N14 como consecuencia del
bombardeo de neutrones procedente de los rayos cósmicos que sufre éste. El C14 se difunde por el
aire y el agua del océano formando C14O2 que pasa a formar parte de los organismos de manera que
un individuo tiene siempre una proporción característica de C14 y C12.
DIVISIÓN DEL TIEMPO GEOLÓGICO
Tiempo
geológico
(m.a.)
Eratema
Sistema
Serie
Holoceno
Pleistoceno
65 − 1'8
Cenozoico o
Terciario
Neogeno (22'5
Plioceno
− 1'8 m.a.)
Mioceno
Paleógeno (65
Oligoceno
− 22'5 m.a.)
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Eoceno
Paleoceno
230 − 65
Mesozoico o
Secundario
570 − 230
Paleozoico
4000 − 570 Precámbrico
Cretácico (141
Superior
− 65 m.a.)
Inferior
Jurásico (195
Malm
− 141 m.a.)
Dogger
Lías
Triásico (230
Superior
− 195 m.a.)
Medio
Inferior
Pérmico (280
Superior
− 230 m.a.)
Inferior
Carbonífero
(347 − 280
Superior
m.a.)
Inferior
Devónico
(395 − 347
Superior
m.a.)
Medio
Inferior
Silúrico (435
Superior
− 395 m.a.)
Inferior
Ordovícico
(500 − 435
Superior
m.a.)
Inferior
Cámbrico
(570 − 500
Superior
m.a.)
Medio
Inferior
Alonquico
(4000 − 2600
m.a.)
Arcaico (2600
− 570 m.a.)
TEMA 12
PALEONTOLOGÍA
45
INTRODUCCIÓN
La paleontología es una ciencia que está a caballo entre la geología y la biología que estudia la vida
en el pasado geológico. La herramienta fundamental de estudio son los fósiles. Se considera un fósil a
cualquier resto de organismo o de actividad orgánica que se encuentre en el registro geológico:
huesos, dientes, conchas, hojas, huellas, madrigueras, defecaciones...
Suelen encontrarse en yacimientos paleontológicos que casi siempre están en rocas sedimentarias. La
mayoría de estas rocas son marinas, aunque también las hay terrestres. Excepcionalmente, puede
haber fósiles en rocas metamórficas de bajo grado como pizarras y también en rocas volcánicas.
Se llama fósil característico o guía a aquel que reúne las siguientes condiciones:
♦ Rápida evolución (animal que vive poco tiempo).
♦ Extensa área de dispersión.
♦ Fácil fosilización.
Un fósil banal es aquel, que aún cumpliendo las dos últimas condiciones anteriores, no cumple con la
primera, es decir, vive mucho tiempo.
PRINCIPIOS BÁSICOS DE LA PALEONTOLOGÍA
Actualismo paleontológico
Los fósiles debieron regirse por las mismas leyes biológicas que los seres vivos actuales.
Anatomía comparada
Establece diferencias y analogías entre organismos.
Correlación orgánica (Cuvier)
Relaciona diversos órganos de un ser vivo de tal forma que no sólo puede ser reconocido por
cualquier parte de su cuerpo, sino que además podemos deducir cómo serán las restantes.
Cronología relativa
Es el principio de superposición de estratos.
PROCESO DE FOSILIZACIÓN
Después de muerto, un organismo se destruye en un tiempo más o menos corto, por la acción
combinada de agentes mecánicos, oxidaciones, bacterias y microorganismos. Para que esto no ocurra
debe quedar rápidamente incluido en un material protector que lo preserve de la atmósfera y de los
microorganismos pero aún así, es difícil encontrar las partes blandas.
El verdadero proceso de fosilización supone una serie de transformaciones químicas que reemplacen
la materia orgánica por materia mineral, generalmente calcita, sílice o pirita. El que sea uno u otro
mineral depende de las condiciones físico−químicas ambientales. Por regla general, sólo fosilizan las
partes esqueléticas de los organismos, perdiéndose los órganos blandos por procesos bacterianos.
TAFONOMÍA
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La palabra tafonomía significa ley de la tumba. Es una rama de la paleontología que estudia cómo se
forma el yacimiento paleontológico. La mayoría de las veces, los organismos al morir, sufren un
transporte que los desplaza de su sitio de fallecimiento. Tales fósiles se consideran alóctonos, en
contraposición de los autóctonos, formados en el mismo sitio donde vivían como son arrecifes de
coral, banco de ostras, una turbera, una caliza nummulítica... Por regla general, un yacimiento se
forma por la mezcla de fósiles autóctonos y alóctonos.
Etapas en la formación de un yacimiento
En una parte de la biosfera existe una fauna viva que constituye una biocenosis. De ahí se pasa a la
acumulación de restos formando lo que se llama una tanatocenosis. En este proceso se eliminan las
especies raras, poco numerosas por una simple ley de estadística, de manera que una tanatocenosis
contendrá un término medio de la biocenosis y por regla general, sólo estarán representadas las
formas más abundantes.
A continuación, a las formas propias de la zona se les unen otras transportadas de lejos, que habrán
perdido por el camino las formas grandes, pequeñas, flotantes...; y la suma de todos ellos, una vez
enterrados forman la tafocenosis.
Después ocurre la fosilización en la que se eliminan las formas sin esqueleto, larvarias, con esqueleto
cartilaginoso o quitinoso, vegetales poco lignificados... El final es la formación de un yacimiento
paleontológico llamado orictocenosis.
DESCRIPCIÓN DE LOS FÓSILES MÁS IMPORTANTES
Foraminíferos
Son protozoos con un núcleo y un protoplasma. Además presentan un aparato pseudopodial y una
concha mineralizada en muchos de ellos. Sus dimensiones varían entre menos de un mm y más de 14
cm. La concha presenta distintos tipos de ornamentación como son espinas, tubérculos, costillas... La
mayoría son marinos bentónicos y vivían libres sobre el fondo aunque también hay un 3%
planctónico.
Los foraminíferos más importantes son:
♦ Fusilínidos: con una concha en forma de melón y el género más conocido es Fusilina que
data del Carbonífero y del Pérmico.
♦ Orbitolínidos: el género más conocido es Orbitolina del Cretácico y su concha presenta
forma de sombrero chino.
♦ Alveolínidos: el género más relevante es Alveolina del Cretácico.
♦ Nummulítidos: con su género estrella Nummulites del Paleógeno.
Graptolites o graptolitos
Son los restos fósiles de organismos marinos coloniales durante el Cámbrico hasta el Carbonífero. Se
encuentran en gran abundancia en las pizarras del Paleozoico superior. Algunos formaban colonias
ramosas complejas. Su tamaño oscila entre varios mm hasta 1 m. Una colonia estaba formada por
numerosos individuos llamados zooides cada uno de los cuales, se alojaba en una cavidad llamada
teca. Varias tecas formaban una rama o estipe y varias ramas originan un rabdosoma.
Dependiendo de su forma de vida se dividen en tres tipos:
♦ Planctónicos: eran la mayoría y presentaban modificaciones en sus estructuras que les servían
47
de flotador.
♦ Bentónicos: adoptando forma arbustiva.
♦ Incrustantes: vivían dentro de la roca.
Destacan los géneros: Monograptus, Diplograptus, Tetragraptus y Filograptus que dependen de la
forma de las ramas.
Trilobites
Representan el grupo más importante de los artrópodos fósiles. Su nombre hace referencia a que su
esqueleto está formado por tres lóbulos, uno central o raquis y dos laterales o pleuras. Sus
dimensiones oscilan entre 0'1 y 70 cm siendo la media 5 cm.
Poseían un par de antenas y numerosos apéndices similares entre sí, que contenían las branquias y que
se situaban en la base. A causa de su crecimiento por mudas, los restos de trilobites son abundantes.
Vivieron desde el Cámbrico hasta el Pérmico, es decir, toda el Paleozoico. Se conocen 1500 géneros
repartidos en 150 familias. En su morfología se diferencian tres partes además de la trilobulación:
♦ Cefalón (cabeza): se encuentran las líneas de sutura que es el lugar por donde se abría para la
muda. El área comprendida entre las suturas en dirección al centro se llama cranidio. Éste, a
su vez, está formado por la parte central sobresaliente llamada glabela y las partes laterales
fixígena. Desde la línea de sutura hacia fuera tenemos la librigena. Junto a la sutura se
encuentran los ojos que son compuestos. La parte posterior del cefalón puede alargarse
formando las espinas genales.
♦ Tórax: está formado por un número variable de segmentos torácicos articulados, entre 2 y 61.
Cada segmento consta de una zona central (raquis) y dos laterales (pleuras). Estos segmentos,
por su parte central presentan los apéndices anteriormente citados y también pueden tener
espinas pleurales.
♦ Pigidio: es la parte más posterior. Es variable en cuanto a tamaño, forma y segmentación.
Vivían en medios marinos, bentónicos y de plataforma sobre fondos arenosos o fangosos. Por la
forma de su cuerpo, se deduce un hábito reptante. Eran detritívoros y tenían facilidad de enrollarse
sobre sí mismos ante una situación de peligro.
Algunos géneros son: Agnostus (Cámbrico), Paradoxides (Cámbrico), Illaenus (Orodovícico),
Calymene (Ordovícico) y Phacops (Devónico).
Braquiópodos
Son invertebrados marinos, bentónicos, cuyas partes blandas están cubiertas por una concha
bivalvada, calcárea, en la mayoría de las especies. Se han descrito más de 30.000 especies, de las que
sólo el 10% vive actualmente. Presentan dos valvas diferentes entre sí de dimensiones desiguales
aunque sus mitades son simétricas según un plano perpendicular al plano de unión de ambas valvas.
La concha de los braquiópodos puede presentar diversos elementos ornamentales como estrías y
costillas que se disponen radialmente y también pliegues y líneas de crecimiento que están
concéntricamente. También pueden tener tubérculos y gránulos.
Interiormente, en estos organismos, destaca el lofóforo, que es un órgano complejo que forma el
aparato respiratorio y sirve también para capturar el alimento. Dicho lofóforo está sustentado por un
soporte calcáreo llamado braquidio. Su morfología es muy variada: forma de lazo, lámina, espiral...
Otra estructura es el pedúnculo, que es un cuerpo carnoso que sale por la concha por un orificio
48
llamado foramen y que sirve para agarrarse al sustrato. No todos los braquiópodos tienen foramen.
Una tercera característica sobre los músculos que tienen, es que les permiten girar la concha en todas
las direcciones, y se encuentran insertados en el interior de las valvas. También abren y cierran la
valva.
Algunos géneros importantes son: Atripa, Anathyris y Spirifer del Devónico, Rhynchonella y
Terebratula del Mesozoico−Cenozoico y Pygope del Malm−Cretácico inferior.
Celentéreos o cnidarios
Son conocidos del Precámbrico hasta nuestros días, habiéndose descrito más de 2800 géneros. Dentro
del phyllum hay tres clases con representantes actuales, destacando por su importancia la clase
Anthozoa. Estos son marinos, solitarios o coloniales, donde están incluidos la mayoría de los fósiles y
de organismos actuales. El número y la simetría de los tabiques es el principal criterio para dividir la
clase en numerosos grupos.
Dentro de este grupo tenemos:
♦ Tabulados: son corales coloniales destacando el género Favosites del Devónico.
♦ Rugosos o tetracoralarios: son corales solitarios o coloniales en los que los septos
principales se insertan en número de cuatro o sus múltiplos. Son del Paleozoico. Los géneros
más importantes son: Zaphrentis (Carbonífero), Acervularia (Devónico) y Calceola
(Devónico).
♦ Hexacoralarios o escreractinios: son solitarios o coloniales, cuyos tabiques se organizan en
número de seis o sus múltiplos. Están incluidos todos los corales pospaleozoicos y actuales.
Destacan los siguientes géneros del Cretácico: Cyclolithes, Placosmilia y Diplocteium.
Moluscos
Para clasificar a los moluscos fósiles recurrimos a las características de su concha. Este phyllum tiene
distintas clases de las que las más importantes son los escafópodos, gasterópodos, lamelibranquios y
cefalópodos. Todos son del Paleozoico hasta nuestros días.
Escafópodos: presentan características intermedias entre gasterópodos y lamelibranquios. Poseen una
concha externa en forma de tubo cilindrocónico abierta por ambos extremos. Tienen un pie blando en
forma de pala que saca por el extremo inferior. Por el superior sacan un doble sifón. Aparecieron en el
Ordovícico y llegan hasta nuestros días, siendo el Holoceno su época de máximo desarrollo. El género
más conocido es Dentallium que aparece en el Eoceno y llega hasta nuestros días.
Bivalvos, pelecípodos o lamelibranquios: la única característica común es la presencia de dos valvas
en este grupo, que es un esqueleto externo carbonatado. Son marinos y pueden presentar una
ornamentación muy variada. La charnela, situada entre las dos valvas, sirve para abrir y cerrar la
concha ayudada por músculos internos y reforzados por la presencia de dientes y ligamentos. Los
géneros más importantes son:
♦ Mesozoico−Actual: Cardium, Mytilus, Pecten, Chlamys y Ostraea.
♦ Lías: Gryphaea.
♦ Jurásico−Actual: Arca, Trigonia, Spondylus, Venus y Panopaea.
♦ Cretácico−Actual: Solen.
♦ Mioceno−Actual: Pectunculus.
Los rudistas son organismos que vivieron durante el Cretácico que presentan dos valvas asimétricas,
una grande, gruesa y alargada y otra pequeña que sirve como tapadera. Destacan los géneros
Hippurites y Radiolites.
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Gasterópodos: tienen una concha externa enrollada en espiral, asimétrica, siendo su característica
común que su masa visceral sufrió un proceso de torsión durante su proceso evolutivo. Es la clase más
numerosa, ya que hay más de 150.000 especies distintas. Están adaptados a todos los hábitats.
Aparecen en el Cámbrico y llegan hasta nuestros días. Los géneros que más destacan son:
♦ Cretácico−Actual: Conus.
♦ Terciario−Actual: Patella, Haliotis y Murex.
♦ Eoceno−Actual: Cerithium y Turritella.
♦ Mioceno−Actual: Cripaea, Strombus, Helix y Planorbis.
Cefalópodos: su nombre se debe a un número variable de brazos alrededor de la cabeza. Son los
moluscos más especializados y de organización más elevada, destacando sus ojos que son igual de
complejos que los de vertebrados. Aparecen en el Cámbrico y llegan hasta nuestros días. Sus
representantes son: orthoceras, ammonites y belemnites. Algunos cefalópodos tienen concha externa,
otros la tienen interna y algunos carecen de ella.
La concha externa, cuando aparece tiene un doble papel: protección de las partes blandas y aparato
hidrostático para la flotación, equilibrio y desplazamiento del animal. Sus dimensiones actuales son
muy variadas, desde 2 cm hasta 20 m, de hecho, son los invertebrados de mayor tamaño que existen.
Por regla general, presentan una concha formada por una sola pieza enrollada o recta y dividida en
cámaras o septos, pero conectada por un cordón carnoso llamado sifúnculo que constituye la
prolongación del manto del animal y que pasa de una cámara a otra a través de una abertura
denominada cuello sifonal.
La primera cámara se llama protoconcha y corresponde al estado embrionario del cefalópodo. La
última cámara formada se llama cámara de habitación, que es lugar donde vive el animal. El resto
recibe el nombre de fragmocono.
Algunos cefalópodos no tienen concha y otros la tienen interna. El éxito evolutivo de los cefalópodos
se ha asociado siempre a la flotabilidad de la concha que le permite desplazarse con facilidad. La
forma externa de la concha es muy variada, llamándose a las rectilíneas ortoconos y a las enrolladas
cirtoconos. Los cirtoconos pueden tener una tendencia evoluta (cuando se ven todas las vueltas) o
involuta (cuando la última vuelta cubre a las anteriores), aunque pueden darse casos intermedios
(concha convoluta).
Se llama ombligo a la concavidad central. A la unión de los septos con la pared interna de la concha
forma una cicatriz llamada línea de sutura. Los cefalópodos se clasifican en 7 subclases de las que
las más importantes son:
Ortoceráticos: comprenden formas ortogónicas, aparecen en el Cámbrico y llegan hasta el Triásico y
su género más representativo es Orthoceras (Silúrico−Triásico).
Nautiloideos: aparecen en el Ordovícico y llegan hasta hoy. Su género actual es Nautilus donde las
líneas de sutura son rectas o ligeramente curvadas.
Coleoideos: aparecen en el Carbonífero y llegan hasta nuestros días. Pueden presentar concha externa,
interna o carecer. Todos los cefalópodos actuales menos Nautilus pertenecen a este grupo y también
los extinguidos belemnites. Éstos presentaban una concha interna dividida en tres partes: rostro,
fragmocono y prostraco. El rostro es un cilindro macizo, formado por carbonato cálcico con forma
de proyectil. Su extremo anterior presenta una cavidad que está ocupada por el fragmocono. El
prostraco es una prolongación del fragmocono a modo de lengua. Destacan dos géneros: Belemnites
(Mesozoico) y Duvalia (Cretácico).
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Ammonoideos: presentan una concha cirtocónica, planispiralada que puede ser evoluta o involuta y
con diferentes ornamentaciones como costillas, tubérculos, espinas, carena...; siendo la línea de sutura
un carácter de importancia sistemática porque ya no es sencilla, sino que presenta sillas y lóbulos.
Se consideran 3 tipos importantes de suturas:
♦ Goniatítica: es la menos evolucionada, se da en las formas paleozoicas (Devónico y
Carbonífero) y presenta forma ondulada con sillas y lóbulos enteros.
♦ Ceratítica: presenta sillas y lóbulos dentados. Es típica de los ammonites del Permo−Triásico.
♦ Ammonítica: con lóbulos y sillas dentados. La tendencia es de mayor complejidad de sutura.
También se llama hoja de perejil.
El nombre de ammonites ha quedado sólo para las formas mesozoicas. Los géneros más importantes
son: Goniatites y Manticoceras (Paleozoico); Ceratites (Permo−Triásico); Dactylioceras, Amaltheus
e Hildoceras (Lías); Oppelia (Dogger); Macrocephalites y Perisphinctes (Malm); Calliphylloceras
(Jurásico); Lytoceras y Phylloceras (Mesozoico).
Equinodermos
Son invertebrados marinos, bentónicos o excepcionalmente pelágicos. Se conocen unas 20.000
especies de las cuales una ¼ parte viven actualmente. En este gran grupo se encuentran las estrellas de
mar, los erizos, los pepinos de mar, las ofiuras, los lirios de mar... Dentro del phyllum tenemos:
♦ Crinoideos: con un cuerpo pequeño, cubierto de placas que forman el cáliz o teca y un
pedúnculo mediante el cual se fijan al sustrato. Del cáliz salen brazos largos adaptados a la
captura del alimento. Destaca el género Crinus de Jurásico.
♦ Equinoideos: presentan una simetría pentámera radial, que en algunos casos puede pasar a
bilateral. Los géneros más importantes son: Cidaris, Micraster, Hemiaster y Heteraster del
Cretácico; Clypeaster y Scutella del Mioceno; Encope del Cuaternario; Schizaster y
Conoclypeus del Eoceno; y Echinocorys del Cretácico−Eoceno.
TEMA 13
LAS ERAS GEOLÓGICAS
EL PRECÁMBRICO
♦ Duración: comprende todo el tiempo anterior al Cámbrico, por lo que presenta una duración
de 4030 m.a. (4600−570 m.a.) y es el 87% de todo el tiempo geológico.
♦ División: el tiempo se divide en dos grandes eones, el Criptozoico y el Fanerozoico. El
precámbrico abarca todo el Criptozoico. Éste se subdivide en: Azoico, Arquezoico y
Proterozoico. Los dos primeros abarcan 2000 m.a. y el tercero 2030.
♦ Paleogeografía: en el Proterozoico, los materiales no estaban aún totalmente rígidos debido a
que todavía no existía una diferenciación entre las distintas capas del planeta y la corteza aún
no estaba del todo formada. Cuando esto se consigue, se forman los escudos que en principio
fueron 5: escandinavo, siberiano, africano, brasileño y canadiense.
♦ Orogenias: se cree que ocurrieron dos limitando al Proterozoico. La inferior es la huroniana
(lago hurón) o careliana y la superior es la cadomiense o assintica (separa materiales
precámbricos de los cámbricos). En España, hay algunas zonas precámbricas como Cantabria,
Galicia, Asturias y los montes de Toledo.
♦ Paleontología: lo que caracteriza al Precámbrico es la ausencia de fósiles. Cabe citar algunas
bacterias, algas, anélidos, celentéreos..., encontrados en las montañas del Ediácara
(Australia).
PALEOZOICO
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♦ Duración: abarca 340 m.a. (570−230 m.a.)
♦ División: se divide en 6 periodos.
◊ Cámbrico.
◊ Ordovícico. Inferior
◊ Silúrico.
◊ Devónico.
◊ Carbonífero. Superior
◊ Pérmico.
♦ Orogenias: a lo largo del Paleozoico ocurren dos orogenias, una en el inferior llamada
Caledoniana (su nombre alude a Escocia) y otra en el superior denominada Herciniana (se
refiere a los montes del Hertz en Europa Central). Cada una de ellas tiene distintas fases de
plegamiento, quedando el Devónico sin actividad. La orogenia Caledoniana afecta a casi toda
Europa mientras que en España apenas tuvo relevancia. La Herciniana fue de mayor
importancia y afectó a Europa es dos direcciones fundamentalmente: una NO−SE y otra
NOR−SO. En España surgen alineaciones tectónicas orientadas de Noroeste a Sudeste en toda
la mitad de la península y una notable inflexión de dirección N−NE que forma la llamada
rodilla asturiana. También origina los Pirineos, la Meseta Central y la cordillera Cantábrica.
Fuera de Europa, la orogenia Herciniana forma los Urales, los Apalaches y en Sudáfrica, el
cabo de Buena Esperanza. En el Devónico se produce una importante transgresión y la
sedimentación detrítica llamada Old Red Sandton y en el Pérmico, el New Red Sandton.
Excepcionalmente, en la parte occidental de América del Norte no afecta ninguna de estas
orogenias. El Paleozoico se presenta horizontalmente y discordante frente al Precámbrico.
♦ Paleogeografía: en el Paleozoico inferior hay una serie de escudos y dos cinturones
orogénicos (Mesogeo y Circunpacífico). En el superior, como consecuencia de la orogenia
Caledoniana ocurre la unión de varios escudos de la parte Norte y en el Carbonífero−Pérmico,
como consecuencia de la Herciniana se produce la unión de todos los continentes en una
única masa llamada Pangea.
♦ Paleontología: la característica del Paleozoico es la gran eclosión de especies, tanto marinas,
como posteriormente terrestres. A la gran variedad de invertebrados hay que añadir el
desarrollo de los peces y la posterior adaptación a la vida aérea (fenómeno conocido como
tetrapodia). Por su parte, los vegetales, representados al principio sólo por algas, eclosionan
en el Devónico con las plantas palustres (pantanosas) que tendrá su máximo desarrollo en el
Carbonífero.
♦ Fauna:
◊ Protozoos: destaca el grupo de las fusulinas.
◊ Celentéreos: están los tetracoralarios.
◊ Graptolites: viven durante el Ordovícico y el Silúrico.
◊ Braquiópodos: Spirifer, Atripa, Anathyris...
◊ Artrópodos: un grupo importante son los Gigantostráceos, que están desaparecidos,
eran de vida marina, median 1cm de longitud y recuerdan a los escorpiones. En
cuanto a insectos, fueron abundantes en el Carbonífero, destacando el grupo de los
Odonatos. Otro grupo son los Trilobites.
◊ Moluscos: los más relevantes fueron los cefalópodos que se desarrollan durante el
Ordovícico y el Silúrico.
◊ Equinodermos: están representados por varios grupos, destacando los Crinoideos.
◊ Vertebrados: los primeros parece que eclosionaron en el Ordovícico y derivados de
un grupo de equinodermos con simetría bilateral y cuerpo aplastado llamados
Carpoideos. De ello proceden los dos primeros grupos de peces:
⋅ Agnatos (Ostracodermos): no tienen mandíbula.
⋅ Gnatostomos (Placodermos): poseen mandíbula. De este grupo derivan los
Elasmobranquios (tiburones) y los Teleostos (peces con esqueleto óseo).
Los primeros anfibios aparecen el Devónico superior. Una rama de éstos (Estegocéfalos) dará lugar,
52
en el Carbonífero, a los reptiles, que al final de la era alcanzan dimensiones considerables. De estos
primitivos reptiles citaremos dos grupos por su futura importancia evolutiva:
♦ Tecodontos: grandes reptiles.
♦ Pelicosaurios: que formarán los teromorfos y de ellos los primeros mamíferos.
♦ Fauna: está representada por las plantas humedales que se inician en el Silúrico y se
desarrollan en el Carbonífero. Las más importantes son los helechos, licopodios y equisetos.
Alcanzan un porte arbóreo. Las gimnospermas aparecen en el Carbonífero y su grupo más
importante, las Coníferas, lo hacen en el Pérmico.
MESOZOICO
♦ Duración: 165 m.a. (230−65 m.a.)
♦ División: Triásico (35 m.a.), Jurásico (Lías, Dogger y Malm = 55 m.a.) y Cretácico (Inferior y
Superior = 75 m.a.)
♦ Orogenias: durante la era secundaria apenas hubo actividad orogénica. A lo largo de esta era y
la terciaria la orogenia que predominó fue la Alpina, pero en el Mesozoico su actividad fue
poco importante, sobretodo en Europa. Sin embargo, en América produjo el levantamiento de
los Andes y de las Montañas Rocosas.
♦ Paleogeografía: viene marcada por la tectónica de placas que tras la Pangea, comienza a
separar los continentes y formar nuevos océanos. En un principio había tres grandes
continentes: Noraltántico, Angara y Gondwana.
♦ Paleontología: el Mesozoico se inicia por un cambio climático muy importante que trae
consigo la segunda crisis biótica si consideramos la del Precámbrico como la primera, donde
se pasó de una vida anaerobia a otra aerobia. Esta segunda crisis se produjo durante el
Triásico. En el Jurásico se estabiliza el clima, produciéndose una gran eclosión de las especies
a partir de las que había, sin crearse nuevos phyllums. Desaparecen los Trilobites,
tetracoralarios, goniatites, paleogasterópodos..., y aparecen los crustáceos, decápodos,
hexacoralarios, ammonites, neogasterópodos... En conjunto, el Mesozoico se caracteriza por
el neto predominio de los moluscos, sobretodo de cefalópodos, ammonites y belemnites. Le
siguen por importancia, braquiópodos, equínidos y hexacoralarios. Dentro de los vertebrados,
los grandes reptiles.
♦ Fauna:
◊ Protozoos: Orbitolinas (Cretácico).
◊ Celentéreos: hexacoralarios como Diploctenium, Cyclolithes y Placolmilia.
◊ Braquiópodos: Spirifer, Rhynchonella, Anathyris, Terebratula, Zeilleria, Pygope,
Atripa...
◊ Moluscos: ammonites y belemnites.
◊ Equinodermos: Cidaris, Micraster, Hemiaster, Heteraster, Echinocorys...
◊ Vertebrados: reptiles, aves y mamíferos. Los peces teleósteos se desarrollan a lo largo
de la era y en el Cretácico encontramos las actuales sardinas. Mientras, los anfibios
han quedado reducidos a tamaños inferiores apareciendo urodelos y haluros.
Las aves y mamíferos se consideran descendientes de los decodontos, aunándose en un grupo, en el de
los samópsidos del que luego se separarán. Las primeras aves tuvieron evidentes caracteres reptilianos
(garras y dientes). En cuando a los reptiles, destaca el grupo de los dinosaurios por sus grandes
dimensiones que pueblan casi todos los ambientes. Los primeros mamíferos aparecen en el Triásico
con formas no placentadas. Los auténticos mamíferos aparecen en el Cretácico, siendo equivalentes a
los que hoy son insectívoros.
♦ Flora: lo más destacado es la aparición del ciclo estacional que se refleja en el tronco de las
coníferas, con anillos anuales de crecimiento. Hay un neto predominio de las gimnospermas
que comprenden grupos exclusivos de la época: Bennetitales y Cicadales. Se inicia el
desarrollo a gran escala de las coníferas: Sequoia, Ginkgo y Arancaria. No obstante, persisten
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las criptógamas vasculares como helechos y equisetos. Al principio del Cretácico aparecen las
angiospermas, concretamente las dicotiledóneas (magnolia, lauros, populus...). En el terciario
aparecerán las monocotiledóneas mediante las palmeras. Al final del Cretácico, las
angiospermas dominan sobre las gimnospermas y es también cuando se produce la tercera
crisis biótica.
CENOZOICO
♦ Duración: 65 m.a.
♦ División:
Oligoceno
Paleógeno (40 m.a.) Eoceno
Paleoceno
Plioceno
Neógeno (25 m.a.)
Mioceno
♦ Orogenias: la más importante es la Alpina, responsable de la mayoría de los relieves actuales
de Europa y Asia. Comienza en el Eoceno y termina en el Mioceno medio, dando lugar al
plegamiento de las cordilleras que bordean el Mediterráneo y también al Himalaya.
♦ Paleogeografía: se parece a la actual.
♦ Paleontología: eclosión del gran desarrollo de los mamíferos, además de desaparecer
numerosos grupos como ammonites, belemnites, reptiles, rudistas...
♦ Fauna:
◊ Protozoos: nummulites, alveolinas.
◊ Moluscos: hay mucha variedad como los Escafópodos: Dentallium; Bivalvos: Solen,
Gryphaea, Pectunculus; Gasterópodos: Conus, Murex, Helix, Planorbis...
◊ Equinodermos: Clypeaster, Scutella, Schizaster, Conoclypeus...
◊ Mamíferos: es la gran eclosión de este grupo que seguirá teniendo dimensiones
pequeñas hasta el Neógeno.
♦ Flora: se asemeja a la actual. Aparecen las monocotiledóneas que dan a los herbívoros su
alimentación básica.
CUATERNARIO
Se divide en Holoceno y Pleistoceno y tiene una duración de 2 m.a.
TEMA 14
LA HIDROSFERA
GEODINÁMICA EXTERNA
Estudia los procesos geológicos externos utilizando la energía del Sol y la fuerza de la gravedad.
Se define hidrosfera como una capa discontinua que aparece en la superficie de la Tierra y que
comprende océanos, mares, lagos, ríos, glaciares, aguas atmosféricas y subterráneas. Puede
encontrarse en estado sólido, líquido o gaseoso.
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Los océanos cubren el 70'5% de la superficie de la Tierra y representan más del 97% de la masa de la
hidrosfera, siguiéndole los glaciares y el agua subterránea. Lo más importante de la hidrosfera es que
el agua está en continuo movimiento, siendo el mayor flujo de una sustancia en la naturaleza. Esta
circulación constituye el llamado ciclo hidrológico que está impulsado por la energía del Sol. El agua
(P) procedente de las precipitaciones se reparte de la siguiente manera:
♦ Escorrentía superficial (Es).
♦ Infiltración (I).
♦ Evapotranspiración (Ev).
La evaporación en los océanos es de 320.000 km3 al año. La de la litosfera es de 60.000 km3 al año
dando una evaporación total de 380.000 km3. Las precipitaciones son por igual en los océanos y en
los continentes quedando en circulación unos 36.000 km3 al año, que va a producir la erosión de la
litosfera y finalmente llegará al mar. En esta circulación, la atmósfera representa el nexo vital entre
océanos y continentes. En todo proceso cíclico tiene que haber una igualdad entre pérdidas y
ganancias.
P = Es + I + Ev
La relación entre la escorrentía, la infiltración y la evapotranspiración depende de varios factores:
condiciones climáticas, tipo de roca, tipo de suelo, la pendiente del terreno, la vegetación...
Los factores de infiltración y escorrentía, aunque dependen de las mismas variables, lo hacen en razón
inversa.
Los 4 términos se pueden conocer:
♦ P: se mide con los pluviómetros.
♦ Es: mediante el aforo de las corrientes superficiales que permite conocer la cantidad de agua
de sus cauces por una cantidad de tiempo.
♦ Ev: mediante fórmulas y por evaporímetros.
♦ I: se calcula por diferencia a partir de los datos anteriores.
La capacidad de una corriente de agua para erosionar y transportar materiales está relacionada con su
velocidad, siendo los factores que la determinan el caudal, la forma, el tamaño y gradiente del mismo.
TORRENTES
Son cursos de agua con escasa longitud y fuerte pendiente. La mayor parte del tiempo no llevan agua.
Las partes de un torrente son:
♦ Cuenca de recepción: con forma de abanico y formada por una serie de barrancos que
alimentan al torrente.
♦ Canal de estiage: es el cauce principal del torrente.
♦ Cono de deyección: lugar donde se depositan los materiales arrastrados.
La acción de un torrente es erosiva y la forma del barranco es de V.
Tipos de torrentes:
♦ Alpinos o nivales: se alimentan de las zonas glaciares.
♦ Pirenaicos o niduo−pluviales: con dos avenidas, una fluvial en la época de lluvia y otra por
consecuencia del deshielo.
♦ Pluviales: relacionados con las lluvias.
♦ Ramblas: torrentes especiales porque su canal de estiage es más ancho de lo normal.
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RÍOS
Se definen como corrientes continuas de agua con una pendiente media inferior al 3%. En todo río se
distinguen tres partes:
♦ Curso alto: es donde mayor pendiente hay y el agente predominante es la erosión.
♦ Curso medio: predomina el transporte, el cual puede ser por suspensión, saltación, arrastre,
flotación o disolución.
♦ Curso bajo: donde la acción predominante es la sedimentación de los materiales
transportados.
Todo río presenta un perfil longitudinal que va desde su nacimiento hasta la desembocadura y en el
que la pendiente va disminuyendo a medida que nos alejamos de su nacimiento. El punto más bajo se
llama nivel de base que puede ser absoluto (si es el nivel del mar) o intermedio (si es a un afluente, a
un lago o a otro río).
El cauce del río es modificado lentamente por efectos de la erosión y el transporte de los materiales
que tienden a suavizar la pendiente.
Se llama perfil de equilibrio a un perfil ideal que representa hasta donde podría profundizar el río en
su cauce si no erosionara ni transportara materiales. La curva que lo representa es tangente en su
extremo inferior al nivel de base y cuando éste se altera, repercute en todo el curso del río, haciendo
que se encaje más en el terreno.
El perfil longitudinal y el de equilibrio nunca llegan a coincidir debido a las variaciones del nivel de
base, el cual puede variar por diversas causas: movimientos orogénicos, tectónicos o variaciones
climáticas.
En el curso alto, el perfil transversal adopta una forma de V cerrada que se va abriendo a medida que
el río avanza en su curso. Esta abertura depende de la litología. En el curso medio, el valle se
ensancha bastante, adoptando forma de artesa en la cual se puede distinguir una llanura de inundación
en las épocas de crecida. En el curso bajo, el río pierde su acción erosiva y discurre por amplios valles
que en momentos de venidas, inundan las llanuras donde depositan materiales limosos formando la
vega.
En la parte superior de un curso de agua, la acción erosiva es intensa y a medida que se profundiza, el
cauce se desplaza hacia detrás (sentido opuesto a la corriente) fenómeno llamado erosión
remontante. Como consecuencia, las líneas divisorias de agua son inestables y cambian con el
tiempo de manera que un río o torrente, puede capturar a otro por este motivo. Otra manera de captura
es por derrame. Esto ocurre cuando el curso de agua recibe gran cantidad de agua y su potencia es tal
que obliga a depositar los materiales. Su lecho se eleva de tal modo que rebasa una de sus orillas y
vierte sus aguas a un río que circula topográficamente por debajo.
Accidentes de un río
Cascadas: es un salto brusco del cauce del río. Su efecto geológico más importante es la erosión
remontante y los desplomes originados al erosionar la base del escalón. Cuando la cascada es de
grandes dimensiones se llama catarata, la cual evoluciona perdiendo pendiente y originando los
rápidos. Las cascadas, suelen darse en curso alto y medio y pueden deberse a fracturas, diferencias
litológicas y también a cambios en el nivel de base.
Meandro: curvas que describe el río en su tramo medio o bajo, producidas por alguna barrera u
obstáculo en el cauce que desvíe la corriente de agua como un resalte rocoso, un accidente tectónico...
56
Pueden ser libres o encajados. Los primeros se producen cuando las sinuosidades se producen a la
altura del terreno mientras que los segundos van más profundos que la superficie topográfica. La
velocidad de la corriente es máxima en la parte cóncava y mínima en la convexa, lo que se traduce en
una erosión en la primera y una sedimentación en la segunda. Todo ello lleva a un desplazamiento de
la curvatura hacia fuera y en dirección de la corriente produciendo meandros divagantes. El proceso
erosivo puede continuar hasta producir el estrangulamiento del meandro y la rectificación del curso
del río, que da lugar a los meandros abandonados.
Terrazas fluviales: son depósitos escalonados de aluviones que se presentan a diferentes alturas a
ambos lados del cauce del río y que corresponden a épocas de gran capacidad de sedimentos seguidas
de etapas erosivas. Las más elevadas y alejadas del río son más antiguas que las que están abajo y
cerca. El origen parece vincularse a cambios climáticos como los producidos en el cuaternario con
glaciaciones y periodos interglaciares. En estos últimos, se producen importantes avenidas que
depositan gran cantidad de aluviones en los valles mientas que en la época glaciar baja el nivel de
base lo que hace que el río se encaje y erosione quedando encajado en los aluviones anteriormente
depositados.
Deltas: son depósitos de materiales detríticos medios y finos depositados por un río en su
desembocadura. La sedimentación deltaica se caracteriza porque los depósitos formados adoptan
estratificación cruzada. Los inferiores tienden a una posición horizontal sobre los cuales se depositan
otros inclinados y finalmente otros subhorizontales. La forma típica de un delta es triangular con la
base mirando hacia el mar aunque no siempre es así. A medida que el delta va creciendo, el gradiente
de la corriente fluvial disminuye lo que provoca la obstrucción del cauce por medio de sedimentos. En
consecuencia, el río busca un nuevo camino, lo que hace que el cauce principal se divida en otros más
pequeños llamados distribuidores, lo que en conjunto le va a conferir la forma triangular. También
hay deltas lobulados, redondeados, digitados... Cuando la desembocadura de un río se ve sometida a
las corrientes marinas no se produce sedimentación, ya que dichas corrientes llevan los sedimentos
mar adentro. Éste es el caso de un estuario.
Ciclo fluvial
La red fluvial se modifica con el tiempo adaptándose a la topografía y a las estructuras geológicas
pero a su vez, va modificando el relieve y el paisaje. Se considera que un río pasa por tres etapas a lo
largo de su historia:
• Juventud: donde predomina la acción erosiva vertical.
• Madurez: donde la principal acción es la erosión pareal (lateral), los valles se ensanchan, se forman
las vegas y aparecen los meandros.
• Vejez: es río está próximo al perfil de equilibrio.
El estado final de equilibrio en todo relieve constituye la penillanura.
LAGOS
Son depresiones continentales ocupadas por agua de forma permanente. Dependiendo de su origen se
clasifican en:
♦ Tectónicos: formados por fallas, plegamientos...
♦ De barrera: producidos por el taponamiento de un valle a causa de una morrena, una colada
volcánica, movimientos de ladera, sedimentación fluvial...
♦ De erosión: originados por procesos erosivos como erosión glaciar, meandros abandonados,
disolución y hundimiento de calizas...
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♦ Volcánicos: formados en la caldera de un volcán.
♦ Cuencas endorreicas: son depresiones topográficas donde concurren corrientes. También
pueden ser provocados por la salida a la superficie del nivel freático de un acuífero.
Los lagos tienden a desaparecer con el tiempo. Los aportes de agua proceden de precipitaciones,
manantiales, afluentes, niveles freáticos...
Pueden perder agua por: porque de allí nazca un río, evaporación, infiltración subterránea o por
acción antrópica.
El lago puede desaparecer por procesos erosivos del emisario, cuencas endorreicas (evaporación,
aumento de salinidad...), colmatación por parte de sedimentos...
Los sedimentos que llegan al lago proceden fundamentalmente, de ríos y serán gravas, arenas, limos,
arcillas..., en general, material detrítico. También es frecuente la presencia de cienos orgánicos de
color negro que se depositan en invierno mientras que en verano lo hacen unas arenas claras. En otros
lagos puede predominar la precipitación química, como carbonatos, sulfatos y cloruros.
TEMA 15
EL MEDIO MARINO
INTRODUCCIÓN
El medio marino puede considerarse como un medio de transporte, sedimentación y síntesis de
mineral. El transporte lo realizan las olas y las corrientes, la sedimentación se produce cuando la
fuerza de las corrientes no es suficiente como para transportar y la síntesis de mineral ocurre por la
concentración relativa y absoluta de iones (cloruros, carbonatos, sulfatos...) disueltos en el agua del
mar que pueden precipitar formando minerales.
FISIOGRAFÍA DE LOS OCÉANOS
En la topografía marina se distinguen:
♦ Zona litoral: es la zona de contacto entre el mar y el continente, incluyendo en ella una gran
variedad de medios sedimentarios: deltas, playas, estuarios, acantilados, dunas, albuferas...
Presenta diversos tipos de corrientes de intensidades variables.
♦ Plataforma continental: junto con el talud, constituyen la llamada terraza continental que es
estructural, estratificada y petrológicamente una continuación del continente. Constituye un
10% de la superficie del globo terrestre. Sus dimensiones son variables, desde casi inexistente
en algunos continentes hasta extenderse mar adentro unos 1500 km en otros. Como media, se
le suele dar 80 km de ancho y 180 m de profundidad, 0'2% de pendiente. Presenta una gran
importancia económica y política, ya que puede contener depósitos minerales, petróleo, gas
natural, arenas y grava, bancos de peces... Las estructuras más importantes de la plataforma
continental son largos valles que discurren desde la línea de costa hacia mar adentro. Parece
que son las prolongaciones de los ríos. Pudieron ser excavados en el Pleistoceno, durante la
época glacial, donde hubo una regresión de la línea de costa lo que dejó al descubierto la
plataforma continental.
♦ Talud continental: su pendiente media es del 4%. Suele estar cubierto por sedimentos no
consolidados procedentes del continente. La ruptura de pendiente viene acompañada por un
cambio de régimen de las corrientes. El talud constituye un auténtico límite de la corteza
oceánica. En estas zonas son frecuentes los cañones submarinos, los cuales, aparentemente,
no tienen ninguna relación con las redes fluviales continentales. En ellos es posible distinguir
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una zona de sedimentos, un canal de desagüe y una zona de deyección que llega hasta el
glacis continental.
♦ Fosa o trinchera oceánica: son surcos profundos que se sitúan al pie del talud en algunas
costas donde hay subducción. En ellas están los puntos más profundos de los océanos con una
media de 30−100 km de anchura y 300−500 km de longitud. La más larga es la fosa de
Perú−Chile con 5900 km. La pendiente llega a ser del 45% y las profundidades son superiores
a 6000 m, llegando hasta los 10.000 m. Las fosas están estrechamente vinculadas a los
orógenos ortotectónicos y dotadas de actividad sísmica y un bajo flujo calorífico.
♦ Glacis o pendiente continental: zona de pequeña inclinación situada al pie del talud
continental. Es difícil de reconocer y a veces suele estar ausente. El límite con el talud se
reconoce fácilmente por la diferencia de pendiente, mientras que con las llanuras abisales, al
tener una pendiente similar, es más difícil. Es un área de distribución de materiales al pie del
talud en la que suelen aparecer conos de deyección en la base de los cañones submarinos que
cortan al talud.
♦ Llanuras abisales: ocupan grandes extensiones. Representan la tercera parte del Atlántico y
del Índico, y las ¾ partes del Pacífico. Su pendiente es muy pequeña, 0'1% y se localiza entre
4000 y 5000 m de profundidad. De estas llanuras surgen elevaciones de origen volcánico que
pueden llegar a emerger y formar archipiélagos. En ocasiones, se observan colinas
sumergidas de forma troncopólica que se llaman guyots. Su origen parece ser que está
relacionado con una etapa previa de emersión. Las estructuras más importantes que hay en las
llanuras abisales son las dorsales.
EROSIÓN Y TRANSPORTE LITORAL
• Erosión
Olas
Son ondulaciones de la superficie del agua que obtienen su energía y movimiento gracias al viento.
En una ola se pueden distinguir:
♦ Cresta: parte superior.
♦ Valle: parte inferior.
♦ Altura: distancia en la vertical entre la cresta y el valle.
♦ Longitud de onda () : distancia horizontal que separa dos crestas sucesivas.
♦ Periodo: intervalo de tiempo entre el paso de dos crestas sucesivas por un punto estacionario.
Las tres últimas están relacionadas con la velocidad del viento. Existen dos tipos de olas:
♦ De oscilación: se producen en los mares abiertos.
♦ De traslación: se dan cerca de la playa.
En un mar abierto es la energía de la ola la que se mueve hacia delante, no la propia ola. Esto se
comprueba viendo que cuando la ola pasa, una partícula de agua se queda donde estaba. Cuando el
agua forma parte de la cresta, se mueve en la misma dirección en la que se forma la ola que avanza,
mientras que en el valle se mueve en dirección opuesta. Si la ola se acerca a la costa, el agua se hace
más somera (menos profunda), lo que influye en el comportamiento de la ola, la cual empieza a sentir
el fondo a una profundidad igual a la mitad de su longitud de onda, lo que hace ralentizar su avance,
reducir su longitud de onda, aumenta su altura y se inclina hacia delante, rompiéndose el frente de la
ola y transformándose en una ola de traslación.
El agua turbulenta creada por las olas rompientes se llama surf. En la zona tierra adentro de la zona
de surf, la lámina de agua de la ola rompiente se llama batida, que asciende lentamente por la playa.
Cuando la energía de la batida se acaba, el agua vuelve a la zona de surf y se llama resaca.
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La erosión causada por las olas es de dos tipos:
• Por impacto: es muy grande dada su violencia, pudiendo llegar a ejercer una presión de 10.000 kg/m2
en algunos casos.
• Por abrasión: es la costera, provocada por el roce de partículas transportadas por las olas.
Se entiende por refracción a una acción diferencial de las olas en una costa irregular. Frente a los
cabos, las olas empiezan a sufrir rozamiento contra el fondo antes que en las bahías, o sea, los frente
de ola avanzarán más lentamente. El resultado final es que los frentes de olas tratan de adaptarse al
contorno de la costa y a romper paralelamente. Otra consecuencia es que las olas en los cabos,
romperán con mayor energía que en las bahías, debido a que en los primeros convergen mientras que
en las bahías divergen. Esta es una de las causas de que en los cabos domine la erosión y en las bahías
la sedimentación.
Mareas
Son oscilaciones del nivel del mar como consecuencia de la atracción de la Luna y en menor medida
del Sol. Las mareas pasan por un momento en la que el agua penetra hacia el continente y otras en las
que se retira del mismo (flujo y reflujo).
A lo largo del día se producen dos pleamares y dos bajamares, aunque no exactamente porque la
salida de la Luna se va retrasando 50 minutos cada día. Después de 29 días, el ciclo se completa y
comienza de nuevo.
La acción erosiva y transportadora de las mareas es mucho menor que la de las olas. Las zonas
afectadas por las corrientes mareales se llaman llanuras mareales, que pueden ocupar dimensiones
variables.
• Transporte
Los materiales continentales que llegan al mar por las corrientes fluviales son distribuidos por las
corrientes litorales y de plataforma. La deriva litoral es fundamental para explicar el transporte de los
materiales. Ésta se produce cuando el viento y con él las olas, chocan oblicuamente contra la costa.
Las partículas avanzan en sentido oblicuo en la barrida y caen perpendicularmente en la resaca, lo que
con la repetición del fenómeno, supone un desplazamiento importante en un sentido determinado, lo
que da lugar a la formación de playas, flechas y tómbolos.
CARACTERÍSTICAS DE LAS LÍNEAS DE COSTA
Éstas varían dependiendo de la litología, de las corrientes, de la intensidad de las olas y si la costa es
de emersión o inmersión. Las primeras forman acantilados y las segundas playas.
Acantilados
Se originan por la acción erosiva del oleaje contra la base del terreno. Cuando la roca es dura, el
oleaje tiende a socavar la base, produciendo con el tiempo, el desplome de la parte superior. Este
acantilado se va desplazando hacia el interior y delante de él, se formará una zona llamada
plataforma de abrasión, que tiene fragmentos de roca de desplomes anteriores y que formarán otros
nuevos.
En la forma del acantilado influye el tipo de roca y la disposición de los estratos en relación a la línea
costa. Así, una estratificación vertical, con la dirección de los estratos paralela a la costa o con un
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buzamiento en sentido contrario a la misma, originan acantilados verticales. La estratificación
horizontal, también favorece a la formación de acantilados verticales, sin embargo, cuando está
buzando hacia el mar, tendremos costas suaves.
La erosión de los acantilados puede desarrollar cuevas. Cuando éstas se unen forman arcos naturales.
Al fina, el arco puede hundirse dejando un resto aislado, llamado chimenea litoral, en la plataforma
de abrasión.
Playas
Se definen como acumulaciones de sedimentos sin consolidar en la línea de costa. Bajo un punto de
vista sedimentológico, la playa queda limitada por la acción del oleaje. El límite superior lo forma la
línea marcada por la ola durante los temporales y el inferior está mar adentro, donde el oleaje no tiene
acción directa sobre el fondo.
Dentro de una playa ideal se pueden distinguir las siguientes partes:
♦ Backshore: es la más cercana al continente que limita con el cordón de dunas. Su límite
inferior lo marca el nivel de la marea alta, por lo tanto es un área que forma parte de la playa
sólo en temporales. En ella, es típica la existencia de pequeños escalones llamados bermas.
Los materiales que se depositan son fundamentalmente, arenosos pero de grano grueso.
♦ Foreshore o zona intermareal: sus límites inferior y superior lo marcan la marea baja y alta
respectivamente. Los materiales que se depositan son arenosos aunque de menor tamaño de
grano que en la anterior.
♦ Shoreface: situada bajo las aguas. Está limitada por la bajamar y el punto por donde el oleaje
deja de tener influencia. Desde un punto de vista sedimentológico, se límite se podría
establecer en el límite arena−limo.
♦ Offshore: zona fuera de la playa constituida por materiales de plataforma.
En función de la disposición de las playas con los frentes de las olas se distinguen:
♦ Las alineadas con los frentes de las olas: se alinean paralelas a las olas dominantes. Su forma
típica es cóncava hacia el mar, debido a la refracción de las olas teniendo poco movimiento
de material paralelo a la línea de costa.
♦ Las que tienen deriva litoral: forman cierto ángulo con los frentes de las olas dominantes por
lo que el material sufre un desplazamiento paralelo a la costa. La deriva es más efectiva
cuando el ángulo de dirección entre la proximidad de las olas y la línea de costa es de 40−45º.
Si el ángulo es menor, el transporte de material no es posible y se forman barras de arena a
partir del punto de cambio de dirección. En el sitio en el que la deriva y corrientes litorales
sean muy activas, se pueden desarrollar más estructuras sedimentológicas como son las
flechas (acumulación de arena de forma alargada que se proyecta desde la tierra a la
desembocadura de una bahía adyacente). A veces, el extremo superior de la flecha se
inflexiona hacia tierra en respuesta a las corrientes generadas por las olas. El cordón litoral o
barra de bahía es una barrera de arena que atraviesa por completo a una bahía cerrándola al
mar abierto excepto por algunos pasos llamados golas. La zona que queda cerrada forma una
laguna costera, albufera o lagoom. Cuando un curso de agua importante desemboca en al
albufera, se produce un gran acumulo de sedimentos, rellenando o incluso colmatando dicha
albufera, transformándola en una llanura mareal.
Marismas: son las zonas más altas de las llanuras mareales, pantanosas, relacionadas con los canales
fluviales y con una abundante vegetación serófila. A veces, una barra arenosa puede unir una isla
cercana con la costa formando un tómbolo.
Dunas costeras: deben su origen a la abundante acumulación de arena, al viento dominante del mar
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hacia el continente y a la ausencia de vegetación.
Arrecifes: es el resultado de la actividad de organismos coloniales cuyos esqueletos carbonatados
forman una auténtica roca. Se presentan fundamentalmente en la plataforma continental, formando los
arrecifes de barrera y alrededor de una isla volcánica dando lugar a los atolones. Las condiciones de
formación de un arrecife son: presencia de luz solar, una temperatura de 20−25ºC, aguas limpias sin
arenas pero muy oxigenadas...
Islas barrera: son crestas de arena paralelas a la costa (3−30km), tienen una anchura entre 1−5km y
una longitud de 15−30km. Su origen puede ser variado: flechas que se alejaron del continente,
alineaciones de dunas que después de una trasgresión quedaron alejadas de la costa...
EVOLUCIÓN DE LA COSTA
Por regla general, una costa empieza siendo irregular para posteriormente acabar de manera rectilínea.
Sedimentación litoral
Dependerá de la intensidad de las corrientes. Los flujos marinos no están canalizados como las aguas
dulces del continente aunque en la topografía submarina pueden reconocerse valles y cañones
submarinos.
Sedimentación en la plataforma continental
Es una plataforma de abrasión donde se produce erosión moderada por el oleaje y cubierta por
sedimentos. La sedimentación en esta zona va a estar influida por las trasgresiones y las regresiones
sufridas. Se diferencian dos tipos:
♦ Plataformas siliciclásticas: donde predominan sedimentos detríticos. Son acumulaciones de
limos, arenas y arcillas procedentes de los ríos que posteriormente las corrientes reparten a
uno y otro lado de la costa.
♦ Plataformas carbonatadas: donde predominan sedimentos carbonatados. Dan lugar a
depósitos de minerales de carbonato cálcico (calcita, aragonito) y carbonato cálcico
magnésico (dolomita). Aunque hay varios procesos que contribuyen a la precipitación de
carbonatos, la mayoría están influidos por los seres vivos a través del siguiente equilibrio:
CaCO3 + CO2 + H2O Ca(HCO3)2
Ya todo proceso biológico que consuma dióxido de carbono desequilibrará el sistema debiendo
descomponerse bicarbonato cálcico para que el equilibrio quede restablecido, con lo cual precipita el
carbonato cálcico.
Las algas, al ser vegetales marinos abundantes, son responsables del depósito de calizas. Junto a ellas,
todos lo animales de esqueleto calcáreo dotados de una enzima llamada anhidrasa carbónica, con la
que asimilan dióxido de carbono ocasionan el mismo efecto que las algas.
Los corales se encuentran en una situación especial, ya que viven simbióticamente con el alga
Zooxantella sp. que se alimenta del nitrógeno de las excreciones del coral al tiempo que fija dióxido
de carbono y libera oxígeno en su trabajo fotosintético. Finalmente, también hay carbonatos
precipitados por procesos físico−químicos regulados por la presión y la temperatura.
Sedimentación en el talud
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El talud es una zona de sedimentación limitada de partículas detríticas. La pendiente relativamente
fuerte, provoca inestabilidad en los sedimentos formando corrientes de turbidez. El talud está surcado
por cañones submarinos. Como consecuencia de esta inestabilidad, las partículas se desplazan hacia
zonas más profundas y con el tiempo, el talud se desplaza mar adentro diciéndose que se produce en
propagación.
Sedimentación oceánica
A grandes profundidades, los mecanismos de depósito suelen ser por flujos turbulentos o por simple
gravedad. El primer caso, da lugar a la formación de turbiritas definidas como sedimentos depositados
por corrientes de turbidez consistente en una masa de lodo que se desplaza a gran velocidad y con una
capacidad de transporte. Estas corrientes inician su movimiento en el margen continental como
consecuencia de una inestabilidad, de manera que transfieren partículas de la plataforma al talud, y de
éste a zonas más profundas. Estos depósitos se caracterizan por una estratificación rítmica de los
granos (conglomerados + arenas + limos + arcillas + conglomerados + arenas + limos + arcillas...).
Los sedimentos que se depositan por gravedad son partículas pequeñas que suelen ser características
las arcillas rojas abisales. Están formadas por minerales de la arcilla, cuarzo, cenizas volcánicas y
sedimentos de origen orgánico. Dentro de los minerales de la arcilla destacan: caolinita (es
continental) y clorita (es heredada o de neoformación). El cuarzo es de origen continental y dentro de
los sedimentos orgánicos tenemos fangos silíceos (diatomitas que indican aguas frías o radiolaritas
que indican aguas cálidas) y el sapropel.
TEMA 16
MORFOLOGÍA LITOLÓGICA Y ESTRUCTURAL
INTRODUCCIÓN
La geomorfología es una parte de la geología que estudia las formas de los agentes geológicos
externos. Hay tres factores que condicionan el paisaje: litología, estructura y clima.
MORFOLOGÍA LITOLÓGICA
La resistencia de una roca a erosionarse depende de tres factores: cohesión, permeabilidad y
alterabilidad.
Cuanto mayor sea la cohesión, mayor será la resistencia a la erosión. Las rocas permeables presentan
menos posibilidad de erosionarse que las impermeables.
La morfología litológica puede ser una morfología diferencial cuando aparecen rocas que se
comportan de manera distinta a la erosión, pudiendo dar zonas deprimidas y resaltos.
MORFOLOGÍA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
Dependiendo del tamaño del grano y del grado de compactación tenemos diferentes tipos de
morfología:
♦ La de arcillas y margas: debido a su impermeabilidad, su resistencia a la erosión es escasa,
siendo fácilmente erosionables por la escorrentía superficial. Cuando las precipitaciones son
intensas y la vegetación escasa, se forman cárcavas que ejercen una fuente de erosión lineal
encajándose y formando una red de drenaje muy densa llamada detrítica. A estas formas
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topográficas accidentadas que ocupan las partes bajas de los paisajes se les llama tierras
malas o bad−lands, que son terrenos incultivables, intransitables y en ellos ocurren los
fenómenos de solifluxión que dan lugar a coladas de barro. La arcilla empapada de agua se
comporta como un líquido y se desplaza de forma viscosa. También, cuando ha habido una
acción antrópica, resulta que el agua penetra con más facilidad en algunos puntos, llega a la
roca madre que es impermeable y se desplaza horizontalmente, creando una fuerte erosión.
Este fenómeno se llama pipping.
♦ La de arenas: los terrenos arenosos no cementados están sometidos a una escorrentía
superficial menos intensa que en las arcillas porque la roca es más permeable y su erosión es
más lenta, dando unos relieves más redondeados y elevados que los margosos.
♦ La de sedimentos heterométricos sueltos: a la hora de producirse intensas precipitaciones, se
forman también cárcavas, en las que pueden aislarse algunas zonas a modo de chimeneas que
quedan protegidas porque en la parte superior tienen un gran bloque. Esto se llama dames
coiffées.
♦ La de conglomerados: si están fuertemente cementados pueden dar escarpes verticales.
♦ La de areniscas: si están afectadas por un sistema diaclasado subperpendicular, la erosión
progresa a partir de estos planos pudiendo delimitar diversos cuerpos rocosos de forma
tabular y anchura variable, dando lugar a ventanas y arcos naturales.
♦ La de calizas: son rocas muy impermeables pero es frecuente que aparezcan diaclasadas y
entonces el agua empieza a hacer una acción de disolución. En los macizos calizos, la
circulación superficial es escasa y hay una interna. El modelado que forman las calizas se
llama modelado kárstico. Todo esto da lugar a formas de disolución o exokárticas y a formas
de precipitación o endokársticas.
◊ Exokársticas: la disolución es debido a que el carbonato cálcico con el agua y el
dióxido de carbono forma bicarbonato cálcico. La abundancia de dióxido de carbono
depende de la presión y la temperatura.
⋅ Lapiaz o lenar: son cárcavas muy pequeñas que se producen por la
circulación de las aguas por las diaclasas.
⋅ Simas: son aberturas que tienen forma de embudo. Esto comunica el interior
del macizo con su superficie. Se forman en las diaclasas subverticales y en
las horizontales se originan galerías.
⋅ Dolinas: depresión cerrada, de tamaño variable (m2−km2), con paredes más
o menos descarpadas y el fondo está cubierto por arcillas de descalcificación.
Cuando hay próximos dos o más dolinas, pueden unirse formando uvalas.
⋅ Poljé: es una llanura kárstica cerrada que puede ser una gran dolina, o una
depresión tectónica que se caracteriza por tener el fondo con arcillas de
descalcificación y porque suelen aparecer en zonas donde el agua penetra al
interior por zonas que reciben el nombre de sumideros kársticos o ponors.
También pueden aparecer cerros calizos llamados Hums.
⋅ Cañones: son valles casi verticales que son el resultado de una erosión
intensa. Por su fondo circula un río que puede ser una surgencia.
◊ Endokársticas: al conjunto se les llama espeleotemas.
⋅ Estalactitas: se forman en el techo.
⋅ Estalagmitas: se forman en el suelo.
El agua va penetrando por las diaclasas y se van formando galerías y una serie de conductos. Se
pueden distinguir diferentes zonas:
• Vadosa: el agua circula por gravedad.
• Freática: el agua circula por presión, lo que es posible que pueda
salir al exterior formando surgencia. Cuando hay poco agua, las
surgencias son intermedias y se llaman fuentes vanclusianas.
• Epi−freática: es intermedia. A veces lleva agua y otras no.
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Para que se desarrolle bien un macizo kárstico es necesario que debajo exista un sustrato
impermeable. También, el fenómeno kárstico puede darse en rocas evaporíticas y salinas.
Etapas en la evolución de un relieve kárstico
◊ Erosión y disolución superficial para la formación de simas.
◊ Sustitución del agua superficial por interna.
◊ La circulación interna del agua ha sustituido por completo a la externa.
◊ Desplomes de simas.
◊ Se forman extensas galerías.
◊ Formación de relieve endokárstico.
◊ Ya no hay circulación en la zona vadosa y se producen grandes desplomes.
◊ En otros casos, la caliza externamente se va erosionando quedando algunas
estructuras internas.
◊ Suelen ser modelados más reducidos porque son más solubles y menos estables.
Ocurren hundimientos...
MORFOLOGÍA DE LAS ROCAS ÍGNEAS
Plutónicas: granitos.
Dan unas formas más o menos redondeadas (piedra caballera), homogéneas, a veces parecen bolos,
es frecuente que aparezcan unos encima de otros...
El origen es también por diaclasas más o menos circulares que hacen que la erosión aparezca con
forma redondeada. Se llaman berrocal. El drenaje que forman se llama pinza.
Volcánicas
Se es un vulcanismo reciente y en activo, las formas características son los conos volcánicos. En
cambio, si es antiguo e inactivo, la erosión puede ir desmantelándolo y al final queda la parte central o
chimenea. Si el enfriamiento es muy rápido, aparece la disyunción columnar. Otras veces, aparecen
túneles porque la lava circula por el interior ya que la parte externa se ha solidificado.
MORFOLOGÍA DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS
Son, por regla general, compactas, por lo que su mayor o menor alterabilidad dependerá de su
composición mineralógica.
◊ Pizarras y filitas: tienden a formar zonas deprimidas con pequeñas lomas alineadas y
uniformes atravesadas por pequeños barrancos dando al paisaje un aspecto monótono.
◊ Esquistos: al tener un mayor grado de metamorfismo, son rocas más duras, por lo que
darán un relieve con resaltes importantes.
◊ Goethitas: forman fuertes relieves.
◊ Gneis: se forma similar al paisaje granítico.
MORFOLOGÍA ESTRUCTURAL
En ella se tienen en cuenta la disposición de los estratos (pliegues, fallas...) y la presencia de una
alternancia entre roca blanda y roca dura, que van a dar lugar a una morfología diferencial.
• Relieve de estructuras tabulares
Las estructuras tabulares se producen en zonas donde los estratos no están plegados. La forma
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elemental de este relieve es la cuesta, tratándose de un relieve asimétrico constituido por un talud de
perfil cóncavo llamado frente que está modelado en sentido contrario al buzamiento de los estratos.
La otra parte es una plataforma suave inclinada en el mismo sentido del buzamiento de los estratos
llamada reverso. Este tipo de relieve se da gracias a la presencia de rocas con distinta consistencia a la
erosión. Las características de las cuestas dependen del espesor relativo de las capas resistentes y
menos resistentes y del buzamiento de los estratos. Cuanto mayor es el buzamiento más próximas se
encuentran las cuestas y menores serán sus reversos. La red de drenaje que se desarrolla sobre este
tipo de relieve con capas duras y blandas alternado, adquiere una disposición geométrica
diferenciándose los siguientes tipos:
♦ Cauces consecuentes: aquellos que se disponen en el mismo sentido del buzamiento de las
capas.
♦ Cauces subsecuentes: fluyen en la dirección de los estratos.
♦ Cauces obsecuentes: se disponen en sentido contrario a los consecuentes, yendo a desembocar
a al red subsecuente.
Cuando los estratos aparecen en posición horizontal, las capas duras protegen a las blandas de la
erosión y generan páramos, las mesetas, las muelas y los cerros testigos.
• Relieve de zonas con fallas
Los relieves que dan las fallas suelen ser resaltes más o menos rectilíneos en direcciones del plano de
falla que en principio, producen las llamadas facetas trapezoidales y posteriormente, por la erosión,
se convierten en facetas triangulares. Cuando el proceso erosivo continua, el escarpe y las facetas
tienden a atenuarse o a desaparecer. Se puede llegar hasta una inversión del relieve, donde el labio
hundido se quede más elevado que el levantado.
• Relieve de zonas con pliegues
Puede ocurrir que si las montañas coincidan con los anticlinales y los valles con los sinclinales,
hablando de un relieve conforme, pero puede ocurrir lo contrario, teniendo un relieve invertido.
TEMA 17
MORFOLOGÍA CLIMÁTICA
INTRODUCCIÓN
Las temperaturas y las precipitaciones están en función de la cantidad de radiación solar recibida en
una zona determinada de la Tierra y de los movimientos de masas de aire y de la humedad que se
origina como consecuencia de la desigualdad del reparto de la radiación solar. Esta distribución
también, esta relacionada con el ángulo de incidencia de la luz solar, de las horas de duración del día
de la noche, y de las variaciones estacionarias.
En definitiva, la latitud es el parámetro fundamental que de una forma global controla la distribución
de los principales factores climáticos y por tanto de os climas, existiendo bandas climáticas que hacen
que en la Tierra se puedan distinguir en zonas climáticas latitudinales. Así se han distinguido:
Zona polar
Se sitúa entre los 60 y 90º de latitud, su temperatura media es de 0ºC, altas presiones y precipitaciones
débiles. Dentro de ella se diferencian:
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♦ Dominio glaciar: precipitaciones sólidas y agua helada todo el año.
♦ Dominio periglaciar: en alguna etapa del año existe deshielo.
Zona templada
Se sitúa entre los 60 y 40º de latitud, su temperatura media es de 10ºC, bajas presiones y
precipitaciones sobre los 1000 mm. Existen 3 dominios:
♦ Oceánico: inviernos y veranos suaves con lluvias todo el año.
♦ Continental: estaciones más extremas y llueve menos en verano.
♦ Mediterráneo: verano seco y lluvias en primavera y otoño.
Zona tropical
Se sitúa entre los 40 y 20º de latitud, altas presiones y precipitaciones débiles. Hay tres dominios:
♦ Desértico: vegetación escasa o nula.
♦ Subdesértico: vegetación discontinua.
♦ Estepa: vegetación continua.
Zona ecuatorial
Se sitúa entre los 20 y 0º de latitud, su temperatura media es de 25ºC, bajas presiones y
precipitaciones de 2000 mm. Hay tres dominios:
♦ Sabana: vegetación poco densa y es una zona lluviosa.
♦ Selva: vegetación densa sin estación seca.
♦ Monzónico: estación muy húmeda dominada por los vientos monzónicos y una vegetación
media.
SISTEMA MORFOLÓGICO ÁRIDO Y SEMIÁRIDO
El clima árido es aquel en el que se unen la sequía y el calor. Las regiones verdaderamente áridas
reciben menos de 200 mm de lluvia por año.
Existen también regiones semiáridas, como las del Mediterráneo meridional y las estepas del borde
norte del Sahara. Presentan una vegetación casi nula o con grandes claros, lo que hace que el suelo
esté poco protegido ante la erosión.
La mayor parte de la zona árida es arreica, es decir, que no tiene escorrentía permanente ni red
hidráulica organizada. Las etapas del borde del desierto es endo o exorreica. De todas formas, los
cursos de agua tienen un régimen de escorrentía espasmódico y reciben el nombre de uad o uadis en
los desiertos o rambla en el sudeste de España.
Uadis: amplios cauces generalmente secos cuyo fondo está lleno de aluviones. A veces, pueden
presentar terrazas.
Ramblas: es el sinónimo de uadis pero de las regiones mediterráneas meridionales. Son cauces anchos
y planos, en regiones donde hay precipitaciones violentas. Su periodo de recurrencia es relativamente
corto.
Otros fenómenos de escorrentía ocasionales y que transportan materiales o detritus desde la zona
montañosa hasta las llanuras son los llamados conos de deyección o piedemonte. Están formados por
materiales heterométricos más o menos cementados que en superficie pueden tener una capa de
encostramiento calizo (caliche). Suele formarse por la coalescencia de varios torrentes.
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Otra figura parecida son los glacis, que están formados por material detrítico heterométrico al pie de
la montaña, presenta una pendiente que oscila entre el 8 y el 1%. Su génesis está ligada a fenómenos
de arroyada difusa, capaz de movilizar lateralmente, materiales de distinto tamaño, que también
suelen tener una costra caliza en su superficie. Estos glacis se encuentran bien desarrollados en las
cordilleras béticas. A veces, el caliche de los glacis se erosiona dando lugar a bad−lands. Cuando el
glacis comienza en una superficie abrupta, prácticamente vertical, a esa zona de ruptura de pendiente
se le llama knick.
Parecido al glacis pero de menor inclinación tenemos la pedillanura. Puede unirse al glacis pero
también puede hacerlo a la falda de la montaña. Litológicamente, es igual al glacis. La zona elevada
sobre la que se asientan los glacis y la pedillanura recibe el nombre de inselberg. Cuando éste está
formado a base de una roca granítica y desarrollado en países tropicales, recibe el nombre de pan de
azúcar.
El glacis puede desembocar en una rambla o en una pedillanura. Otras veces, lo hace en zonas
endurecidas sin red de drenaje definida, donde las aguas se estancan, forman lagunas temporales que
posteriormente desaparecen por evaporación dejando en la superficie arcillas y sales. A esas lagunas
se les llama sebkras, sebjas o playas.
AGENTES DE EROSIÓN EN LAS REGIONES ÁRIDAS Y SEMIÁRIDAS
Erosión hídrica
El factor fundamental es la lluvia aunque existen otros como la naturaleza del suelo que condiciona la
permeabilidad o impermeabilidad; la pendiente que cuanto mayor sea, mayor velocidad tendrán las
aguas de escorrentía; a mayor vegetación menor erosión; la acción del hombre acelera los procesos
erosivos por eliminación de la cubierta vegetal, deforestación, arado siguiendo la línea de máxima
pendiente, pastoreo excesivo, incendios provocados...
El arrastre de suelos en superficie se puede producir de tres formas:
♦ Erosión laminar: resulta del arranque y disgregación de las partículas del suelo por el impacto
de las gotas de lluvia y su posterior circulación superficial. El agua, con las partículas,
discurre a lo largo de las pendientes como una lámina y el suelo se va erosionando por capas
sucesivas. Son arrastradas, fundamentalmente, partículas finas. La pérdida de 1 cm de suelo
supone una pérdida anual superior a las 2 toneladas por hectárea de terreno.
♦ Erosión en surcos: es el arrastre de partículas del suelo al correr el agua por su superficie y
ocasionando pequeños surcos más o menos perpendiculares a las curvas de nivel. La
formación de los surcos ocurre cuando el agua discurre concentrada por unas zonas
determinadas que van profundizando cada vez más.
♦ Erosión en cárcavas: es similar a la anterior pero de mayor profundidad. Las cárcavas se
pueden ver favorecidas por una litología favorable como arcillas, margas... El paisaje que
forma son los bad−lands.
Erosión eólica
Se ejerce por dos procesos:
♦ Deflacción: es el arranque y movilización de partículas de las rocas sueltas y de los suelos
transportados por el viento. Es típico de las regiones sin vegetación. Este fenómeno puede
llegar a producir el llamado pavimento desértico, con el que finaliza dicha deflacción.
También puede originarse las cuencas de deflacción, que son pequeñas depresiones de poca
profundidad y menos de 1 km de longitud y la manera de luchar contra esto es instalando
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vegetación.
♦ Abrasión: es producida por el impacto de las partículas transportadas por el viento sobre las
rocas, lo que provoca su desgaste progresivo. Dicha abrasión, puede ser mayor en unas zonas
determinadas dependiendo de la altura y de la heterogeneidad de la roca. El efecto puede ser
más intenso en un sitio que en otro dando lugar a la erosión alveolar.
El material arrastrado por el viento será transportado en función de su tamaño. Las partículas finas
ascienden y son arrastradas en suspensión cientos o miles de km. Las más gruesas se desplazan por
saltación o por reptación.
La sedimentación eólica ocurre cuando la fuerza del viento disminuye. Se depositan limos que forman
los loess y arenas que originan las dunas.
Una duna es una acumulación de arena con dos partes: una de poca pendiente (barlovento) y otra con
mayor pendiente (sotavento). Cuando la duna tiene forma arqueada recibe el nombre de barjan. En
los depósitos de arenas es frecuente la estratificación cruzada, que indica en cambio de dirección del
viento.
En función de la movilidad de las dunas distinguimos:
♦ Dunas activas o vivas: se desplazan en sentido barlovento−sotavento debido a que la
velocidad del viento es mayor en el primero que en el segundo.
♦ Dunas inactivas o fijas: en un principio eran móviles, pero que ya no se desplazan debido a
que sobre ellas se ha instalado una cubierta vegetal.
MORFOLOGÍA ACTUAL Y MORFOLOGÍA ANTIGUA
Cada clima origina determinados procesos externos que modelan la superficie terrestre y dan lugar a
formas erosivas características, pero el clima actual de la zona no tiene que ser el mismo que tuvo en
el pasado. Así, en una zona pueden detectarse algunos relieves que indican climas anteriores
diferentes como por ejemplo, la presencia de terrazas fluviales indican que en España hubo un clima
glaciar.
TEMA 18
EDAFOLOGÍA
INTRODUCCIÓN
Ya sabemos que la Tierra es un sistema dinámico en el que interactúan la litosfera, la hidrosfera, la
biosfera y la atmósfera. El límite común o de interfase donde confluyen éstos es lo que se llama
edafosfera (capa delgada que recubre la mayor parte de la superficie terrestre en la que se asienta la
vida vegetal y que constituye lo que se denomina suelo).
El suelo se desarrolla en respuesta a la influencia de diversos factores ambientales y biológicos y va
evolucionando hasta alcanzar un equilibrio con el entorno. La ciencia que estudia los suelos se llama
edafología.
COMPOSICIÓN DEL SUELO
El suelo resulta de la meteorización de las rocas superficiales y de la descomposición de restos
vegetales y animales. Por lo tanto, es una combinación de materia mineral y materia orgánica (humus)
con espacios porosos entre las partículas por donde circula aire y agua. El humus es una fuente
importante de nutrientes vegetales y además aumenta la capacidad de retención de agua por el suelo.
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Esta agua lleva disueltos muchos elementos que servirán de nutrientes para plantas y también
proporciona la humedad necesaria para que ocurran reacciones químicas. El aire es la fuente de
oxígeno y dióxido de carbono necesarios para las plantas y los microorganismos.
FACTORES DE FORMACIÓN DEL SUELO
Los factores que condicionan los cambios en los materiales originales hasta formar el suelo son:
Roca madre
Aporta los minerales que constituyen la materia mineral del suelo. Los aspectos de ésta que más
influyen en la formación del suelo son:
♦ Su composición mineralógica: minerales más o menos alterables.
♦ Permeabilidad de la roca: más permeable, menos meteorización.
♦ Granulometría de la roca: menor tamaño, más meteorización.
La influencia de la roca madre es más marcada en suelos jóvenes y menos importante a medida que
avanza el tiempo.
Clima
Condiciona el tipo de meteorización. Es el factor más importante en la edafogénesis, siendo la
temperatura y las precipitaciones los elementos que ejercen una acción más determinante. Las
precipitaciones influirán en la intensidad del lavado o lixiviación afectando a su fertilidad porque
serán arrastrados muchos cationes. Las condiciones climáticas influyen sobre la vegetación y la vida
animal, y por lo tanto, sobre la cantidad de humus que tenga el suelo.
Relieve
Los elementos del relieve que más importancia tienen son la pendiente y la orientación. La primera
condiciona la erosión y la cantidad de agua retenida por el suelo. Las condiciones más óptimas se
darían en una superficie plana en zonas altas ya que tendrán un buen drenaje, una mínima erosión y
una buena infiltración. La orientación influirá en la cantidad de radiación solar que se recibe y por
tanto en la temperatura y humedad del suelo.
Organismos
Ejercen tres funciones importantes:
♦ Constituyen la fuente de materia principal del humus.
♦ Ejercen importantes acciones de alteración de los materiales del suelo.
♦ Producen una intensa mezcla de los materiales del suelo como consecuencia de su actividad
biológica.
La fuente principal de materia orgánica son las plantas, aunque también contribuyen animales y un
gran número de microorganismos.
La fertilidad de un suelo está relacionada con la cantidad de materia orgánica que presenta.
Asimismo, la materia orgánica tiene gran capacidad de retención de agua. Por otra parte, la
descomposición de los restos animales y vegetales, producen unos ácidos orgánicos llamados ácidos
húmicos capaces de acelerar los procesos de meteorización transformando los constituyentes
inorgánicos y extrayendo los nutrientes necesarios para el desarrollo de la planta.
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La actividad de animales excavadores favorece la mezcla de la fracción mineral y orgánica del suelo,
así como su aireación, permitiendo el paso de agua y aire a través de él. Los microorganismos son
decisivos para transformar la materia animal y vegetal y formar el humus.
Tiempo
Es importante porque el suelo se origina mediante una serie de procesos, cada uno de los cuales se
desarrolla a una velocidad diferente.
Los suelos se desarrollan más fácilmente sobre materiales sueltos que forman los suelos
transportados que sobre roca dura forman suelos residuales. De manera general, se puede decir que
cuanto más tiempo ha estado formándose un suelo, mayor será su espesor y menor semejanza con la
roca madre. Paralelamente, las propiedades del mismo suelo irán cambiando con el tiempo hasta
llegar un momento en que no experimentes variaciones. Llegado este momentos se dice que el suelo
ha alcanzado un periodo estacionario o climax.
El suelo puede considerarse como una combinación de estos factores y puede representarse como:
S = f (Cl, t, o, p, r...)
Las propiedades que presenta el suelo están determinadas por la combinación de éstos factores que
son independientes entre sí.
ESQUEMA GENERAL DE LA FORMACIÓN DEL SUELO
La acción combinada de los diferentes factores de formación del suelo da lugar a determinados
procesos edafogenéticos cuyo resultado es la edafogénesis.
Los constituyentes inorgánicos del suelo proceden de la meteorización física y química de la roca
madre, quedando un residuo de minerales poco o nada alterados que forman las fracciones de arena y
limos del suelo y una fracción más fina (arcilla) formada por los minerales de la arcilla, procedentes
de la meteorización de otros silicatos existentes. Estos minerales de la arcilla tienen la capacidad de
formar coloides y pueden unirse a la materia orgánica formando un complejo llamada arcilla−humus.
Los elementos más solubles como K, Na, Ca, Mg, cloruros, sulfatos o carbonatos; pasan a la solución
del suelo y pueden ser asimilados por las plantas, absorbidos por los minerales de la arcilla o
eliminados del suelo por lixiviación.
Los constituyentes orgánicos proceden de los vegetales y animales mediante un doble proceso:
♦ Mineralización de los restos orgánicos que forman: dióxido de carbono, agua, amoníaco,
NO3−, PO4−3, K+, Mg+2, Ca+2, Na+...; que se incorporan a la solución del suelo o a su
atmósfera.
♦ Humificación que da lugar a compuestos únicos que pueden formar coloides (arcilla−humus).
DIFERENCIACIONES DEL PERFIL: HORIZONTES DEL SUELO
A causa de los distintos factores de la edafogénesis, en la roca se producen una serie de
transformaciones de manera que se pasa de un material homogéneo a otro heterogéneo estratificado
en capas diferentes que es el suelo. Estas capas se llaman horizontes. Al conjunto de horizontes se le
denomina perfil de un suelo.
Los horizontes son capas más o menos paralelas a la superficie del suelo y se establecen en función de
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los cambios de las propiedades y constituyentes con respecto a las capas inmediatas. Además de
diferenciarlo visualmente en el campo, un horizonte necesita el aporte de unos datos analíticos
obtenidos en el laboratorio para poder definirlo correctamente. Para distinguir los horizontes se usan
letra y números.
Los principales horizontes que pueden observarse en un suelo son:
♦ Horizonte H: es orgánico, formado por acumulación de materia orgánica sin descomponer,
saturado de agua durante periodos prolongados y es típico de las turberas.
♦ Horizonte O: es también orgánico, constituido por la acumulación de hojarasca pero sin
saturar de agua. Es frecuente en áreas boscosas. Además de plantas, contiene abundante vida
microscópica: algas, hongos, bacterias...; y también insectos.
♦ Horizonte A: está formado en superficie por materia orgánica humificada íntimamente
asociada con la fracción mineral. Su color, generalmente es oscuro.
♦ Horizonte E: es fuertemente lavado que presenta una textura arenosa y un color claro con
poca materia orgánica. Ha perdido arcilla, óxidos de hierro y materia orgánica mediante
infiltración. Este lavado se llama eluviación y al empobrecimiento de materia de esta zona se
le denomina lixiviación.
♦ Horizonte B: es mineral que se caracteriza por su concentración de arcilla, óxidos de hierro y
materia orgánica (iluvial) y por la alteración del material original con formación de arcilla y/o
liberación de óxidos.
Al conjunto de las capas O, A, E y B se le llama solum o suelo verdadero.
♦ Horizonte C: formado por materia original parcialmente alterada que no ha sufrido procesos
edafogenéticos.
♦ Horizonte R: es la roca madre.
A veces, el límite entre dos horizontes no es muy claro, indicándose entonces por la combinación de
dos letras: AB, BC...
Un horizonte puede subdividirse en función de la característica que se simboliza con letra minúscula o
un número.
ZONALIDAD DE LOS SUELOS
Según el tipo de clima se formará un suelo u otro. Se pueden destacar 3 grandes grupos de suelos:
Zonales
Son aquellos que dependen de la temperatura y las precipitaciones, los cuales influyen a su vez en el
tipo de vegetación. Ej.: podsol (con horizonte eluvial de color blanco debajo del cual aparece un
iluvial rojo), lateríticos, terra rosa (con horizonte superior de arcillas y óxidos de hierro y debajo uno
claro de carbonatos.
Azonales
Están poco evolucionados, con características parecidas a la roca madre que deben su escaso
desarrollo a procesos erosivos o a que el factor tiempo no ha actuado suficientemente. Pueden
aparecer en cualquier latitud.
♦ Litosoles: se forman con pendientes acusadas.
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♦ Fluvisoles: se forman por depósitos de ramblas.
♦ Regosoles: sobre materiales sueltos como arenas o margas.
Intrazonales
Formados gracias a unos factores diferentes a los climáticos. Han sufrido una evolución gracias a unas
características físicas o químicas particulares, como la hidromorfía, alta concentración de sales...
♦ Andosoles: se desarrollan sobre cenizas volcánicas en un clima húmedo.
♦ Halomorfos: formados por un material rico en sales y en climas áridos donde las sales suben
depositándose en la superficie.
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