GEOTECNIA I

PRIMERA PARTE

(2011) DEP. DE CONSTRUCCIONES CIVILES F.C.E.F.N. UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA

INDICE 1. LA GEOTECNIA Las ciencias de la Tierra La Geología y la Ingeniería 2. HISTORIA DE LA TIERRA Y EL SISTEMA SOLAR Origen del sistema planetario Teorías recientes sobre el origen La evolución del Planeta Tierra Interpretación actual La Tectónica de placas 3. LOS CAMPOS MAGNETICOS Y GRAVITACIONAL El campo magnético El magnetismo fósil El campo gravitacional 4. EL CALOR INTERIOR Estado térmico en el interior Temperatura de la Tierra 5. INTERACCIONES Interacciones océano - corteza Interacciones océano - atmósfera La biósfera y sus interacciones Interacciones de la superficie y el interior El ciclo del carbono El dióxido de carbono y el clima 6. LA ESCALA DE TIEMPO GEOLOGICA La escala del tiempo 7. LOS MINERALES Características de los minerales Tipos de enlaces El ensamblaje de cristales con átomos La estructura de algunos minerales comunes Propiedades físicas y químicas Los minerales arcillosos Minerales que los ingenieros deben conocer 8. LAS ROCAS Las rocas ígneas Las rocas sedimentarias Las rocas metamórficas Las rocas como materiales ingenieriles 9. EL MAGMATISMO El origen del magma

Las rocas intrusivas La diferenciación magmática Las formas de las intrusiones magmáticas Los fenómenos extrusivos Los materiales volcánicos Las corrientes de lavas Los depósitos piroclásticos Los estilos eruptivos Otros fenómenos volcánicos 10. EL METAMORFISMO Tipos de metamorfismo Texturas metamórficas Metamorfismo regional Metamorfismo de contacto 11. LA METEORIZACION La fragmentación Tipos de fragmentación Tamaño y formas de fragmentos La alteración Los sedimentos calcáreos Los minerales máficos Conceptos de estabilidad Productos resultantes de la meteorización Indicadores de la transformación Balance químico global 12. LA MODELACION DEL RELIEVE La distribución mundial de elevaciones Clima y topografía Las formas del terreno Control estructural de la topografía Evolución de las formas del terreno 13. EL AGUA El ciclo hidrológico El ciclo hidrológico global Distribución de la cantidad de agua La escorrentía superficial 14. LAS AGUAS SUBTERRANEAS Las aguas subterráneas superficiales Las aguas subterráneas profundas Las aguas termales La calidad del agua 15. LOS RIOS El Movimiento de las partículas El río como un sistema El canal de estiaje

La llanura de inundación Redes de drenaje Los deltas Erosión y transporte fluvial 16. LOS OCEANOS La modelación de las costas Playas y olas Corrientes y la deriva Balance de las playas Las mareas El perfil de los océanos Plataforma continental Talud y elevación continental La circulación oceánica 17. EL VIENTO Transporte de arena Transporte de polvo Los desiertos Erosión y depositación Formas de depositación: las dunas Tipos de dunas Depositación de polvo: loess 18. LOS GLACIARES La formación de glaciares Balance de un glaciar Glaciares de valle Glaciares continentales Erosión glacial y depositación Tipos de sedimentos glaciáricos Permafrost 19. LA GRAVEDAD Movimientos de masa Avalanchas y flujos de barro Caída de rocas, reptación y solifluxión Lavado de pendientes 20. LA SEDIMENTACION Los sedimentos clásticos Lodos y arcilitas Arenas y areniscas Gravas y conglomerados Los sedimentos químicos Ambientes de sedimentación Los ambientes de sedimentación clásticos Los ambientes de sedimentación químicos Enterramiento y acumulación de sedimentos Diagénesis

Elementos de Estratigrafía Las rocas como registros 21. ESTRUCTURAS GEOLOGICAS Pliegues Tipos de pliegues Las Fracturas Las Diaclasas Las Fallas 22. MOVIMIENTOS REGIONALES Estructuras regionales Interiores estables Fajas orogénicas Tectónica de placas Expansión y deriva continental La orogenia El mecanismo propulsor del movimiento RIESGOS GEOLOGICOS 23. LOS SISMOS Las ondas sísmicas Localización de los epicentros Las escalas de magnitud Magnitud y energía Los patrones de tensiones La destructividad de los terremotos La zonificación sísmica 24. LOS VOLCANES Patrón global del vulcanismo El vulcanismo y las actividades humanas 25. FALLAS DE TALUDES, SUBSIDENCIA E INUNDACIONES La inestabilidad de taludes Mecanismos de rotura Roturas inducidas por sismos Investigación y tratamiento de taludes La subsidencia Las inundaciones BIBLIOGRAFIA

1. LA GEOTECNIA La Ingeniería Geotécnica o más simplemente la Geotecnia es una disciplina que estudia los problemas relacionados con la interacción entre las obras de Ingeniería y el planeta Tierra. Aunque la civilización tiene varios miles de años, los estudios sistemáticos sobre la implantación de las obras de Ingeniería se ha desarrollado en el siglo XX. Las bases teóricas de las soluciones a los diversos problemas que se pueden presentar han sido fijadas por ingenieros de elevada capacidad de observación del comportamiento de estructuras en los diversos tipos de terrenos. La evolución no ha sido pareja en todos los campos. A principios de la década del 20 se comenzó a sistematizar los conocimientos sobre las propiedades mecánicas de los suelos y de las distintos tipos de fundaciones. Esto dio lugar al nacimiento de la Mecánica de Suelos. Algunas fallas en grandes obras de ingeniería como presas, indujeron a los ingenieros a observar atentamente detalles de la geología de los sitios de emplazamiento y a interactuar con geólogos dispuestos a pensar en escala conveniente para la Ingeniería. Así, se creó la Ingeniería Geológica. El comportamiento de los macizos rocosos frente a la construcción de túneles y excavaciones fue al principio manejado en forma similar a las otras fundaciones. Cuando el grado de desarrollo se hizo muy grande se formuló en la década del 50 los principios de una disciplina nueva, la Mecánica de Rocas. Los problemas relacionados con el comportamiento sísmico de las estructuras llevaron a la necesidad de establecer niveles de solicitaciones y a la formulación de sismos de diseño. Esto es llevado a cabo por la Ingeniería Sismológica. Los peligros de contaminación del medio ambiente han comenzado ha hacerse notar sobre todo en los países desarrollados. Esto ha producido un florecimiento de la Ingeniería Ambiental que estudia el impacto de las obras. Esta tendencia se ha profundizado a partir de la década del 60. El advenimiento de las computadoras en la década del 60 ha permitido que la modelación de los problemas pueda ser tratada numérica y analíticamente a bajo costo. Así se ha desarrollado la Geomecánica. Hoy en día se abren nuevos desafíos al extenderse la frontera de la civilización. El auge de la explotación petrolífera ha alcanzado a zonas inhóspitas, como los polos y los mares. Esto

ha requerido construcción de islas de hielo y gigantescas estructuras. Asimismo la exploración extraplanetaria ha proporcionado problemas desconocidos en nuestro planeta. Como es de esperar que en las próximas décadas el desarrollo de la civilización se extenderá aún más, se hace imprescindible adquirir los conocimientos fundamentales que rigen el comportamiento del planeta Tierra en todos sus escalas. De esa manera sabiendo como la Tierra funciona, la interacción con las obras de ingeniería será más barata y menos traumática. A lo largo del plan de estudios se verán distintos aspectos de la Geotecnia. Al comienzo se requieren conocimientos geológicos, motivo de parte de este curso. Posteriormente se adquirirán los relacionados con la Mecánica de Suelos y el diseño de Fundaciones. Por último existen campos de especialización donde los temas se tratan en mayor detalle. LAS CIENCIAS DE LA TIERRA La Geología es la ciencia que estudia la Tierra, su composición, su estructura, los fenómenos de toda índole que en ella tienen lugar, y su pasado, mediante los documentos que de él han quedado en las rocas. Entre las ciencias auxiliares que se ocupan de aspectos de la Tierra de interés para la Ingeniería se encuentran: Fisiografía y Geomorfología, de las formas de la superficie Tectónica, la formación de las estructuras de los macizos Estratigrafía, la disposición de los materiales y sus relaciones mutuas Geofísica, del comportamiento interno ante una excitación Mineralogía, de las especies naturales o minerales Petrología ocas y sus propiedades , de las rIngeniería Geológica, de las aplicaciones a la Ingeniería La Geología y la Ingeniería La Ingeniería Geológica es un campo multidisciplinario en donde estudios pertinentes de las ciencias de la Tierra son aplicados en la solución de problemas relacionados con obras de Ingeniería y el uso de recursos naturales. Comprender como funciona la Tierra en sus distintas escalas es altamente complejo. No obstante, se lo puede modelar a un nivel compatible con las simplificaciones de la Ingeniería Civil. Para la ejecución de esa tarea es necesario recurrir a especia- listas. Pero como el control global de las obras es manejado por los ingenieros, es conveniente contar con los conocimientos

Tabla 1. Ficha Técnica del Planeta Tierra

Tamaño y forma Semieje ecuatorial, a 6.378,1 km Semieje polar, b 6.356,7 km Radio medio 6.370,8 km Circunferencia ecuatorial 40.077. km Circunferencia polar 40.009. km Elipticidad a-b/a 1/298,256

Areas Tierras ( 29,22 %) 148.000.000 km2 Hielos 15.600.000 km2 Océanos ( 70,78 %) 362.000.000 km2 Continentes+Plataformas 177.400.000 km2 Total 510.000.000 km2

Volumen, densidad y masa Espesor Volumen Densidad Masa medio[km] [1015m3] [g/cm3] [x1024g] ------------------------------------------------------------ Atmósfera ----- ------ ------ 0,005 Océanos y mares 3,8 1.370 1,03 1,41 Hielos 1,6 25 0,90 0,023 Continentes 35,0 6.210 2,8 17,39 Corteza ocean. 8,0 2.660 2,9 7,71 Manto 2.881,0 898.000 4,53 4.068 Núcleo 3.473,0 175.500 10,72 1.881 -------- -------- ------- ---------- TOTAL 6.371 1.083.230 5,515 5.976

Alturas y depresiones Continentes Máxima altitud (Everest) 8.848 m Promedio 840 m Océanos y Mares Máxima profundidad (Marianas) 11.035 m Promedio 3.808 m

para poder ubicarse en las circunstancias de los problemas que se pueden presentar. Asimismo, como los ingenieros son los creadores de la calidad de vida, es necesario tratar de no alterar los ritmos naturales, de manera de mantener la habitabilidad del planeta al mismo costo, muy barato, que se disfruta hasta el presente. A diferencia de las construcciones de la Ingeniería Civil, en donde los ingenieros determinan las características de los materiales que usan, las condiciones locales de una región de implantación de una obra, no pueden ser diseñadas. Corresponde entonces saber interpretarlas correctamente de manera de adaptar los proyectos a las condiciones presentes, y de los recursos disponibles. 2. HISTORIA DE LA TIERRA Y EL SISTEMA SOLAR ORIGEN DEL SISTEMA PLANETARIO Para tratar de explicar el origen de los planetas es necesario satisfacer algunas observaciones: 1. Todos los planetas con la excepción de Venus y Urano rotan en la misma dirección, al mismo tiempo que giran alrededor del Sol. Lo hacen en órbitas elípticas, casi circulares. Excepto por Plutón y Mercurio, los cursos planetarios alrededor del Sol yacen aproximadamente en la eclíptica, que es el plano orbital de la Tierra. La órbita de Mercurio está inclinada 7 grados mientras que la de Plutón alrededor de 17 grados. Plutón puede ser un satélite de Neptuno que se escapó. 2. Los planetas forman dos grupos:

• los denominados planetas terrestres tales como Mercurio, Venus, Tierra y Marte, situados en la parte interior del sistema, que son pequeños, rocosos y densos (Gs de 4 a 5.5).

• los llamados planetas gigantes tales como Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno, un grupo de cuerpos gaseosos con bajas densidades. (Gs entre 0.7 y 1.7).

3. Partiendo desde el Sol cada planeta está ubicado aproximada- mente al doble de lejanía con relación al precedente. Este orden se conoce como la regla de Titus-Bode.

4. Aunque el Sol posee alrededor del 99.9% de toda la masa del sistema, el 99.9% del momento angular está concentrado en los planetas gigantes. TEORIAS RECIENTES SOBRE EL ORIGEN DE LA TIERRA En las pasadas décadas ha sido descubierto en el espacio interestelar y en las nebulosas, materia rarificada consistente en un 99% de gas y un 1% de polvo. Los gases son mayormente hidrógeno y helio y las partículas de polvo tienen composición similar a aquellas halladas en materiales terrestres tales como compuestos de sílice, óxidos de hierro, cristales de hielo y pequeñas moléculas. Las teorías cosmogónicas recientes tienden a revivir la idea de una nube primordial de gas y polvo en rotación, a semejanza de la teoría de Kant-Laplace. Cuando la atracción gravitatoria se transformó en el factor dominante, comenzó la contracción y la rotación de esa nube se aceleró. Entonces, se aplanó formando un disco, y la materia comenzó a derivar hacia el centro acumulándose en un Proto-Sol. Cuando la concentración fue suficiente, colapsó bajo su propia fuerza gravitatoria densificándose y opacándose a medida que el material fue comprimiéndose. Asimismo existe la creencia que el colapso fue motivado por una supernova próxima. El modelo de secuencia de condensación química afirma que el disco estaba extremadamente caliente y la condensación produciría los planetésimos. A una distancia próxima al Sol, los primeros materiales en con- densarse fueron aquellos con alto punto de evaporación, tales como los metales y minerales. Las rocas más livianas formaron componentes, similares a los de magnesio, silicio y oxígeno, condensándose más rápidamente en los ambientes fríos de los planetas terrestres. Los materiales más fácilmente evaporables tales como agua, metano y amoníaco fueron demasiado volátiles para permanecer en la zona de los planetas terrestres, pero se pudieron haber condensado en hielo en los satélites de los planetas gigantes. Estos últimos, han retenido la composición de la nebulosa original debido a su gran fuerza de atracción.

LA EVOLUCION DEL PLANETA TIERRA Se puede estudiar la transformación de la Tierra desde un cuerpo inicialmente homogéneo hasta un planeta diferenciado. Este proceso se llevó a cabo en alrededor de 4.x 109 años, siendo la Tierra fue rehecha sin dejar huellas de su estado primitivo. En el estado inicial, desde su origen, aproximadamente 4.7 x 109 años y durante 700 millones, el planeta estuvo en estado de acreción como un conglomerado homogéneo relativamente frío que comenzó rápidamente a calentarse. Parte de los planetésimos que fueron cayendo hacia la Tierra transformaron su energía de movimiento en calor elevando paulatinamente la temperatura interior. Asimismo, la compresión del planeta condujo a un aumento de temperatura. La magnitud del calentamiento resultó en una temperatura interior promedio de alrededor de 1000 grados centígrados. El calor fue incrementado por radiactividad de los elementos pesados, que al desintegrarse emiten partículas atómicas cuya energía de movimiento es transformada en térmica. Esta fuente ha permanecido por espacio de miles de millones de años. El interior del planeta paulatinamente se fue calentando y luego de mil millones de años, a la profundidad de 400 a 800 km se alcanzó el punto de fusión del hierro. Cuando el hierro de una capa comenzó a fundirse, grandes trozos se formaron y comenzaron a desplazarse hacia el centro de la Tierra desalojando hacia arriba a los materiales más livianos. Este proceso emitió calor durante la formación siendo la energía suficiente para levantar la temperatura unos 2000 grados centi-grados, causando que una gran fracción de la Tierra se fundiera. El planeta fue convertido de un cuerpo homogéneo compuesto por el mismo tipo de materiales en profundidad, en uno zoneado o estratificado. La estructura formada por un núcleo denso de hierro, una corteza compuesta por materiales livianos y entre ambos el manto remanente, se ha conservado hasta el presente.

La distribución de los elementos en la Tierra se de nomina zonificación química. Esta diferenciación es debida no sólo a los pesos relativos de los elementos sino a las pro piedades físicas y químicas de los compuestos, tales como su punto de fusión, afinidad química y densidad. Los continentes comenzaron a crecer luego de la for mación del manto y el núcleo, completándose en alrededor de 2. 5 x 10 9 años. La corteza se ha formado debido a la diferenciación de la lava que surgió desde el interior. La concentración en la corteza de los elementos más pesados, tales como uranio y torio, formando óxidos y silica tos, ha disminuido el ritmo de producción de temperatura, d ebido a que parte del calor se irradia con mayor facilidad haci a el exterior. Asimismo, se inició la liberación de gases desde el interior, conduciendo a la creación de la atmósfera y los océ anos. La atmósfera fue formada por la emisión de gases co nteniendo vapor de agua, hidrógeno, óxido de carbono y nitróg eno, entre otros. Posteriormente, la fotosíntesis vegetal produjo can tidades importantes de oxígeno. Resulta sorprendente que todos los meteoritos son d e la misma edad, alrededor de 4.5 miles de millones de años,

independientemente de su composición. Esto sugerirí a que ellos se originaron en otros cuerpos del sistema solar qu e fueron formados al mismo tiempo que la Tierra. LA TIERRA COMO SE LA INTERPRETA EN LA ACTUALIDAD Composición, estructura y estado del interior Las mayores divisiones, corteza, manto y núcleo fue ron descubiertas a partir del análisis de ondas refleja das y refractadas. El límite entre la corteza y el manto es la discontinuidad de Mohorovicic . El espesor de la corteza varía en los sectores qu e se extienden desde los continentes (35 km) hasta lo s océanos (10 km). Bajo las grandes montañas, la corteza crec e tanto como 65 km.

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El límite entre el manto y el núcleo es la discontinuidad de Gutemberg , situada a 2898 km. de profundidad. Ella se manifiesta en un abrupto cambio, tanto en la veloci dad de las ondas P , como la de las ondas S . El núcleo presenta dos zonas, una interna y otra externa. El Moho separa las roca s en las cuales las ondas P tienen velocidades de alrededor de 6 a 7 km/s de las rocas del manto, que tienen velocidades de alrededor de 8 km/s. Estas mediciones muestran que la corteza continenta l consiste mayormente de rocas graníticas, con gabros cerca de l fondo y que no se encuentran granitos en los fondos oceánic os, donde la corteza es de basalto y gabros. El manto, debajo de la discontinuidad de Moho, está constituido mayormente por rocas densas ultramáficas, peridotitas. El principio de la isostasia , sostiene que los continentes relativamente livianos flotan sobre un manto más de nso, estando la mayor parte de su volumen debajo del nivel del m ar.

La naturaleza ha contribuido a que las grandes carg as topográficas tales como las montañas y los continen tes sean compensados, soportados primariamente por flotación en lugar de ser sostenidos por la resistencia de la corteza. Un modelo de comportamiento mecánico con las difere ntes zonas superiores terrestres señala la existencia de: A) La litósfera , un manto de alrededor de 70 km de espesor en el cual están embebidos los continentes. La corteza forma la parte superior de ellos, mientras que también inclu ye una parte del manto. La litósfera se caracteriza por la alta velocidad y la eficiente propagación de las ondas sísmicas, lo que implica solidez y resistencia. B) La astenósfera , también llamada la zona de baja velocidad. Allí, las ondas S son reducidas debido a una pequeñ a cantidad de rocas fundidas. La astenósfera llega hasta los 2 00 km. Tanto la velocidad como la densidad de la litósfera como de la astenósfera sugieren una composición peridotítica. C) Una zona de transición , situada alrededor de los 670 km, con un rápido cambio debido a transformaciones físico-q uímicas de los silicatos. El manto inferior se extiende desde los 700 hasta l os 2898 km, siendo una región de pequeños cambios en composició n y fases con la profundidad. La densidad y la velocidad se i ncrementan gradualmente, debido al incremento de presión. Conocemos que la región externa del núcleo es fluid a y que la interna es sólida. Lo más probable es que su compos ición sea hierro, con un porcentaje del 15% de sílice, que se corrobora con la información observable. Podrían existir algo de oxígeno y sulfuros, como elementos alivianantes de la compo sición férrica. LA TECTONICA DE PLACAS La litósfera es una membrana rígida, fuerte y sólid a, que cabalga sobre una zona parcialmente fundida denomin ada astenósfera. Los continentes son inclusiones embebidas en la lit ósfera. La litósfera está fraccionada en aproximadamente un a docena de grandes placas que se mueven independientemente. Muchos procesos geológicos están asociados con los bordes entre las placas.

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Las placas crecen apartándose unas de otras a lo la rgo de juntas divergentes tipificadas como rift , o valles tectónicos. Los vacíos entre las placas que divergen son rellen ados por material móvil en estado fundido que sube desde aba jo de la litósfera (esto da lugar al ensanchamiento del fond o marino). Las placas también se juntan en regiones de converg encia, donde la litosfera es consumida, llamándose estas regione s zonas de subducción . El alzamiento de montañas, las fosas marinas, los t erremotos superficiales y profundos y los volcanes están asoc iados a estas zonas de convergencia.

Las rocas atrapadas en la zona de subducción sufren los efectos de la presión y la temperatura y nuevos tipos de ro cas son creados (metamorfismo).

Asimismo, las rocas fundidas o magma tienden a flotar hacia arriba, produciéndose erupciones volcánicas. Las placas también se pueden deslizar lateralmente, en las zonas de fallas de trans-formación. Por último, la usina de calor externa, que es el Sol, produce la circulación de la atmósfera (proceso de circu-lación atmosférica) y los océanos mediante fenómen os superficiales que tienden a uniformizar la superficie.

http://contenidos.educarex.es/cnice/biosfera/alumno /4ESO/MedioNatural1I/imagenes/3.3.2.jpg 3. LOS CAMPOS MAGNETICO Y GRAVITACIONAL DE LA TIERR A La Tierra está influenciada por dos campos de fuerz as de origen interno, el campo magnético y el gravitacional. EL CAMPO MAGNETICO El campo magnético de la Tierra puede describirse r egularmente por el modelo de una barra magnética pequeña pero p oderosa ubicada cerca del centro del planeta e inclinada al rededor de 11 grados en relación con el eje geográfico. El cam po magnético es de alrededor de 0.5 gauss en la superficie. En el centro de la Tierra existe una dínamo auto - excitada donde el hierro líquido puede moverse y generar el campo magnético. El hierro es movido en células convectiv as por el calor generado de la radiactividad residual del núc leo. Los fluidos que se mueven en el núcleo no sólo son resp onsables del origen del campo magnético sino también de sus fluc tuaciones.

El ángulo de desviación con relación al Norte Verda dero, tanto al Este como al Oeste, se denomina declinación . La inclinación, es el ángulo del campo magnético con relación a la superficie terrestre y está relacionado con las latitudes. El calor destruye el magnetismo y los materiales ma gnéticos pierden su magnetización permanente cuando la tempe ratura excede el punto de Curie . Magnetismo fósil La magnetización termo-remanente es aquella present e en las rocas en la dirección del campo magnético circundan te luego que se enfriaron por debajo del punto de Curie . Si estas rocas son datadas, se puede reconstruir la historia del campo magnético. La más vieja roca magnetizada que se conoce es de a lrededor de 3.5 mil millones de años, lo que implica que ya exi stía en el interior un núcleo fluido. La magnetización remanente de viejas rocas sugiere que el Polo Magnético terrestre ha ocupado una posición diferente en el pasado. Actualmente, el Polo Magnético está próximo al Polo Geográfico . Esta divagación polar es una indicación de que la s placas litosféricas se han movido, cambiando su pos ición geográfica. En forma errática, aproximadamente cada medio milló n de años, el campo magnético cambia su polaridad. Este fenóme no se utiliza en la estratigrafía magnética. Cuando se genera el fondo marino, la lava que fluye desde el interior se solidifica en las fracturas y se magnet iza con la dirección del campo magnético existente. Esa huella magnética viaja a medida que la corteza oceánica se expande. Usando la historia de las reversiones, se pueden tr azar isócronas (líneas de igual edad) que muestran tanto el tiempo transcurrido como la cantidad de expansión que ha o currido desde que la lava fue magnetizada en la cordillera meso-oceánica. EL CAMPO GRAVITATORIO Cuando se realizó la geodesia de la India, ocurrier on discrepancias. Estas fueron interpretadas por Airy, quien propuso el principio de la isostasia . Según ésta, el exceso de las masas montañosas arrib a del nivel del mar es compensado por la deficiencia de masas d e las raíces de las montañas que provocan el soporte por flotaci ón.

http://www.thekeytoislam.com/es/assets/images/g_mou ntain_root.jpg Los cambios del campo gravitatorio sobre la superfi cie de la Tierra son debido a la forma oblonga del planeta, s u rotación, su topografía y las diferencias de las masas sub-su perficiales. Como los primeros tres factores pueden ser corregid os, las anomalías remanentes indican diferencias geológicas del subsuelo tales como las intrusiones. Las anomalías gravitatorias asociadas con continent es, océanos y montañas muestran que la corteza terrestre no es lo suficientemente rígida como para soportar las carga s topográficas durante períodos pronunciados de tiemp o. Se forman raíces o protuberancias en la corteza, las que suministran la flotación necesaria. Esto es un ejemplo de ajuste isostátic o. Otro ejemplo es la depresión de la corteza de Fenoscandia que fue sepultada por la última glaciación. Aunque la capa de hielo desapareció, alrededor de 10000 años atrás, todavía continúa el alzamiento del área, la que se prolongará hasta que desaparezca la raíz remanente. Esto trae aparejado la desaparición del Mar Báltico . Otro tanto puede decirse del Mar de Hudson, en Canadá. 4. EL CALOR INTERIOR DE LA TIERRA El calor es energía en tránsito , que en los sólidos existe como una vibración de átomos. Las rocas son muy pobres c onductoras de calor. Así, una colada de lava de 100 metros de espesor necesita unos 300 años para enfriarse.

La radiactividad y la conversión de la energía grav itacional en energía térmica son las mayores fuentes de calor in terno del planeta. El hundimiento de vastas zonas de hierro p ara formar el núcleo debe haber liberado alrededor de 2 x 10 37 ergios de energía gravitacional en forma de calor (equivalent e a 10 15 megatones). Asimismo, dentro de cada gramo de granito hay alred edor de 300 ergios de energía térmica por año, lo que suma 10 28 ergios de energía térmica, considerando la capa exterior de g ranito (alrededor de 250.000 veces la energía de una bomba de un megatón). El interior de la Tierra es una gigantesca pero bal anceada máquina de calor alimentada por la radioactividad, corriendo a un ritmo apropiado. Bajo condiciones de alta presió n y temperatura, el manto fluye y se comporta como una substancia extremadamente viscosa, formando celdas de convecci ón. Son circuitos donde el fluido caliente se eleva y el fl uido frío se hunde.

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El flujo de calor desde el interior es la más impor tante fuente de energía (10 28 ergios por año). No obstante, el Sol envía 5.000 veces esa energía al clima, siendo el factor predominante. La energía interna de la Tierra alza montañas y la energía externa, solar, las destruye. Estado Térmico en el Interior Las mediciones muestran que aproximadamente el 25 % del flujo de calor se origina en las capas granítica, y el 75 % restante proviene del interior. En general, se observa que el flujo de calor es baj o (1 cal/cm 2/s) en áreas geológicas antiguas y alto (2 cal/cm 2/s) en regiones de más reciente creación o volcánicas. Combinando todas las regiones, el flujo promedio de calores de los continentes es de alrededor de 1.4 cal/cm 2/s [1 cal = 4.18 E+07 ergio].

El flujo de calor decrece con la edad de los fondos marinos, o sea con la distancia a las cordilleras meso-oceánic as. En las zonas de creación es de > 3 cal/cm 2/s mientras que en las regiones más antiguas es de < 1.1 cal/cm 2/s. El flujo oceánico está dominado por los procesos de enfriamiento de la recientemente creada litósfera. En las regiones meso-oceánicas, se han detectado zonas con manantiales de hasta 380 grados. Esto suma tanto como el 60% de l total del flujo proveniente del interior. La Temperatura de la Tierra El gradiente muestra un incremento de 2 a 3 oC por cada 100 metros de profundidad. Los flujos más altos están e n las regiones tectónicamente activas, mostrando un incre mento más rápido de temperatura con la profundidad (1000 grad os en 40 km). En contraste, la temperatura a la misma profun didad en las regiones estables alcanza sólo la mitad (500 grados en 40 Km). La temperatura se incrementa rápidamente con la pro fundidad en las capas externas de la Tierra (primeros 100 km), alcanzando el punto de fusión en la astenósfera (100-300 km). Por debajo de los 300 km, la geoterma debe disminuir su ritmo o todo el planeta estaría fundido, mientras que está en todos lados por debajo del punto de fusión hasta la profundidad del núcleo. Allí, la temperatura es de alrededor de 3700 grados (por arriba del punto de fusión del hierro), tal como lo requie re la cobertura externa del núcleo. La temperatura en el centro es de alrededor de 4300 grados, de acuerdo con recientes modelos.

Está cla ramente establecido que los fenómenos tectónicos se deben a las corrientes de convección internas. Existen muchas líneas de evidencia que sugieren que la convección en los 700 km superiores del manto está físicamente separada de las convecciones del manto inferior.

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La creación de nuevo piso marino y la percolación d el agua a través de la cordillera meso-oceánica es un importa nte mecanismo por la cual el calor interno de la Tierra alcanza la superficie.

5. INTERACCIONES DE CORTEZA, OCEANOS Y ATMOSFERA INTERACCIONES OCEANO-CORTEZA Se puede visualizar a los océanos como una gran caj a que está próxima a un estado uniforme, es decir, sin cambiar con el tiempo. Las cantidades de entrada ( input ) se igualan a las de salida ( output ). El tiempo de residencia es el tiempo promedio desde la entrada de un átomo al reservorio y su desaparición, por de positación. Es el cociente entre la cantidad total A de una sus tancia (capacidad) en el reservorio y la velocidad de fluj o entrante A/t. Como ejemplo, los océanos contienen 5.6 x 10 20 gr de calcio di- suelto en 1.4 x 10 24 gramos de agua de océano. Los ríos lo transportan desde los continentes y el input es com pensado con sedimentación de carbonato de calcio. Así, el agua de mar tiene una composición relativa constante, por lo menos pa ra los elementos comunes tales como el calcio. El océano circula y se mezcla en una escala de tiem po de 1000 años. Si un elemento tiene un tiempo de residencia mayor, tenderá a ser mezclado y su distribución será unifo rme en el océano. INTERACCIONES OCEANO-ATMOSFERA La atmósfera interactúa con los océanos a lo largo de la fina capa de aire inmediatamente superior al mar y a las costas. Globalmente, la mayoría de los gases en la atmósfer a se mezclan en una escala de tiempo de alrededor de un año. Est a corta residencia es un reflejo del pequeño tamaño del res ervorio. Cuando los tiempos de residencia son del mismo orde n de magnitud de la vida humana, las cantidades almacena das en la atmósfera pueden cambiar y afectar la forma de trab ajo de todo el sistema. Esto es una de las razones por la cual hay preocupación por la evolución de la cantidad de anh ídrido carbónico. Los océanos y la atmósfera se juntan también en una forma física, tal como en los vientos y el intercambio d e calor. LA BIOSFERA Y SUS INTERACCIONES La biósfera es un reservorio que contiene todos los organismos vivientes en tierra, en el agua o en la atmósfera. A diferencia de otros reservorios, no está constituido por un vo lumen único.

La biósfera se extiende a través de la hidrósfera, a lo largo de la superficie de la litósfera, y en las capas in feriores de la atmósfera. Está dispersa a través de los otros r eservorios, con variada densidad. La importancia de las plantas y de las algas se ref leja en el hecho de que ellas son responsables de la actual co mposición química de la atmósfera. INTERACCIONES DE LA SUPERFICIE CON EL INTERIOR Todos los reservorios son volúmenes conectados por sus interfaces y los flujos entre ellos. Desde hace muchos años, se reconoce que cambios con stantes tienen lugar a medida que fuerzas geológicas modifi can la superficie y el interior del planeta. Hutton observ ó la naturaleza cíclica de los cambios geológicos; mient ras tanto, Lyell los enunció formalmente ( uniformismo ).

http://www.madrimasd.org/blogs/universo/wp-content/blogs.dir/42/files/1283/o_Erosi%C3%B3n%20e% C3%B3lica%20Kalipedia.png

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Las rocas lentamente decaen y se desintegran bajo l a acción del agua y el aire. Este proceso, llamado intemperismo , produce residuos en la forma de gravas, arenas y limos, así como la erosió n del terreno. El agua y el aire también actúan al transportar los derrubios, la mayoría de los cuales terminan cerca o debajo de l nivel del mar. Los depósitos son compactados, cementados y finalme nte se convierten en rocas sedimentarias. Al tiempo, el ca lor subterráneo puede producir una intrusión de rocas í gneas.

Este episodio plutónico puede ser acompañado por el empuje de los sedi-mentos, plegándolos o fallándolos, y el alza-miento de montañas ( oro-genia ) La erosión de los n uevos terrenos reinicia el ciclo de nuevo. Esta idea cíclica, que tiene ya unos 200 años, se puede re- formular, considerando los distintos flujos entre reservorios.

http://geodinamica.no.sapo.pt/imagens/imagensintrog ex/ciclo_litologico.gif Comenzando con el manto, el flujo entre éste y la c orteza se materializa con el vulcanismo y el plutonismo.

Las fracciones fundidas del manto superior se mueven hacia arriba, ya sea para extruir la corteza en profundidad como para producir erupciones. Algunas de éstas también inyectan gas y polvo directamente en la atmósfera. Los reservorios de ríos, lagos y aguas subterráneas se superponen y percolan las capas superiores de la corteza continental disolviendo los productos de la meteorización.

Las aguas continentales se vuelcan en los océanos, arrastrando los flujos de sólidos disueltos y detritus en suspe nsión. Las partes de retorno del ciclo comienzan con la se dimentación, el largo flujo que mantiene a los océanos en equili brio uniforme. Ese flujo tiene que balancear principalme nte el flujo entrante de los ríos. Las fosas meso-oceánicas aportan basalto al fondo d el mar, el que reacciona con el agua oceánica dejando potasio y magnesio. A medida que los sedimentos son enterrados, forman parte del reservorio litosférico oceánico, hasta que los proc esos

geológicos los conduzcan al manto a través de la subducción o se transforman en litosfera continental debido a al zamiento. El alzamiento de regiones continentales completa el ciclo de Hutton exponiendo las rocas de la corteza a la mete orización y manteniendo el balance de flujos entre todos los re servorios. Hutton observó la conexión entre la superficie y el interior de la Tierra como un proceso cíclico, una sucesión sin fin de sedimentación, enterramiento, deformación y plutoni smo, alzamiento y meteorización. Existe un ciclo geoquímico donde participan largos segmentos del planeta como depósitos, lugares o reservorios y el movimiento de materiales entre esos reservorios com o flujo. EL CICLO DEL CARBONO La fotosíntesis es un proceso químico complejo por el cual las plantas que contienen clorofila convierten el dióxido de carbono y el agua en carbohidratos. Por cada 30 g d e carbohidratos, aproximadamente 112000 calorías de l uz solar son transformadas en energía química ligada con los azú cares.

La respiración es la oxidación de los carbohidratos, los que reponen la energía almacenada por la fotosíntesis. Podemos ver a la fotosíntesis y la respiración como dos flujos de dióxido de carbono y oxígeno operando entre la atmósfera, los océanos y la biósfera.

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La materia orgánica enterrada es un desbalance, o s ea, un exceso de fotosíntesis sobre la respiración. Cuando el carbón orgánico enterrado de rocas sedime ntarias es expuesto a la meteorización por alzamiento y erosió n, la materia orgánica se oxida para formar dióxido de c arbono y agua (respiración diferida). En los pasados cientos de años, los humanos hemos a celerado enormemente el flujo de la respiración diferida med iante el consumo de combustibles fósiles. Como un resultado de ello, el dióxido de carbono se ha ido acumulando en la atmós fera a un

ritmo superior al cual se va por los flujos natural es. El lado reductor del ciclo de carbono debiera aparejarse co n el lado de carbón oxidado con la producción de carbonatos en e l mar. El balance de oxígeno por el momento no está en pel igro y se dispone de unos 2000 años de reserva. Hemos usado s ólo 7 por 10000 de las moléculas de oxígeno mediante el emple o de combustibles fósiles. En cuanto al otro componente del ciclo de carbono, el dióxido de carbono, es un motivo especial de atención. La q uema de combustibles fósiles puede causar cambios climático s debido a un exceso de input de dióxido de carbono a la atmós fera. EL DIOXIDO DE CARBONO Y EL CLIMA La pequeña cantidad de dióxido de carbono de la atm ósfera (alrededor de 345 ppm) tiene profunda influencia en nuestro clima. La atmósfera es relativamente transparente a los rayos visibles de Sol. Mucha de la radiación es absorbida en la superficie terrestre y luego re-emitida como rayos de longitud infrarroja invisible hacia la atmósfera. La atmósfera es relativamente opaca e impermeable a los rayos infrarrojos debido a los efectos combinados del dió xido de carbono y el vapor de agua, los cuales absorben la radiación en lugar de dejarla pasar al espacio exterior. El calo r de radiación absorbido en la atmósfera es devuelto nue vamente a la superficie y la temperatura aumenta ( efecto invernadero ). Desde el comienzo de la revolución industrial, hemo s estado arrojando dióxido de carbono hacia la atmósfera en un consumo acelerado de combustibles fósiles. No obstante, la mayoría de ese dióxido de carbono h a sido mezclado con el océano debido al equilibrio entre l as moléculas de gas y las moléculas disueltas en el agua. El problema podría producir un incremento de temper atura estimado entre 1.5 y 4.5 oC en esta centuria, provocando importantes cambios en el clima. La incidencia real es materia de importante discusión. Los científicos que estudian el aire atrapado en lo s núcleos de los casquetes polares han hallado variaciones marca das en el dióxido de carbono durante los pasados 3000 años, c asi al nivel de los que han causado los seres humanos. Esto tend ería a demostrar que si bien los cambios deben ser motivo de preocupación, la incidencia humana por el momento n o ha superado a la de otros factores.

6. LA ESCALA GEOLOGICA DE TIEMPO Los procesos del planeta se encuadran dentro de un amplio rango de períodos o escalas de tiempo. A pesar de ocasion ales terremotos o erupciones volcánicas, la Tierra parec e proveernos con una razonable fundación estable sobre la cual s e puede construir la civilización. Esto es verdad en las escalas de tiempo importantes para la sociedad organizada, cientos o miles de años. En un a escala geológica de tiempo de cientos a millones de años, la Tierra es mucho menos estable. A pesar de que son muy lentos, los procesos como la erosión están continuamente desgastando la superficie. La velocidad de erosión puede ser estimada sumando todos los productos de la desintegración y disolución que son transportados por los ríos y el viento. Para Améric a del Norte esto equivale a 0.03 mm/año. A modo de ejemplo, se necesitan cientos de millones de años para abrir una llanura oceánica (5 cm/año), alreded or de 20 millones para alzar una cadena montañosa (0.2 mm/añ o) y cientos de millones de años para erosionar un continente a nivel de mar. Asimismo, la respuesta rebote que se produce en los continentes debido al retiro del hielo, como por ej., en la cit ada Fenoscandia es de 1 cm/año. LA MEDICION DEL TIEMPO Los fósiles son los restos de organismos antiguos q ue se encuentran hoy en rocas sedimentarias. El concepto de evolución (Darwin, 1859) tuvo un impacto inmediato en la geología sedimentaria, al darle un marco teórico para la ya adoptada idea que vinculaba los cambios en los fósiles con el tiempo con la posibilidad de usa rlos como escala de tiempo estratigráfico. Pero, no se tuvo un fundamento preciso y verificabl e del tiempo absoluto hasta que el físico E. Rutherford, que es taba estudiando procesos radiactivos, sugiriera que los minerales radiactivos podían ser usados para datar rocas.

Cuando la serie completa de productos de desintegra ción fue firmemente establecida, resultó claro que la Tierra no tenía millones de años de antigüedad, sino miles de millo nes. La razón importante por la cual el decaimiento radi activo ofrece un medio idóneo para medir el tiempo está re lacionada con el hecho de que la velocidad promedio de desint egración es fija y no varía con ninguno de los cambios físicos o químicos que afectan los procesos geológicos. Los números que se usan para leer el reloj radiactivo son suministrados en la forma de nuevos átomos, los elementos hijos , que son formados de la desintegración de los elementos padres . La velocidad es comúnmente fijada en términos de se mi-vida, el tiempo requerido por la mitad del número original d e átomos radioactivos para decaer. Entre los elementos más comúnmente usados se encuen tran: uranio 235-238, rubidio 87, potasio 40 y carbono 14. Lo que actualmente medimos es el tiempo transcurrid o desde que el material padre radiactivo comenzó a decaer, proc eso en el cual el elemento hijo no pudo escapar y permaneció atrapado en la roca. Holmes graficó las mediciones radiactivas de las ro cas con la escala estratigráfica. De esta manera, le fue posible relacionar las edade s de los sedimentos, que fueron datados por fósiles, y las rocas ígneas relacionadas con sedimentos, que fueron datadas por radiactividad. Como resultado de ello, y de posteriores verificaci ones, hoy se tiene una idea bastante clara del tiempo absoluto d e la columna estratigráfica. El advenimiento de la datación radiactiva en esta centuria ha permitido poder avanzar en el conocimiento de los t iempos precámbricos, que en general están representados po r rocas metamórficas y plutónicas que carecen de fósiles.

Tiempo millones de años 4600

570

247

65 1,9

Los geólogos pueden medir los sedimentos fanerozoic os con una precisión de 10 millones de años usando fósiles, mi entras que en las rocas precámbricas se puede hacer dentro de un rango de 60 millones. 7. LOS MINERALES Las especies químicas naturales constituyen los min erales, mientras que las rocas son ensamblajes de minerales que presentan caracteres homogéneos. Los análisis químicos indican que en la composición de la corteza existe sobreabundancia de algunos elementos tales como los indicados en la tabla. Composición de la Corteza

ELEMENTO % en PESO % en VOLUMEN

Oxígeno 46.6 9 3.77 Silicio 27.72 0.86 Aluminio 8.13 0.47 Hierro 5.00 0.43 Calcio 3.63 1.03 Sodio 2.83 1.32 Potasio 2.59 1.83 Magnesio 2.09 0.29

Los átomos se agrupan hasta llegar a constituir roc as y éstas afloramientos rocosos. CARACTERISTICAS DE LOS MINERALES Los minerales son sustancias sólidas, naturales, in orgánicas, que tienen una estructura cristalina definida, prop iedades

físicas específicas y una composición fija, dentro de un estricto rango. Los minerales están constituidos por una repetición indefinida de compuestos electropositivos y electronegativos. Algunos tienen una composición química compleja, incluyendo varios elementos, mientras que otros son simples, tales co mo los elementos nativos (el oro, por ejemplo). Las propie dades de las rocas están definidas por las propiedades de los mi nerales que las constituyen. Un cristal, es una pieza de materia cuyos bordes so n superficies naturales planas. La regularidad de las caras de los cristales es el rasgo más sorprendente de la fo rma externa de los minerales. Esto es una manifestación de la s imetría de los arreglos de los átomos que constituyen los cris tales. Los cristales se forman usualmente cuando un líquid o solidifica o cuando una solución se vuelve sobresaturada (suma mente enriquecida en materiales disueltos) y la misma no puede ser mantenida. Así, la sustancia disuelta precipita de la solución. Cuando algunos líquidos se solidifican rápidamente, los sólidos no forman cristales sino una estructura amorfa o vi driosa, sin regularidad o sin orden simétrico en el ensamblaje de los átomos. Los análisis matemáticos muestran que hay tan sólo 32 formas diferentes de ensamblaje de átomos alrededor de un punto. Las medidas de los ángulos entre las caras de los c ristales y el análisis de su simetría conducen a una simple cl asificación que consiste en un número limitado de sistemas y de clases dentro de esos sistemas. La observación microscópica de los minerales, espec ialmente de su comportamiento ante la polarización de la luz, h a permitido construir tablas de identificación de cristales y d e minerales. La difracción de rayos X es una técnica usada como un medio rápido de identificación de minerales a partir de s u estructura. No hay dos minerales que tengan el mismo patrón de rayos X, aún cuando posean el mismo tipo de estructura cristalin a. El espaciamiento y la intensidad de la reflexión depen den del tipo de átomos, como así también del ensamblaje distinti vo de cada mineral. Tipos de enlaces Los elementos pueden ser clasificados sobre la base de su estructura electrónica. Los electrones de valencia de cada capa

y la estabilidad de la capa exterior determinan la naturaleza de los vínculos químicos de un elemento con otros e n un cristal. La más simple forma de enlace químico es el enlace iónico , que está formado por atracción electrostática entre ion es de carga opuesta, por ejemplo el ClNa , llamado halita (sal). En el enlace covalente , los compuestos alcanzan una configuración electrónica estable, compartiendo ele ctrones en lugar de ganar o de perderlos. La formación de esos enlaces depende del número y la distribución de los electro nes compartidos en la capa exterior, por ejemplo, el di amante. El enlace de Van der Walls es una atracción eléctrica débil que está relacionada a la asimetría de ciertos iones y átomos. El ensamblaje de cristales con átomos El número de coordinación es el número de iones unidos a un ión de carga opuesta. Por ejemplo, en el ClNa , tanto los iones de Sodio como los de Cloro están en coordinación seis. Este número de coordinación puede ser estimado sobr e la base de los tamaños relativos de los iones. Los cationes son pequeños, la mayoría de ellos meno res que 10 a 8 cm de radio, mientras que la mayoría de los anion es son mayores. P artiendo de esta base, la mayor parte del espacio d e un cristal está ocupado por aniones, mientras que los cationes rellenan el espacio entre ellos. Observando los modelos de empaquetamiento de cation es y aniones, y considerando la relación de sus radios, se pueden predecir los tamaños y los tipos de átomos que pued en combinarse. Algunas sustancias químicas forman más de un tipo d e estructura cristalina y son llamadas polimorfas , por ejemplo, el carbonato de calcio forma la calcita (cristal trigonal) y la aragonita (cristal ortorómbico). LA ESTRUCTURA DE ALGUNOS MINERALES COMUNES La mayoría de las rocas está conformada por silicat os minerales, compuestos por los elementos más abundan tes de la corteza: el oxígeno y el silicio. La base de todas las estructuras de silicatos es la relación de radios del silicio al oxígeno, de alrededor de 0.3, lo cual le

permite a cada silicio ser coordinado por cuatro ox ígenos en un tetraedro regular. El vínculo entre el sílice (Si) y el oxígeno (O) es medio iónico y medio covalente. Muchos minerales silicatados también contienen alum inio, el tercer elemento en abundancia de la corteza. La relación de radios entre el aluminio y el oxígen o es 0.36, suficientemente próximo al del Si-O como para permi tirle al aluminio reemplazar a los iones de silicio en la es tructura tetraédrica. Esta relación de radios le permite al aluminio tene r coordinación seis y formar octaedros. Los silicatos son clasificados de acuerdo con el mo do en que los tetraedros se ligan, formando grupos aislados, anillos, cadenas simples y dobles, hojas y cuerpos tridimens ionales ( tabla ). Estructuras de los silicatos Geometría de tetraedros Relación Si/O Ejemplo Aislados 1:4 Olivino Anillos 1:3 Berilo Cadenas simples 1:3 Piroxenos Cadenas dobles 4:11 Anfíboles Hojas 2:5 Arcillas Tridimensional 3:8 Feldespatos 1:2 Cuarzo

Todos los cristales naturales incorporan defectos e imperfecciones, desórdenes en la distribución de ca tiones y aniones, dislocaciones (tales como pequeñas fallas) , átomos faltantes, etc. Estos defectos pueden ser relacionados con el creci miento del cristal. Asimismo, los vidrios pueden mostrar algun a organización en regiones pequeñas de su estructura. PROPIEDADES FISICAS Y QUIMICAS DE LOS MINERALES La forma en que los iones y átomos se vinculan tien e un efecto directo en las propiedades físicas de los minerales que forman. Pocos enlaces son exclusivamente iónicos o covalent es, siendo la mayoría híbridos . Por esa razón, la correlación con las propiedades es una generalización débil. Las propiedades de mayor importancia para los ingen ieros son la dureza, la fractura, la gravedad específica y la es tabilidad (que es la reactividad con los gases, líquidos y ca mbios de temperatura).

LOS MINERALES ARCILLOSOS El término arcilla es usado en sentido amplio para describir un grupo de minerales, un tamaño de partículas (menore s a 4 micrones), o un conjunto de propiedades. Los minerales arcillosos están constituidos por unidades simples, como las hojas tetraédricas de iones silic io y oxígeno, llamada sílice , o como las hojas octaédricas de iones aluminio, magnesio, hidroxilo y oxigeno, llamadas alúmina . Debido a que esas unidades pueden ser acomodadas en distintas formas y pueden llevar agua adsorbida y otros iones, se forma una variedad de especies. Las arcillas son proclives a la sustitución de ione s dentro de su estructura produciendo variaciones en las cargas superficiales y diferenciándose en el espesor del a gua que las rodea.

Esto trae aparejado impo rtantes cambios en la resistencia y distribución de las fuerzas atractivas y en la distribución de los iones. La naturaleza hojosa de la estructura hace que puedan desarrollar una alta superficie específica , dominando ésta sobre las propiedades volumétricas.

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La superficie es tan importante que merece resaltar se: del orden de 10 a 100 m 2 por gramo de arcilla. MINERALES QUE LOS INGENIEROS DEBEN CONOCER Si bien es cierto que existen cientos de minerales, la lista de aquellos que son más importantes para la Ingeniería incluye sólo alrededor de 20. Se trata de los minerales formadores de las princip ales rocas o de especies que tienen propiedades notables, genera lmente negativas y de cuidado. La referida lista incluye:

Silicatos : cuarzo, feldespatos (ortoclasa y plagioclasas), mi cas (biotita y muscovita), clorita, hornblenda, augita, olivino Carbonatos : calcita, dolomita Otros : yeso, anhidrita, halita, pirita, grafito. Estructuras de los silicatos

http://bibliotecadigital.ilce.edu.mx/sites/ciencia/ volumen3/ciencia3/109/img/arc029.gif 8. LAS ROCAS Las rocas son agregados sólidos de cristales o de g ranos de uno o más minerales. Se pueden subdividir, según su ori gen, en tres grandes categorías:

Igneas Metamórficas Sedimentarias

Las rocas ígneas se forman por el enfriamiento y la cristalización de un material fundido llamado magma. Las rocas metamórficas se deben a la recristalización de otras rocas (previamente formadas), a elevadas presiones y temperaturas y en estado sólido o semisólido. Las rocas sedimentarias , por su parte, se forman por agregación y cohesión de minerales u otros granos en o cerca d e la superficie. Los procesos de formación de rocas y de sus modific aciones en superficie involucran transformaciones químicas y f ísicas de

rocas previamente formadas a materiales más o menos estables en el ambiente superficial. Para la distinción de las unidades rocosas en el te rreno se tiene en cuenta:

- la naturaleza de los constituyentes - el ordenamiento de estos en el espacio - el mecanismo de unión entre las partículas - el tamaño de los granos de las partículas

En la identificación de los tipos de rocas, tiene i mportancia el reconocimiento de la textura , que es la disposición de los cristales o granos en el interior de la roca, y la estructura , que es la arquitectura de la roca en su conjunto. Las rocas sedimentarias son identificadas principal mente por su estratificación (no siempre visible o existente), p ero también por su textura y por su mineralogía. La identificación de una roca metamórfica depende d el reconocimiento de la foliación y otras texturas típ icas. De la misma manera, las claves para distinguir las rocas ígneas son su mineralogía, textura y estructura característica s. Dentro de los grupos principales, la identificación también se realiza sobre la base de la observación de la miner alogía y la textura. LAS ROCAS IGNEAS Las rocas ígneas están divididas en tres grupos, se gún sea la profundidad en la que se emplace el magma del que p rovienen:

a) plutónicas o intrusivas (profundas) b) hipoabisales o filonanas (intrusivas superficiales) c) volcánicas o extrusivas (que solidifican en superficie)

El moderno sistema de clasificación de los grupos d e rocas está basado en su química y en su composición mineralógi ca. Los dos términos más comúnmente usados se refieren a una am plia división en félsicas (claras) y máficas (oscuras). Los minerales dominantes en los grupos claros son l os feldespatos y el cuarzo (ambos ricos en sílice). Lo s del grupo oscuro son los piroxenos, anfíboles y el olivino, t odos los cuales son ricos en magnesio y hierro. Asimismo, se los divide de acuerdo con el tamaño de grano, que está relacionado con el modo de formación. La textu ra indica que, mientras más rápida es la solidificación, más finas son las partículas o granos y más pobre es la cristalin idad.

Los magmas que han enfriado más lentamente pueden r esultar en rocas muy granulares, con cristales visibles de has ta varios metros; estas rocas se llaman pegmatitas y pertenec en al grupo de las rocas filonianas. Por su parte, los magmas más rápidos en solidificar son los materiales volcánicos, que son eyectados y arrojado s al aire durante las erupciones (rocas piroclásticas ). Muchas rocas ígneas están constituidas por una mezc la de cristales largos o grandes (llamados fenocristales) dentro de una matriz de cristales pequeños; se las denomina porfiritas . La figura muestra las denominaciones más comunes de las roca s ígneas y las relaciones que las definen. Es de destacar que la principal roca plutónica es e l granito, mientras que el basalto es la principal entre las r ocas ígneas extrusivas. Existen equivalencias entre las rocas de grano grue so, como las plutónicas, y las lavas y las rocas piroclásticas. Por ejemplo, el basalto es el equivalente volcánico del gabro . La mayoría de las rocas ígneas constituyen excelent es materiales ingenieriles, debido a su textura crista lina compacta. Cuando están poco o nada alteradas, forma n materiales de la mejor calidad para agregados, balasto y funda ciones.

http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/alumno/1bachi llerato/petrogeneticos/imagenes/ima31b/magmatismo2. gif Asimismo, si presentan poco diaclasamiento, permite n las excavaciones tanto a cielo abierto como en túneles, con costos reducidos de sostenimiento. LAS ROCAS SEDIMENTARIAS La mineralogía y la textura también son útiles en l a subdivisión de las rocas sedimentarias. Se clasific an en dos

grandes grupos: las rocas sedimentarias detríticas y las químicas . La figura indica cómo se generan sus nombres.

Clásticos BRECHA ARCOSA GRAUVA CA PIZARRA (anguloso) (c/feldespato) (físil) CUARZO ARENITA CONGLOMERADO ARENISCA LIMOLI TA ARCILITA GRAVA ARENA LIMO ARCILLA ___________________________________________________ ____________

Log tamaño 256 8 4 2 1 0,5 0,25 1/8 1/16 1/256 mm

Químicos ROCA Caliza Dolomita Ferrosos Evaporitas Cher Orgán icos Fosfato Composic. Química

CaCo3 CaMg(CO3) 2 Silicatos Carbonatos

NaCl CaSO4

SiO 2 Carbono Ca 3(PO4) 2

Minerales Calcita Dolomita Hematita Limonita Siderita

Yeso Anhidrita Halita

Opalo Calcedonia

Carbón Petróleo

Apatita

Las arcilitas, las areniscas y las calizas, son los tres tipos de rocas sedimentarias más abundantes, representand o más del 95% de ellas. De esa fracción, alrededor del 70% son arcilitas, e l 20% son areniscas y un 10% son rocas calcáreas. Los sedimentos detríticos se forman por transporte mecánico y depositación de clastos (partículas). El tamaño y la forma de las partículas sedimentaria s son característicos de la naturaleza de las corrientes de transporte. La morfología de los granos de las rocas sedimentar ias es una propiedad importante desde el punto de vista ingeni eril debido a que se puede requerir una cierta redondez, angulo sidad o forma para una aplicación particular o para dar pro piedades a materiales como el hormigón , por ejemplo. El grado de redondez de las partículas es formulado por medio de una escala subjetiva. La forma de las partículas de los sedimentos puede ser medida a partir de la longitud relativa entre sus tres dimen siones (ejes del grano).

El agrupamiento de las partículas se denomina fábrica y su diseño influye, ya que determina las anisotropías m ecánicas e hidráulicas (planos de debilidad, estratos permeabl es…). Las rocas sedimentarias químicas son precipitados de soluciones que ocurren mayormente en los océanos; su mineralog ía refleja la composición de la solución madre. Las evaporitas constituyen un grupo de rocas sedimentarias químicas formadas a partir de la evaporación de agu as con sales en solución en cuerpos tales como lagunas o lagos s alados, propios de regiones áridas (cuencas cerradas con in tensa evaporación). El proceso de formación de una sedimentita comprend e la litificación , que es la conversión de una masa de sedimentos no consolidados en una roca coherente y sólida. Involucra procesos de recristalización (formación de cristales), compactación (reducción de volumen por pérdida de vacíos o deshidratación) y cementación (actuación de sustancias intersticiales que adhieren a las partículas entre sí). La resistencia mecánica de las rocas litificadas es proporcional a la resistencia de sus granos en comp resión y a la del material cementante en esfuerzos de tracción . LAS ROCAS METAMORFICAS Las rocas metamórficas son el resultado del metamorfismo , proceso que puede ser regional , dinámico o de contacto . El metamorfismo regional es producido por calor y presión, que transforman los sedimentos y las rocas en profundid ad. El metamorfismo de contacto , en tanto, se produce por la afectación de las rocas cercanas a una intrusión ígnea , mayormente por calor. La mayoría de las rocas metamorfizadas regionalmen te muestran foliación , una estructura hojosa debido al alineamiento paralelo de minerales. El metamorfismo de contacto, en cambio, tiende a pr oducir rocas del tipo granular, como los hornfels . Consecuantemente, el tipo de foliación y el tamaño de los granos son usados como base para la subdivisión de las rocas metamórficas en esquistos , pizarras , gneises y granulitas ( figura ).

Otras rocas metamórficas son denominadas según sus minerales constituyentes predominantes, tales como el mármol (calcáreo metamorfoseado) y la cuarcita (cuarzoarenita metamo rfoseada). La fábrica de las rocas metamórficas es el resultado del crecimiento de cristales (lo que produce un entrecr uzamiento de granos), porosidad pequeña y alta resistencia mecán ica. La presencia de presión en la génesis genera frecuente mente una orientación en los granos y, consecuentemente, anis otropía mecánica en los macizos (comportamiento diferencial ante los esfuerzos actuantes, según su dirección). La anisotropía es de particular importancia para las actividades ingenieriles y debe ser tenida en cuent a en el diseño de las fundaciones y en la ubicación, el dis eño y procedimientos de avance en excavaciones y túneles. Las rocas metamórficas son rocas cristalinas con pr opiedades similares a las ígneas pero de mayor complejidad, a l tener un rango composicional más amplio y la ya comentada an isotropía. LAS ROCAS COMO MATERIALES INGENIERILES La división presentada seguidamente es eminentement e genética y no implica propiedades útiles para la Ingeniería. P or esa causa, la descripción de las rocas debe ser complem entada con otras características. Dado que las rocas pueden varían enormemente, una o bservación cuidadosa y los ensayos pertinentes son de vital im portancia. Como las distintas variedades de rocas tienen propi edades diferentes, se debe tener cuidado cuando dos o más tipos de rocas están involucrados en los macizos rocosos aba rcados por

un proyecto. El análisis debe poder contestar los s iguientes tópicos:

- escala y geometría - grado de alteración - erosión - presencia de fracturas y pliegues - bordes entre los tipos de roca - distribución del agua en sus poros

Esta visión debe ser modificada con el énfasis pues to en aquellos rasgos que sean de interés para el ingenie ro, sea como material de construcción, excavación y/o fundación. Desde este punto de vista, son importantes las dime nsiones de los cuerpos rocosos, su continuidad y sus propiedad es mecánicas y, hasta cierto punto, las propiedades químicas. Una clasificación interesante para los ingenieros, debido a que incluye parámetros de importancia para la actividad es la siguiente: TEXTURA I

Cristalina

La roca consiste enteramente en granos entrelazados que no pueden ser despr endidos al rayarlos

II

Cristalina embebida

Los granos están aislados por una matriz y no pueden ser desprendidos

III

Indurada

Los granos entrelazados no son visibles ni pueden ser desprendidos

IV

Compacta

No existen granos visibles pero se despr enden partículas al ser rayadas

V

Cementada

Los granos son visibles y pueden desprenderse al ser rayados

ESTRUCTURA h Homogénea No existe acomodamiento visible de los granos l Lineal Preferencia de orientación linear en los

granos i Foliada intacta Agrupamientos visibles de granos o colores

pero no de fracturas j Foliada fracturada Estructuras planares visibles tales como

estratificación o fracturas

COMPOSICION N No calcáreo P Parcialmente calcáreo C Calcáreo

COLOR 1 Coloreado claro 2 Coloreado oscuro

TAMAÑO DE GRANO Y SELECCIÓN a Granular grueso Partículas mayores que 2 mm b Granular medio Partículas entre 0,1 y 2 mm (visible ) c Granular fino Partículas menores que 0,1 mm (no vis ible) x Equigranular Granos aproximadamente del mismo tamañ o y Inequigranular Granos mostrando un rango de tamaños

http://profesores.sanvalero.net/~w0548/min%20y%20ro c%20imagenes/Minerales%20y%20Rocas_archivos/RYM-13.GIF

http://www.oxfordjournals.org/our_journals/petroj/o nline/Volume_40/Issue_06/graphics/egc043f3.gif

9. EL MAGMATISMO El magma es una solución de muchos constituyentes químicos a temperaturas entre 600 y 1200 oC y con presiones de 2 a 12 kb.

Su generación es un fenómeno local de la corteza in ferior y el manto superior, debido a la acumulación de calor. U na vez formado, el magma es un líquido menos denso que los sólidos que lo rodean y tiende a desplazarse hacia arriba. La composición de los magmas varía de un lugar a ot ro y con ello la de las rocas resultantes. La explicación a la diversidad de composiciones radica en la forma de f undirse, cómo y dónde se acumulan y se movilizan y cómo cris talizan para formar rocas ígneas.

La mayor división de las rocas ígneas en finamente cristalinas (como los basaltos) y rocas de textura gruesa (como los granitos) está basada en sus diferentes orígenes. El vulcanismo da lugar a las rocas extrusivas , que se enfrían rápidamente en la superficie. El plutonismo , que implica la cristalización del magma en profundidad, donde las temperaturas y presiones son altas, da lugar a las rocas intrusivas , que se enfrían lentamente para formar cristales gruesos. L as rocas hipoabisales o filonianas , por su parte, cristalizan cerca de la superficie. El origen del magma El magma existe como una región líquida discreta de ntro de la corteza sólida. En las cordilleras mesooceánicas se produce la mayor generación de magma basáltico. Los granitos y otras intrusivas silícicas se encuentran casi exclusivame nte en los continentes. Entonces, la corteza continental es má s silícica, en contraste con la composición máfica de la corteza oceánica.

Las temperaturas de fusión de las rocas varían gran demente con la presión, temperatura y la cantidad de agua prese nte. El punto de fusión baja con el aumento del contenid o de agua y de la presión. Las diferencias en la composición de fusiones basál ticas, y los lugares en donde se originan, sea en la corteza com o en el manto, se deben a: 1) los efectos de presión y contenido de agua a las temperaturas de fusión de los basaltos y de los silicatos minerales 2) las diferentes rocas fuente, que dan origen a fu siones parciales 3) los variados procesos de diferenciación, que ocu rren a medida que el líquido asciende a través del manto y de la corteza . Muchos granitos son formados probablemente por meta morfismo o por la fusión parcial de una mezcla de sedimentos y antigua corteza en las zonas de subducción, tanto en la cor teza como en el manto superior. LAS ROCAS INTRUSIVAS El granito es una roca formada por la cristalizació n desde una masa fundida, caliente. A medida que asciende, el magma intruye la roca de las partes superiores de la corteza y se enfría lentamente. Al lí forma cristales de cuarzo, feldespato, mica y otros. Las rocas ígneas contienen muchos minerales. Uno de los minerales félsicos más simples son las plagioclasas , que son una mezcla de albita (un aluminosilicato sódico) y anortita (un aluminosilicato cálcico). Ellos cristalizan a diferentes rangos de temperatur as, involucrando una continua reacción de los cristales recientemente formados, con la mezcla circundante, hasta ocurrir la cristalización completa. Esta se produce con cristales que tienen la misma c omposición, a menos que por alguna circunstancia el proceso se interrumpa. El orden de cristalización de los minerales máficos puede producir diferenciación (en una serie discontinua d e reacción) antes que una continua gama de composiciones, como en el caso de las plagioclasas. En la cristalización fraccionada, los cristales for mados al principio no reaccionan continuamente con el magma.

La diferenciación magmática La diferenciación magmática o fraccionamiento es el proceso por el cual un magma madre uniforme origina rocas de un a variada composición. Esto ocurre debido a las diferentes fa ses de cristalización, a partir del magma a diferentes tem peraturas. Una fusión parcial está formada tanto por una reacc ión continua como por una serie discontinua en la cual la propor ción del líquido a sólido remanente depende de la composició n y temperatura de fusión de las rocas fuente y de la t emperatura y presión. Bowen (1928) combinó las cristalizaciones continua y discontinua de los principales minerales de las roc as ígneas en un esquema general de diferenciación magmática ( esquema). En la naturaleza, los mecanismos son más complejos que los de los primitivos modelos. La diferenciación magmática puede ocurrir como resu ltado de cristalización fraccionada, fundición parcial, enfr iamiento diferencial, inmiscibilidad de líquidos, variación en el contenido de oxígeno y mezcla de diferentes magmas. ORDEN DE CRISTALIZACION

OLIVINO PLAGIOCLASA

CALCICA AUGITA HORNBLENDA PLAGIOCLASA

SODICA

BIOTITA

FELDESPATO POTASICO

MUSCOVITA

CUARZO Esta diferenciación puede producir magmas silícicos a partir de magmas originalmente máficos. Asimismo, grandes cuerpos graníticos asociados con las zonas de convergencia de placas tectónicas pueden haberse fo rmado por fundición de algunas combinaciones de sedimentos, r ocas ígneas y metamórficas que pueden dar lugar a composiciones graníticas. LAS FORMAS DE LAS INTRUSIONES MAGMATICAS Los mecanismos por los cuales las rocas ígneas son formadas en profundidad pueden ser estudiados solo indirectamen te, a partir de la evidencia reunida luego de que éstas han enfr iado.

http://geodinamica.no.sapo.pt/imagens/imagensintrog ex/batolito.gif http://personales.ya.com/geopal/g-b_1bach/ejercicio s/imagenes/estrucmag.gif

El magma ascendente a través de la corteza se hace espacio para circular de varias formas: empujando, deglutiendo l as rocas de caja o expandiéndolas. Los plutones son grandes cuerpos ígneos que han cri stalizado en profundidad a partir del magma. Los lopolitos y bat olitos son intrusiones masivas de magma que presentan grano gr ueso. Un lopolito es un intrusivo largo, generalmente concordante, cuyo centro se ha hundido hacia abajo, tanto el pis o como el techo, en forma de ensaladera. La mayoría están dif erenciados, mostrando bandas de minerales contrastantes.

Los batolitos son intrusivos discordantes de una área de por lo menos 100 km 2. Si son menores, se denominan stocks . Asimismo, tienen varios kilómetros en profundidad (de 10 a 30 km). Algunos muestran contactos pronunciados con la roca de caja y presentan estructuras de flujo, lo cual implica que fueron formados por inyección de una intrusión magmática. Otros, se presentan limitando en forma gradual con la roca de caja, sin contactos bruscos, sugiriendo que los sedimentos pr eexistentes fueron granitizados, convirtiéndose in-situ en granito por fusión parcial y por invasión de soluciones y gases calientes. Los lacolitos son formados por la inyección de magm a a lo largo de planos de estratificación, con una forma de hong o, abombando las capas suprayacentes. Los sills o filones capa son plutones tabulares que se han formado por inyección de magma entre capas de rocas estratificadas en forma concordante.

Los diques son plutones tabulares que están discordantes, cortando las capas de la roca de caja. LOS FENOMENOS EXTRUSIVOS Las lavas difieren del magma madre por haber perdido algunos constituyentes volátiles y haber ganado o perdido a lgunos com-puestos químicos, en su ruta hacia la superficie. El vapor de agua es el mayor constituyente de los g ases (70 a 95%) y es seguido por el dióxido de carbono, el dió xido de sulfuro, trazas de hidrógeno, monóxido de carbono, azufre y cloro. Los volcanes son las fuentes de la atmósfera y de los océanos. La erupción es un fenómeno conducido por el gas en solución y su ebullición desde los magmas, en función de sus t emperaturas, presión y composición.

http://www.monografias.com/trabajos60/sismicidad-vu lcanismo/Image1.gif http://www.telefonica.net/web2/jjacedo1/Imagenes/Ge ologia/05-erupcion%20%28Esquema%29.jpg

La mayor parte de la expulsión explosiva de lava y otros materiales piroclásticos es debida a la exsolución (separación) de los gases disueltos de la lava, a medida que ést a asciende por la chimenea volcánica hacia regiones de baja pr esión. El principal compuesto volátil es el agua, que es m antenida soluble en el magma debido a una alta presión exter na. Si la presión externa disminuye o la presión interna (ten sión de vapor) aumenta, el agua se separa del magma, forman do burbujas. Una vez que la ebullición comienza, se producen var ias etapas de mezcla de líquidos, partículas sólidas y gases, con variaciones en densidades y viscosidad. Cuando el n úmero de burbujas se incrementa, la viscosidad de esta espum a es mayor. Esto puede llevar al taponamiento del conducto. Más tarde, las burbujas coalescen y el sistema se transforma en un o de partículas fluidificadas y gotas líquidas atrapadas en una

corriente de gas hacia arriba. Los cambios de líqui dos a gases están diferenciados como rasgos distintivos de los mecanismos de intrusión. Los materiales volcánicos La naturaleza de la actividad volcánica depende del tipo de material expelido. La composición mineralógica de l as lavas afecta a los estilos eruptivos y a las clases de pa isajes que forman luego de enfriarse. El volumen del material eyectado puede alcanzar cif ras importantes, tanto en producción global anual (ver tabla ) como en erupciones individuales. Producción anual promedio de material volcánico

Márgenes de Placas Zona de subducción (volcanes en islas): 1 .0 km 3 extensión (dorsales): 4-5 .0 km 3

Interiores (intraplaca) Placas oceánica (islas volcánicas, guyot: 1 .0 km 3 Placas continentales (plateau): 0 .1 km 3

Total: 6- 7 .0 km 3

Comparación gráfica de grandes erupciones ocu-rridas en épocas recien-tes. Relación con la m agnitud de las ocurridas en el campo volcánico de Yellowstone, EE.UU.

http://www.uwec.edu/jolhm/EH2/Erickson/comparison.j pg

Las lavas se clasifican en félsicas, intermedias y máficas, basándose en el contenido decreciente de sílice (cl aras) y creciente de minerales conteniendo hierro y magnesi o (oscuros). Los magmas con alto contenido de silicio conducen a un incremento de viscosidad, con retención de volátile s y un incremento de presión que origina explosiones viole ntas. Por su parte, las erupciones basálticas son relativamente calmas. Las principales lavas son grupos basálticos (máfica s) e intermedios. Los magmas ultramáficos casi nunca lle gan a la superficie a través de vulcanismo.

Las Corrientes de lava Las lavas basálticas pueden fluir ladera abajo porq ue son altamente fluidas. Alcanzan velocidades de desplaza miento de hasta 100 km/h y cuerpos de 50 km de largo. Se desp arraman en finas capas. La riolita, el magma más félsico, es m ás viscoso y fluye muy lentamente, formando depósitos gruesos. L a andesita, con su contenido de silice intermedio, muestra prop iedades intermedias. Los flujos basálticos se pueden ver en formas pahoehoe (forma de cuerda), una lava altamente fluida que se despar rama en capas. Las lavas aa son lavas de menor movimiento y de superficies ásperas; han perdido su volatilidad y f luidez. Las explosiones varían en la escala de los bloques que arrojan, desde el tamaño de una pelota de futbol hasta grand es como una casa. Las pillow lavas (pilas de bloques en forma de bolsas), elipsoidales, de alrededor de un metro, son caracte rísticas de erupciones submarinas basálticas y andesíticas. Cuando las efusiones emiten vapor u otros gases, se forman amígdalas (espacios vacíos). La lava extremadamente amigdaloide pasa a llamarse pumita . Cuando las lavas se enfrían, se contraen y se diacl asan de modo columnar, con discontinuidades perpendiculares a la superficie de enfriamiento. Asimismo, se pueden formar cuevas o tubos cuando la fuente de alimentación se corta y la lava remanente drena de su canal. Los depósitos piroclásticos La tefra es el nombre dado al conjunto de sólidos eyectados del volcán. Son de tamaño variable, desde micrones a me tros. Los gases disueltos y el agua son importantes const ituyentes del magma y pueden ser emitidos durante una erupció n con violencia. Esto es común en los magmas félsicos. Los piroclastos son materiales rocosos fragmentarios eyectados hacia el aire. Varían entre polvo o ceniza (2 mm) h asta bombas (6 cm a 100 m). Cuando caen, forman tufitas (de partículas finas) y brechas volcánicas (de partículas gruesas).

Los flujos piroclásticos se forman a partir de partículas sólidas y gases calientes (800 oC) llamadas nubes ardientes y pueden formar tufas soldadas o ignimbritas . Los Estilos eruptivos Erupciones lineales Desde las fisuras largas y angostas pueden emanar t anto lavas basálticas como materiales piroclásticos félsicos. Los basaltos forman los plateau , y también se encuentran en conexión con la expansión del fondo oceánico. En 1783, en Islandia, se produjo un evento de este tipo desde una fisura de 32 km de largo; arrojó 12 km 3 de basalto.

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Los materiales piroclásticos pueden producir extens os campos ignimbríticos, aunque no haya registros históricos. Erupciones centrales Son producidos por chimeneas que arrojan materiales extrusivos formando conos característicos. En la mayoría de lo s volcanes, se origina un cráter en su ápice. Los aparatos form ados por lavas basálticas tienen taludes tendidos (6 a 12 gr ados) y

pueden formar una especie de escudo, como el Mauna Loa, en Hawaii. Las lavas félsicas son tan viscosas que apenas pued en fluir y producen domos volcánicos (como la extrusión de pasta dentífrica). Estos pueden luego ser destruidos por la explosión, como ocurrió con el Mt. S. Helen (Washin gton).

Los conos de cenizas se construyen de materiales piroclásticos eye ctados desde la chimenea y tiene hasta 30 grados de pendiente. El cono puede ser compuesto o conformar un estratovolcán , cuando se construye con capas alternadas de coladas de lavas y estratos de piroclastos.

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El Vesubio y el Etna son ejemplos típicos de conos de cenizas. Las calderas son grandes depresiones de origen volcánico. Pueden tener 50 km de diámetro y se generan por der rumbe del techo de la cámara magmática (Ej.: caldera del Cerr o Galán, en la Puna de Catamarca). La explosión de grandes calderas es el fenómeno de mayor destructividad. Yellowstone, arrojo 1000 km 3 de derrubios piroclásticos en una erupción prehistórica. Las diatremas son chimeneas volcánicas rellenas con brechas. Algunas, hechas con kimberlita alojan diamantes, ha biéndose formado a 125 km de profundidad, en el manto terrestre. Otros fenómenos volcánicos Las nubes ardientes pueden encontrar un río, transformándose en lahares , que son flujos de derrubios volcánicos. Esto también pasa cuando en el cráter está alojado un lago y se produce erupción. Las aguas termales y geysers son fuentes calientes de agua que es expulsada intermitentemente y con gran fuerza. L as fumarolas , en tanto, son emisiones de gas o vapor.

10. EL METAMORFISMO El metamorfismo es el proceso por el cual rocas pre existentes son alteradas por efectos de la temperatura y presi ón. Está controlado por el gradiente geotérmico y los patrones de deformación, que tienen como causa última el movimi ento de las placas. Las texturas de las rocas metamórficas, tales como la foliación , son las principales herramientas para interpretar las fuerzas deformacionales que producen las rocas. Aún cuando puede haber algunos cambios metasomáticos (un proceso en el cual algunos compuestos químicos migr an), el metamorfismo aparentemente se realiza isoquímicamen te, es decir, sin cambios químicos, salvo la pérdida de ag ua y de dióxido de carbono. Esto es útil para la reconstruc ción de las condiciones de los ambientes del pasado. Los cordones metamórficos han sido interpretados de ntro del marco de la tectónica de placas como el resultado d e la alteración en las zonas de subducción. Pares con ca denas de metamorfismo de rocas de alta y bajas presión son u sadas para identificar las porciones de arcos y antearcos de a ntiguos sistemas volcánicos asociados a la subducción. Tipos de metamorfismo El metamorfismo de contacto ocurre cuando una intru sión plutónica cocina la roca de caja . La alta temperatura causa la desaparición de algunos minerales, que son reemplaz ados por otros. Por ejemplo, la arcilla --> mica. El metamorfismo dinámico o sintectónico es producido por intensos plegamientos y callamiento, donde las roca s son sometidas a cizallamiento y transformadas en cataclasitas . El metamorfismo regional ocurre cuando una gran masa de rocas es objeto de altas temperaturas y presiones. Ocurre en las raíces de cadenas montañosas plegadas e intruidas, que han sido luego erosionadas. TEXTURAS METAMORFICAS Las texturas de las rocas metamórficas son el resul tado de la recristalización o conversión de un mineral en otro , en estado sólido. La foliación es un juego de planos paralelos que ge neralmente cortan a las rocas en ángulo con la estratificación del

sedimento original (ver figura ). Incluye planos paralelos, fracturas de clivaje, flujo de clivaje, esquistosid ad y lineación. Estas texturas son formadas por la orien tación preferencial de cristales de minerales hojosos o ag ujosos que crecen durante el metamorfismo. La orientación está relacionada con las direcciones de las fuerzas de deformación responsables de la cristaliz ación o de la recristalización.

http://www.nature.nps.gov/geology/usgsnps/noca/fig4 4.gif http://earthsci.org/processes/struct/meta/foliate.g if

Algunas rocas metamórficas no son foliadas. Ese gru po incluye a las cuarcitas, rocas derivadas de areniscas cuarzos as, y a los mármoles, derivados de calcáreos puros. En esos casos, comenzando desde estados heterogéneo s, con granos individuales de distintos tamaño, forma e im perfec-ciones, comienzan a crecer los cristales a medida q ue la roca es calentada. Generalmente, los cristales grandes lo hacen a expe nsas de los pequeños, siendo el resultado final una roca homogé nea y con cristales grandes. La mayoría de los episodios del metamorfismo está a sociada con deformaciones estructurales que pueden ser pre, pos t o sintectónicos (antes, después o durante el alzamien to montañoso). Las rocas cataclásticas incluyen brechas de fricción consistentes en partículas que van desde algunos mm hasta

metros en diámetro. En las milonitas, rocas finas y gneiss de ojos, estos cristales de porfiritas son producidos por la abrasión y el corte. METAMORFISMO REGIONAL La mayoría de las rocas metamorfoseadas regionalmen te se han formado por una combinación de altas temperaturas y presión. No obstante, en algunas áreas de subsidencia rápida se generan altas presiones con relativamente poco incremento d e la temperatura. Asimismo, en las regiones superficiales de la corte za, la temperatura puede haber crecido considerablemente c on relación a un incremento pequeño de presión. El metamorfismo regional produce una serie de asociaciones minerales que pueden ser usadas para cartografiar e n isogradas las líneas que reflejan iguales condiciones de pres ión y temperatura. Las facies metamórficas son una agrupación de tipos de roca por su asociación mineralógica, en relación a la temper atura y presiones de formación. En general, un incremento en presión también increm enta la temperatura necesaria para la transformación de los minerales. Un metamorfismo a alrededor de 300 oC es referido como de muy bajo grado; entre los 300 y 500 oC es de bajo grado. Entre 500 y 600 oC es metamorfismo de grado medio y el metamorfismo de alto grado es el que sobrepasa los 600 oC, en rocas ya parcialmente fundidas. El metamorfismo extremo puede producir migmatitas , que son rocas que están en camino de ser magmáticas, ya que sufren fusión parcial. Estas rocas son componentes de algu nos batolitos. METAMORFISMO DE CONTACTO Las intrusiones ígneas están rodeadas por márgenes de rocas alteradas llamadas aureolas . En ellas se encuentran zonas secuenciales de minerales índice que se han formado por recristalización y que están influenciados por la temperatura y la composición d e las rocas.

La naturaleza general de los patrones de las aureol as de contacto ilustra la tendencia de los minerales que contienen volátiles.

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Estos son elementos o compuestos que fácilmente esc apan y que son hallados en las zonas exteriores o minerales li bres de gases que se la encuentran en las zonas internas de las aureolas, calientes y secas. 11. LA METEORIZACION La meteorización comprende un decaimiento o cambio químico y la fragmentación física de los minerales, formados en su mayor parte a altas presiones y temperaturas en el interi or de la Tierra, ante las condiciones en superficie. La meteorización es un doble proceso: fragmentación (mecánico) y decaimiento (químico) operando conjuntamente, ayu dándose y reforzándose entre sí.

http://www.efn.uncor.edu/dep/GeoBas/GeoGral/progra5 .jpg

La tendencia general puede ser expresada por el con ocido principio de Le Chatelier , que expresa que cualquier cambio en los factores que afectan el equilibrio de un sistem a causará una reacción en éstos, tendiente a neutralizar sus efectos. Así, una disminución en la presión conducirá a la g eneración de fases o mayores volúmenes y un incremento de calor producirá una reacción endotérmica. Podemos contrastar las diferencias entre las rocas de diferente composición, entre aquellas sometidas a diferentes climas y las que se encuentran en diferentes ambientes, desde su elos hasta laderas montañosas. Los procesos físicos más importantes de la meteoriz ación son:

-relajación por descarga de la tapada rocosa supra yacente -expansión y contracción térmica -crecimiento de cristales incluido el hielo -arrancamiento coloidal -actividad orgánica

Por otra parte, entre los procesos químicos se dest acan:

-hidrólisis -quelación -intercambio catiónico -oxidación y reducción -carbonatación

LA FRAGMENTACION La rotura de las masas de rocas en bloques, rodados , arena y limos, está ligada intrínsecamente a los procesos químicos de alteración de las rocas.

Debido a que la relación de super-ficie a volumen de partícula se incrementa a medida que el tamaño de las partículas decrece, la altera-ción química se hace más eficiente a medida que las rocas se fracturan en partículas más pequeñas.

La fragmentación ayuda a la alteración química, abr iendo canales para que el agua y el aire penetren en las rocas, promoviendo tal alteración. Los procesos químicos y físicos están relacionados con la acción de los organismos, desde bacterias hasta raí ces de árboles. Los estudios de fragmentación rocosa de la Luna muestran poca evidencia de los mecanismos normales observados en la Tierra y denotan el rol de la alteración quím ica en la fragmentación. Tipos de fragmentación El clivaje, la esquistosidad, la estratificación, y otros planos estructurales de las rocas constituyen zonas de debilidad . Las fracturas tienden a formarse a lo largo de ellas. Las rocas masivas, como los granitos, tienden a rom perse a lo largo de fracturas planas regularmente espaciadas, producidas por las tensiones. Algunas veces, estas diaclasas forman superficies curvadas (como hojas de cebolla), debid o a la relajación de tensiones que ocurre al desaparecer l a cobertura rocosa suprayacente, por erosión. Una vez que las diaclasas, planos de estratificació n y otras fracturas se abren, el agua, las bacterias y las ra íces comienzan su trabajo, ensanchándolas y prolongándol as. Uno de los mecanismos más eficientes en la clastación (proceso de generación de clastos ) es el congelamiento. La cristalización de soluciones salinas con minerales, tales como la sal o el yeso, también producen el esfuerzo de c uña de las fracturas. La expansión térmica combinada con la acción de la congelación y la meteorización química, producen la exfoliación , que consiste en un proceso de desintegración esferoidal . Tamaños y formas de fragmentos Los diferentes tamaños y formas de las partículas e rosionadas son atribuibles a las características de sus rocas originales. Los tamaños y formas de los bloques, rodados y grav as son mayormente heredados de los patrones de diaclasado, estratificación y foliación a lo largo de los cuale s se rompen. Los granos de arenas están mayormente constituidos por cristales provenientes de la desintegración de roca s granulares gruesas. Las partículas de los limos son roturas y resultados de molienda a partir de cristales finos.

Las arcillas provienen mayormente de la meteorizaci ón química de minerales inestables. LA ALTERACION La meteorización no procede a igual velocidad en to dos los climas. Una de las razones es la velocidad de las r eacciones químicas, la cual se incrementa a medida que aument a la temperatura. La otra de las razones es el contraste entre el estado húmedo y el estado seco. El agua es necesari a para las reacciones de alteración y la vegetación (que parti cipa en el fenómeno) crece mejor en climas húmedos. La distribución de los factores climáticos en las d istintas latitudes, desde los polos al ecuador, produce dist intos perfiles de meteorización en las rocas superficiale s. En climas templados, puede pensarse en el granito c omo la más permanente o resistente de las rocas, en tanto, en los trópicos húmedos, reconoce que muchos bochones de granito en el suelo pueden ser disgregados manualmente. Estas rocas se disgregan debido a que el entrecruza miento original entre los cristales de cuarzo y feldespato no se mantiene debido a que estos últimos se alteran a un tipo de arcilla denominado caolinita. Esa conversión depend e de la cantidad de lluvias, la temperatura, y el tiempo en contacto con el agua. No obstante, y obviamente, el tiempo q ue debe transcurrir es mucho. Podemos escribir una ecuación para la alteración de l más común de los feldespatos del granito, que es la ortoclasa , formada por potasio, aluminio, sílice y oxígeno.

feldespato + agua = caolinita KAlSi 3O8 H 2O Al 2Si 2O5(OH)4 Los feldespatos ubicados en la superficie fresca (r eciente) de rocas parecen mejor preservados que aquellos que es tán en rodados enterrados en suelos húmedos, los cuales pu eden estar cubiertos por una capa de caolín. La diferencia aqu í estriba en el ambiente del suelo. Todos los minerales arcillosos son silicatos hojoso s. Cada tipo de arcilla debe su carácter distintivo a los cation es, tales como el sodio, potasio, magnesio o calcio, que ocup an las posiciones dentro y fuera de las hojas.

El monto total de sedimentos existentes en todo el planeta es de alrededor de 3 x 1025 g. Alrededor de un tercio son minerales arcillosos. Los feldespatos pueden alterarse hacia diferentes t ipos de minerales arcillosos (además de la caolinita ) bajo condiciones de meteorización diferentes. Las smectitas son un grupo abundante de arcillas formadas en climas cálidos y semiáridos. Son también el princip al producto de la alteración de las cenizas volcánicas. Otro tipo abundante de minerales arcillosos, la illita , típica-mente se desarrolla a partir de la meteorización de sedimentos en regiones templadas. Bajo las condiciones de extrema alteración, existen tes en los trópicos, la caolinita puede disolverse parcialment e dando sílice en solución, dejando un residuo solido de hi dróxido de aluminio, la gibbsita . Este es el principal componente de las bauxitas , materiales de gran importancia económica. Los experimentos muestran que los tres principales efectos de alteración química son:

disolución de cationes y sílice hidratación de minerales basificación de las soluciones

El dióxido de carbono (gas) se disuelve en agua par a formar ácido carbónico. Cuando el dióxido de carbono se disuelve en agua de lluvia, ésta se hace ligeramente ácida, pero lo suficiente para ser corrosiva para los feldespatos. Los sedimentos calcáreos solubles Dada una determinada cantidad de agua, los calizas se disuelven más rápidamente y en mayor cantidad que los silicat os. Por ambas razones, la alteración química de los cal cáreos es la más importante en la superficie, aún cuando áreas m uy superiores estén cubiertas por rocas silicatadas. La reacción química más característica es:

calcita + ácido carbónico = ion calcio + ion bicarbonato CaCO 3 H 2CO3 Ca 2+ 2HCO 3

-

Los minerales máficos Tanto el olivino como los Piroxenos, se hidrolizan en presencia de agua. Como ejemplo, la reacción del piroxeno fér rico incluye la oxidación e hidratación del hierro y la liberaci ón de sílice .

ion piroxeno + oxígeno + agua = limonita + sí lice soluble

4FeSiO 3 O 2 H 2O 4FeO(HO) 4SiO 2 Por cada cuatro átomos de hierro que son alterados, luego de llegar a la superficie terrestre, dos átomos de oxí geno son tomados de la atmósfera.

El dióxido de Carbono se disuelve en agua

PIROXENO

Disolución libera iones

El ácido carbónico se ioniza liberando iones

El ion bicarbonato también se forma por combinación

Oxidación del ion ferroso a férrico

La CALCITA se disuelve liberando iones

Precipitación formando un sólido LIMONITA

Debido a que el hierro es un importante componente de las rocas volcánicas máficas , muchos basaltos y andesitas sufren este proceso de alteración. Esto se encuentra íntimamente ligado a la estabilidad de estas rocas. CONCEPTOS DE ESTABILIDAD Se pueden combinar nuestros conocimientos para list ar el orden de estabilidad de los minerales bajo condiciones de meteorización, incluyendo alteraciones y solubilida d. GRADO DE ESTABILIDAD DE LOS MINERALES

Más estables

Oxidos de Fe Oxidos de Al Cuarzo Minerales arcillosos Muscovita Feldespato K Biotita Feldespato Na Anfibolita Piroxeno Feldespato Ca

Menos estable

Olivino

El orden de estabilidad está relacionado con la res istencia de los enlaces químicos y las estructuras cristalinas, bajo diferentes temperaturas y presiones. La mayor estabilidad electroquímica de un cristal e s alcanzada a su temperatura de cristalización. Cuando la temperatura se reduce por debajo de ella, la estabilidad estructural decrece. El orden de estabilidad encontrado en las rocas ígn eas es aproximadamente el orden inverso al de cristalizaci ón de los magmas; por ejemplo, el olivino, primero en cristal izar, es también el primero en meteorizarse. Productos resultantes de la meteorización Como resultado de la meteorización podemos encontra r:

- minerales inalterados - minerales nuevos, más estables, con la misma estr uctura que sus predecesores - minerales nuevos, con formas similares a la de su s predecesores pero con cambios en su estructura interna - productos de la destrucción:

geles coloidales de alúmina y sílice minerales arcillosos zeolitas cationes y aniones en solución precipitados minerales

- reactivos sin usar Las composiciones nuevas resultantes son usualmente más estables que las antiguas e involucran un decrecimi ento en la energía interna del material. INDICADORES DE LA TRANSFORMACION DE ROCAS IGNEAS A SEDIMENTOS La meteorización es también un proveedor de materia prima para originar los sedimentos. La velocidad de supervivencia de los dos minerales formadores de rocas más abundantes, el feldespato y el cuarzo, nos da un índice aproximado de los procesos de meteorización. Como la cantidad total de cuarzo permanece y el fel despato es transformado a arcilla, a medida que aumenta la int ensidad de la meteorización, menor es la cantidad relativa de feldespato. La erosión rápida desgastante de montañas granítica s produce una acumulación de depósitos fluviales de arenas in alteradas y gravas denominadas arcosas , que tienen casi la misma composición mineral del granito original, ya que aú n no han sido afectados por la alteración.

Bajo intensa y continuada alteración, los suelos y detritus reflejan las condiciones del clima y la topografía. En los climas lluviosos y calurosos, los ríos transportan solamente arenas de cuarzo, debido a que los feldespatos han desaparecido por meteorización química. EL BALANCE QUIMICO GLOBAL La Tierra es como una cámara de reacción gigantesca hecha de dos sub-cámaras, una caliente, en el interior y una fría, en el exterior. Las cintas transportadoras que operan entre ellas son el vulcanismo y la tectónica caliente. La meteorización es la conversión en la cámara fría de los materiales formados en la cámara

Frío

▲ HIDROGENO escapa rápido HELIO escapa lento ▲

Baja presión

► ► ATMOSFERA ◄ ◄ Vulcanismo ▲ Fluidos OCEANO Sólidos ▲ Vulcanismo

Géisers Alzamientos ▲ ▲

Calor ◄ METAMORFISMO FUSION

► Alta presión

12. LA MODELACION DEL RELIEVE La erosión es el conjunto de procesos por los cuale s las rocas y los suelos son liberados de su estado original y transportados, generalmente laderas abajo. Es produ cida por los agentes dinámicos que actúan externamente, propulsa dos principalmente por la energía solar, y tiende a red ucir las diferencias de nivel de la superficie terrestre.

La topografía del terreno está dada por las alturas y las depresiones. Un mapa topográfico muestra la distrib ución de las elevaciones en el área abarcada, a partir de isolín eas. La distribución mundial de elevaciones El diagrama hipsométrico es la representación de la proporción relativa de la superficie yaciente en cada altitud. Se lo confecciona graficando la altitud en función de las áreas totales correspondientes a cada elevación. La máxima altitud (8900 m) no es muy diferente de l a más profunda fosa (10.800 m). Esos rangos tienen menor porcentaje, relacionándose con actividad tectónica reciente. Una vez que la maquinaria tectónica trata de crear montañas en una región, se establece una carrera en donde la er osión trata de reducirla en altura, operando lentamente, en un largo período. Los mecanismos que controlan la altura de las monta ñas despliegan un patrón general que puede ser consider ado como un proceso de retroalimentación negativa. En este tipo de proceso, los resultados de la prime ra acción inducen una acción secundaria proporcional que, a s u vez, reduce a la primera.

El alzamiento tectónico causa un incremento de la v elocidad de erosión, la cual a su vez reduce la elevación super ficial e incrementa la velocidad de sedimentación. La elevación es pues balanceada entre el alzamiento tectónico y la velocidad de erosión .

CLIMA Y TOPOGRAFIA Dado que la erosión delinea la topografía, los clim as también la influyen. Una de las formas más importantes en l a que los climas trabajan es por intermedio de la vegetación , que es agente directo de la alteración química de las roca s. Si bien los climas influencian la topografía y vice versa, también es verdad que la topografía controla fuerte mente a la meteorización y a la erosión. Los geólogos han reconocido las distintas velocidad es de denudación en altas elevaciones, donde la alteració n química es pequeña. Estas pueden ser promediadas sobre cada un a de las regiones, tal como lo indica la tabla. La participación de los seres humanos puede acelerar la denudación de tres a diez veces. Los cursos de la meteorización pueden ser expresado s en términos de la relación entre la meteorización mecá nica y la química.

En los terrenos de alta montaña, la relación es alta, dado que predo-mina la fragmentación mecánica. En las prade-ras bajas, en cambio, la relación es pequeña, dado que la acción mecánica es muy poca comparada con la alte-ración química.

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Estos hechos son tenidos en cuenta para estudiar lo s climas del pasado. Velocidades de erosión

CLIMA RELIEVE RANGO TIPICO PARA LA VELOCIDAD DE DENUDACIO N mm/ 1000 años

Continental normal 10 - 100 Templado empinado 100 - 200 Bosques lluviosos normal 10 - 100 empinado 100 - 1000 Arido variable 10 - ? Semiárido normal 100 - 1000 Polar/montañoso empinado 10 - 1000 Glacial/capas normal 50 - 200 Glacial/valles empinado 1000 - 5000 Cualquier clima bad lands 1000 - 1000000

La topografía es más importante que el clima en la determinación de la relaciones entre acciones mecán ica y química. Más aún, se ha reconocido que la topografí a influye sobre los climas más fuertemente y directamente que los climas sobre la topografía. LAS FORMAS DEL TERRENO El nombre montaña es un término relativo e impreciso. Se trata de una masa grande de rocas que se proyecta sobre s us inmediaciones. Un plateau es un área amplia, plana y de apreciable elevación en relación a las áreas circundantes. Muchos platea u son relativamente chatos debido a que tienen su piso cu bierto con capas de lavas. Las formas están dictadas mayormente por los proces os erosivos de las rocas que ellas forman y por su estructura. Por ejemplo, las arcilitas tienden a formar taludes suaves mient ras que las rocas calcáreas pueden formar acantilados, en clima s secos. Control estructural de la Topografía Los pliegues y las fallas producidos por la deforma ción de las rocas en el curso del alzamiento de las montañas de jan su marca en la superficie. Esas expresiones topográficas son a menudo una guía para las estructuras que las controlan. Lu ego la erosión hace lo suyo. En las capas horizontales de resistencia uniforme, la topografía tiende a ser homogénea y todas las colinas y val les a formar el mismo tipo de taludes (sector izquierdo).

http://www.educa.madrid.org/web/ies.rayuela.mostole s/Publicaciones/ApuntesCienciasTierra/imagenes/geosfera/pliegues.png

El relieve formado por capas resistentes conjuntame nte con otras muy débiles tiende a formar acantilados y tal udes suaves. Las cuestas están formadas por series de capas resistentes y débiles intercaladas que están inclinadas y erosion adas. Los hogbacks son similares, pero más empinados.

Los escarpes son producidos por fallas casi verticales que han desplazado a la topografía. En las etapas primeras del plegado, los anticlinales forman cre stas, mientras que los sinclinales determinan valles. Luego, las posiciones de las crestas y valles están definidos por la resistencia a la erosión de las rocas.

http://geografia.laguia2000.com/wp-content/uploads/ 2007/02/jurrassique.png

Las tierras bajas son áreas amplias de dos tipos. Algunas son estables mientras que otras son inestables. Estas ú ltimas corresponden a zonas afectadas por procesos de subs idencia. Entre las formas de bajíos se encuentran las planic ies, cuencas, cañones y valles. Las áreas bajas rarament e persisten mucho tiempo, ya que son zonas a rellenar en forma natural con sedimentos. La topografía cárstica puede resultar e n formas de disolución como los sumideros que son orificios producidos por la circulación de las aguas hacia abajo, diluyendo el material calcáreo. EVOLUCION DE LAS FORMAS DEL TERRENO La evolución de las formas del terreno fue percibid a como simples etapas de erosión con estadios juveniles, m aduros y seniles que seguían a un alzamiento (simplificando) .

Hoy en día se la entiende como una serie de estados de balance entre el alzamiento estructural y la erosión. Davis caracterizó este ciclo geomorfológico de la topografía. Las ideas actuales reflejan un estado continuo en donde el balance de fuerzas termina en una topografía sin cambios con el tiempo, ya que las rocas están en continuo alzamiento y erosión. ◄ Etapas de envejecimiento del paisaje

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El progreso desde la juventud hasta la senilidad de un paisaje ocurre solamente luego de que la actividad tectónic a decrece, y puede seguir diferentes vías, según las distintas r egiones del planeta. 13. EL AGUA EL CICLO HIDROLOGICO El ciclo hidrológico es una descripción simplificad a de las formas en las cuales el agua se mueve de un lugar a otro y de las cantidades transportadas. Aunque la mayor parte del agua es movida, el total se conserva.

El Sol induce el ciclo hidrológico en la superficie , principalmente por medio de la evaporación y el tra nsporte por los vientos, que es conducido según las diferencias de temperatura. El agua en la atmósfera se condensa en nubes y even tualmente cae como lluvia o nieve. Parte de la precipitación se introduce en el terreno por infiltración para formar el agua subterránea. El resto es colectado como escorrentía, la cual enc uentra su camino hacia el mar por medio de corrientes y ríos. Parte del agua en el suelo puede retornar directame nte a la atmósfera por evaporación. Otra parte puede ser abs orbida por las raíces de las plantas, transportada a sus hojas y transpirada hacia la atmósfera. La mayor fracción del agua subterránea permanece en el terreno, principalmente como acuíferos superficiales, movién dose

lentamente y finalmente saliendo en cursos, mananti ales o al océano. En el balance de la masa total se aprecia que la pa rte evaporada por los océanos es superior a la que se p recipita sobre ellos. La discrepancia está exactamente balan ceada por el retorno del agua desde los continentes como escorre ntía (ríos). Esquema del balance

Debido a este ciclo, el agua dulce es un recurso re novable. Los límites están determinados por el total de lluvias que alcanzan al continente, ya que no hay otra fuente de aprovis ionamiento. El ciclo hidrológico global En la década de 1940, W. Rubey realizó una cuenta d e todas las fuentes posibles de las aguas y concluyó con que to do el vapor de agua y otros gases (dióxido de carbono, cloro, s ulfuro de hidrógeno, dióxido sulfuroso, etc.) fueron emitidos desde la profundidad de la Tierra por vulcanismo. La mayor parte de la atmósfera y de los océanos deb en haberse formado por desgasificación en las primeras etapas de evolución de la Tierra y desde entonces se han reciclado. El ciclo hidrológico puede ser visualizado como la operación de una planta química de procesamiento, con dos subuni dades alimentadas por las dos energías de la Tierra. En la subunidad aérea, el agua es conducida transpo rtando los productos de la alteración a los mares, donde son r emovidos por sedimentación. El agua es purificada por evaporació n y reciclada para continuar su tarea de alteración. En la subunidad operante en el interior de la Tierr a, el agua es reciclada con las rocas como parte de movimiento s interiores

de la corteza y el manto, alcanzando la superficie nuevamente como emanaciones volcánicas. En la subunidad aérea, donde constituye el ciclo hi drológico, una molécula de agua puede ser reciclada en pocos a ños pero, en el interior de la tierra, el reciclaje puede llevar millones de años.

▼ Precipitación química ◄ + iones disueltos de iones como sedimentos por meteorizaci ón

O C E A N O C O N T I N E N T E

▼ Precipitación de carbonato de Ca

▲ VULCANISMO SUBMARINO MAGMAS ▼ + fluidos hidrotermales + iones

◄ Movimiento de placas: metamorfosea y recircula agu as y roca

DISTRIBUCION DE LA CANTIDAD DE AGUA Es interesante analizar la distribución de aguas en la Tierra, mostrada en la tabla. Estimaciones recientes sobre el agua subterránea ut ilizable la llevan a más del 90% del total del agua dulce. Debido a que su recarga y sus movimientos son extre madamente lentos, el agua subterránea es un recurso agotable, por ser no renovable a corto plazo.

Distribución de la masa de agua

LUGAR VOLUMEN Porcentaje TIEMPO DE [10 15m3] RESIDENCIA

Océanos y mares 1350.0 97.3 4.000 a Glaciares 29.0 2.1 10-1.000 a Aguas subterráneas 8.4 0.6 2 sem -10.000 a Lagos/Ríos 0.2 0.01 10 a / 2 semanas Atmósfera 0.013 0.001 10 día s Biósfera 0.0006 0.0004 1 sem ana

LA ESCORRENTIA SUPERFICIAL La mayor parte de la escorrentía superficial es tra nsportada por los grandes ríos de los principales sistemas. C asi la mitad de ella está relacionada con alrededor de 70 sistem as principales. Los caudales de los principales grande s ríos están en la tabla . Caudales de los principales ríos del mundo

RIO CAUDAL

Amazonas 175.000 m 3/s La Plata 49.300 Congo 39.600 Yangtze 21.800 Brahmaputra 19.800 Ganges 18.700 Mississippi 17.500

Dentro del continente, el clima, especialmente la d istribución anual de lluvias, afecta la escorrentía superficial . Ello está reflejado en la tabla. Escorrentía superficial

CONTINENTE AREA ESCORRENTIA ANUAL [km 2] [mm]

Europa 10.372 260 Asia 45.336 170 Africa 31.972 203 Australia y N.Z. 8.541 76 Sud América 19.280 450 Norte América 21.925 295 Groenlandia 4.164 180 Archipiélago Malayo 2.811 1600 ______________________________ TOTAL 144.401.000 Promedio 270

La relación entre escorrentía y precipitación varía ampliamente y depende de muchos factores, siendo la pendiente d e indudable importancia. Asimismo, la cantidad y duración de las precipitaci ones y su distribución a lo largo del año son importantes. Las lluvias ligeras tienden a ser totalmente absorb idas por el terreno mientras que las tormentas torrenciales, y en períodos extensos, saturan la porción superficial del terren o y se produce el escurrimiento superficial acentuado. Adicionalmente, la permeabilidad de los terrenos va ría, dependiendo del grado de litificación, tamaño de pa rtículas, empaquetamiento y selección de tamaño. En particular, los incrementos de arcilla y el tipo de cubierta vegetal pueden modificar la cantidad de absorción p or parte del terreno. En las regiones de bajas precipitaciones, la mayorí a es perdida por evaporación e infiltración. En las regiones húm edas, la escorrentía puede ser mayor que la mitad de la pre cipitación. La escorrentía y la infiltración son importantes fa ctores en las fuentes de aguas renovables. Las descargas de los ríos obedecen principalmente a los patrones de precipitación. Similarmente, los lagos y grandes áreas de pantanos, actúan de reserva de la escorren tía. Estas, debido a su volumen, regulan las grandes var iaciones que descargan los ríos y permitiendo un escurrimiento m ás uniforme aguas abajo.

Posiblemente las sequías provocan inconvenientes má s serios que las inundaciones, especialmente aquellas que duran mucho tiempo y que aun no pueden ser previstas por los meteorólo gos, debido a la falta de antecedentes históricos en períodos p rolongados.

14. LAS AGUAS SUBTERRANEAS Existe una interconexión entre las aguas de lluvia que se infiltran y los ríos, manantiales y pozos. Esta con exión está dada a través del suelo y de las rocas.

Las arenas u otro tipo de material poroso pue-den constituir los deno-minados acuíferos. Salvo el caso de los terrenos cársticos o los tubos de lavas, no hay espacios abiertos por donde el agua se pueda mover tal como en la superficie. Las capas impermeables se denomi-nan acuícludos, e impi-den el movimiento del agua.

http://img.blogdeblogs.com/faunatura/uploads/2008/1 0/o_acuifero_vivo.jpg

La propiedad por la cual un sólido permite el flujo a través de él es la permeabilidad. Esta depende en gran medida de la cantidad de espacios vacíos interconectados y de ta maño adecuado entre los granos o cristales de las rocas. Esta se denomina porosidad, siendo variable en los distinto s materiales. Grado de empaquetamiento y nomenclatura

Clasificación 1.Empaquetamiento abierto, porosidad elevada 2.Empaquetamiento cerrado, porosidad baja 3.Selección buena, porosidad elevada 4.Selección pobre, porosidad baja 5.Cementación, porosidad baja 6.Granos porosos, Porosidad incrementada 7.Zona porosa entre coladas 8.Planos disolución en caliza 9.Fracturas en rocas cristalinas

La velocidad de escurrimiento subterráneo es muy le nta, de algunos centímetros por día. El movimiento es impul sado por el gradiente hidráulico y se estudia aplicando la ley de Darcy . La lentitud permite a las aguas subterráneas actuar como reservorios. Si no fuera así, una descarga rápida l as dejaría secas a los pocos días de la infiltración del agua de lluvia. Grado de empaquetamiento y nomenclatura

Clasificación De acuerdo se trate de estructuras prima-rias o secundarias y en diferente tipo de rocas, otra clasifi-cación contempla los casos de la figura.

http://www.globalsecurity.org/military/library/poli cy/army/fm/5-484/fig2-5.gif

El lapso que el agua subterránea transcurre bajo ti erra desde la recarga hasta la descarga depende no sólo de su velocidad sino de su trayectoria, que puede ser de hasta cent enares de kilómetros.

Las aguas freáticas representan los niveles superiores d el agua subterránea, el que está más próximo a la superficie, bajo los efectos de la presión at-mosférica. Debajo de ella, los poros están totalmente llenos de agua (saturados). Por sobre ella, está la zona vadosa, donde los poros están llenos de agua y aire (sub-saturados).

www.educa.madrid.org/.../geomorfo_18.htm

LAS AGUAS SUBTERRANEAS SUPERFICIALES

La zona vadosa se subdivi de en la región que contiene la humedad natural del suelo (la más próxima a la superficie), una zona intermedia y la zona de ascenso capilar, que se sitúa por encima del nivel freático. Conocer la profundidad y la forma de la capa freática , es una de las principales tareas de los hidrogeólogos y de los buscadores de agua.

◄ La capa freática generalmente sigue los contornos de la topografía. Sus afloramientos constituyen los llamados manantiales y las corrientes de los ríos por donde el agua drena desde el terreno hacia ellos.

La profundidad de la capa freática refleja un balan ce entre la velocidad de infiltración y la velocidad de descarg a a los ríos y manantiales. Un acuícludo subyacente de un acuífero discontinuo puede formar un nivel freático colgado , arriba del verdadero nivel freático. Cerca de los océanos, el exceso de bombeo para extr acción de agua puede causar la invasión del agua marina sobre las aguas dulces. El nivel freático es penetrado por alguna de las si guientes razones:

a) para hacer una excavación con propósitos ingenie riles, tales como la fundación de una construcción, corte de cam inos, etc.

b) para captar el agua destinada al consumo humano, la

agricultura o la industria.

En cualquiera de ellos, el nivel freático es abatid o aumentando el flujo hacia la excavación o la perforación, hast a que se produce el equilibrio.

http://rendimiento.sdsu.edu/

Cuando los acuícludos yacen por encima y debajo de un acuífero, pueden formar un reservorio de agua confinada. La p resión del agua en esos acuíferos depende de la diferencia de los niveles de recarga y el lugar en la que se la mida y de la distancia entre los puntos. Algunas veces, se pueden formar p ozos artesianos. AGUAS SUBTERRANEAS PROFUNDAS En formaciones profundas existen aguas que se mueve n muy lentamente y que tienen alto contenido salino. Por esa causa, antiguamente se creía que eran remanentes de origen marino que habían sido atrapados junto con los sedimentos en e l tiempo de su depositación. Pero, también este contenido salin o puede ser alcanzado por disolución de las rocas en un largo p eríodo de tiempo. En profundidad, existe un incremento en las deforma ciones y un decrecimiento en la permeabilidad, debido a la comp actación. Además, los espacios porosos son rellenados con cua rzo y calcita. Las aguas accesibles son limitadas a la superficie y a profundidades cercanas a ella. La mayoría de las ag uas

superficiales se encuentran en océanos, lagos y río s, mientras que el remanente es almacenado en las rocas, hasta una profundidad menor de 10 km. Las Aguas termales En áreas con actividad ígnea, actual o reciente, la s aguas meteóricas y magmáticas, originadas en los magmas, se calientan y circulan hacia la superficie a través de fisuras produciendo aguas calientes o hidrotermales. Estas aguas son eficientes disolventes de la mayoría de las rocas; las solucio-nes hidrotermales son muy concentradas en algunos iones. Cuando se elevan a la superficie, se enfrían y algunas sales pueden preci-pitar, por ejemplo el travertino. En algunos lugares, la energía geotérmica se utiliza para generar electricidad.

http://csgmb.files.wordpress.com/2009/05/articles-3 982_recurso_21.jpg

LA CALIDAD DEL AGUA El agua de lluvia ha sido considerada en un tiempo como el estándar de pureza, mientras que las aguas subterrá neas eran despreciadas por sus sabores. Las razones de estas preferencias radicaban en las sales disueltas de las últimas, ta l como en las aguas duras. El agua de lluvia que se infiltra en el terreno, al tera químicamente las rocas y el suelo y se va contamina ndo de iones disueltos y otros componentes aportados por las pla ntas y la vida animal del suelo. La cantidad de materiales disueltos en las aguas po tables subterráneas es de alrededor de 150 ppm. El límite superior es usualmente de entre 500 y 1000 ppm. para consumo hu mano y 2000 ppm para consumo de ganado. Los principales responsables del gusto del agua son los componentes orgánicos disueltos, algunos de los cua les son producto de la actividad humana.

Existen algunos beneficios, como es el caso de las aguas que poseen flúor, mientras que también existen compuest os tóxicos como el plomo y el arsénico. Algunos de estos iones pueden ser purificados a través de tratamientos en base a zeol itas. Asimismo, los acuíferos actúan como filtros, removi endo pequeñas partículas de arcilla y otros sólidos, per o los materiales disueltos los atraviesan sin problemas. El agua que se filtra en las ciudades a través de b asurales, lagunas químicas y sanitarias y rellenos, pueden in troducir un número indeseable de compuestos al agua subterránea . Los tanques sépticos, los depósitos de hidrocarburo s y químicos pueden infiltrar por pérdidas esos compuestos, alca nzando los niveles freáticos. Asimismo, algunos depósitos sali nos anticongelantes introducen sales por percolación. Los fertilizantes nitrogenados son muy solubles, co mo así también tóxicos para el consumo humano. A esto se l e unen los provenientes de los tanques sépticos. La magnitud de los residuos producidos por la civil ización y su incidencia contaminante es sin lugar a dudas un gra ve problema actual que con la tendencia de crecimiento de la po blación puede llegar a ser acuciante en el futuro mediato. 15. LOS RIOS EL RIO COMO SISTEMA Los ríos son sistemas dinámicos que exhiben un bala nce entre lo que entra, o input , y lo que sale, o output . Como input se tiene el total de las aguas que alcanzan el cauce c omo escorrentía y aguas subterráneas, más los derrubios de erosión de la cuenca, denominados genéricamente aluviones. El output es el agua y los sedimentos, los que al final son acar reados hasta el océano. Los cambios en un río son el resultado de un desbal ance. La mayoría son ajustes en su canal durante los flujos normales (no las inundaciones). Las crecidas son un buen ejemplo de la habilidad de l río de transportar un imprevisto incremento de agua y sedi mentos. El río responde rebalsándose y creando nuevos canales de escurrimiento para llevar el agua. Cuando el input decrece al normal, el río se retrae a su tamaño corriente.

Perfil transversal de un río

El caudal es igual a la sección transversal del río multiplicada por la velocidad. Cuando el caudal aum enta, se incrementan tres factores: ancho, profundidad y vel ocidad. A mayor caudal, mayor es la cantidad de sedimentos, y también existe una relación directa entre el caudal y el ta maño del material erosionado o depositado. Perfil longitudinal de un río ▼ montaña valle ▼ planicie ▼ ▼ delta

Nivel del mar ▼

El caudal se incrementa en el curso inferior a medi da que mayor cantidad de agua es colectada desde los tributarios . El ancho aumenta más que la profundidad. Asimismo, el incremento de la velocidad es compensa da por el decrecimiento de la pendiente del canal de estiaje. En muchos ríos, el caudal no se incrementa mucho en el curso inferior, y la menor pendiente disminuye la velocidad. El perfil longitudinal de un río, es un gráfico del nivel relativo de su curso desde su nacimiento hasta su desembocadura. El perfil longitudinal es la respuesta que el río h ace al balance entre el input y el output de agua y sedime ntos.

Capacidad de transporte

Niveles de crecida

http://www.fao.org/docrep/003/T0537S/T0537S03.htm

Tiene una concavidad hacia arriba debido a que, cua ndo el caudal se incrementa, el ancho y la profundidad tam bién lo hacen, incrementándose la relación entre sección tr ansversal y perímetro mojado.

La figura muestra tres secciones transversales que tienen idéntico área pero diferentes perímetros mojados. E l caso de la izquierda presenta el menor perímetro mojado y ofrece la men or resistencia. La sección transversal se incrementa según el cuadr ado del radio, mientras que la circunferencia lo es según l a primera potencia del radio. El perímetro mojado de una corriente es lo que cont rola la fricción con el fondo y las paredes.

Sección transversal de un río

Cuando el volumen de agua se incrementa, existe men os contacto con los costados y la fricción, que retarda el fluj o, decrece relativamente. A menor fricción, mayor es la veloci dad del flujo.

Las secciones transversales a lo largo del perfil l ongitudinal varían en las zonas de montaña, valle, planicie y d elta ( figura ).

La sección montañosa tiene valles en forma de V, y ejercen la mayoría de su energía hacia abajo, tendiendo a tener cursos rectos. En la sección de valle, en cambio, los flancos son menos empinados y poseen una llanura de inundación.

http://www.bbc.co.uk/schools/gcsebitesize/geography /images/riv_002.gif

En la sección de planicie, el corte transversal es muy ancho, con extensas planicies de inundación y bajas diviso rias de aguas.

http://www.ucpress.edu/books/pages/6664/6664.ch04.p hp

En los deltas, se producen deposiciones con cambios constantes de cursos y la generación de distributarios. Existe n otros factores cuya incidencia está indicada en la tabla . El perfil longitudinal responde también al nivel de base de erosión, que es el nivel al cual se halla la desemb ocadura del

curso cuando entra a un cuerpo calmo de aguas, como un lago u océano, desapareciendo como río. Es el mínimo nivel del perfil longitudinal y es el límite teórico del poder erosivo. Tendencias en el flujo

PROPIEDAD DEL CAMBIOS NORMALES EFECTOS EN EL FLUJO AGUAS ABAJO FLUJO

Caudal Incremento Aumento d e velocidad Ancho Incremento La relaci ón cambia y la fricci ón disminuye Profundidad Incremento Velocidad Aumenta o decrece Aumento d e capacidad según pendiente erosión/t ransporte Resistencia Aumenta o decrece El increm ento causa friccional a según perímetro o disminuci ón de velocidad fluir carga La dismin ución causa increment o de velocidad Carga sedimentos Incremento Aumenta l a fricción Tamaño sedimentos Disminución Decrece l a resistencia al flujo Pendiente de canal Disminución Decrece l a velocidad

Un río puede tener varios niveles locales de base, por ej., presentar lagos en su curso.

http://www.nvcc.edu/home/cbentley/gol_135/billy_goa t/images/nickpoint.jpg

Los cambios del nivel de base causan que el río cam bie sus características de manera que las aguas, sedimentos y la geometría del nuevo canal adquieran un nuevo equili brio.

VARIACION DE LA PENDIENTE DE EROSION POTENCIAL CON LA VARIACION DEL NIVEL DEL MAR

Nivel del mar 1 ►

Nivel del mar 2 ►

SUPERFICIE

Nacientes

Si predomina un alzamiento, el perfil es dominado p or la erosión y el transporte de sedimentos. Donde hay su bsidencia, en cambio, el perfil refleja la influencia primaria de sedimentación a medida que el río construya nuevos depósitos aluviales.

Cuando se construye una presa los cambios pueden se r previstos. Aguas arriba, la pendiente disminuye, causando una reducción de velocidad y un incremento en la sedimentación.

http://www.gly.uga.edu/railsback/1121ErosionBaseLev Rise.jpeg http://www.ingeba.org/lurralde/lurranet/lur30/30sor ia/30soria2.gif

Aguas abajo, los sedimentos son erosionados hacia u n nuevo perfil con respecto al nivel de base original de la región. Cuando desciende el nivel de base, se incrementan l a pendiente, la velocidad y el transporte y erosión del curso fl uvial. Se ha propuesto el concepto de cursos gradados . Es un sistema en equilibrio donde cualquier cambio en algunos de los factores controlantes traerá un desplazamiento del equilibri o en una dirección que tenderá a absorber los efectos del ca mbio.

PRESA ▲ Zona de erosión debida al nuevo ajus te de nivel provocado por la represa

El canal de estiaje Los conos de deyección son formados cuando existe un cambio rápido en la pendiente, desde un canal angosto, en la montaña, a una pendiente inconfinada en la llanura ( figura ).

El perfil de equilibrio es también cóncavo hacia arriba. En la parte superior, las pendientes son empinadas y están dominadas por materiales gruesos mientras que en la parte inferior lo están por pendientes suaves y materiales finos. Los conos de torrentes adya-centes pueden fusionarse para formar una cuña de sedimentos, produciendo extensas acumula-ciones.

http://www.kalipedia.com/kalipediamedia/cienciasnat urales/media/200704/17/tierrayuniverso/20070417klpcnatun_104.Ees.SCO.png

En las llanuras, los conos de deyección y abanicos aluviales tienen múltiples canales, en lugar de uno solo. Ell o ocurre

donde hay grandes variaciones en los caudales, comb inados con materiales gruesos, mal seleccionados y fácilmente erosionados. Se puede medir la sinuosidad de un río como la rela ción entre la longitud de su canal y una línea recta. Así, una sinuosidad de 1 corresponde a un canal perfectamente recto. El talweg es la línea de máxima profundidad de los cursos. E n cursos rectos se contornea de un lado a otro del ca nal. Asimismo, existen bancos alternados con zonas profu ndas que se repiten a una distancia de cinco a siete veces el a ncho del canal. Estos patrones migran aguas abajo tal como o ndas. Los ríos tienden a seguir el curso de menor resistencia . Los meandros son quiebres más o menos regulares que va realizando el río. La sinuosidad es cuatro o mayor. Son normales en los ríos de llanura, aunque no están re stringidos a los ríos que llevan sedimentos. Algunos ríos han er osionado profundamente la roca de fondo ( bedrock ) y otros tienen márgenes acantiladas.

Los meandros han sido estudiados cuidadosamente. Se mueven aguas abajo y hacia el costado debido la erosión a lo largo de la parte exterior de su curvatura, donde la corriente es mayor. A su vez, depositan material en la parte interior de la curvatura. La longitud de onda de un meandro es proporcional al ancho del río y al radio de curvatura del meandro ( figura ).

http://usuarios.multimania.es/lagosdelsur/Text/LosR ios.htm

A medida que se va moviendo, sus partes relativamen te rectas se aproximan y el río corta derecho el rulo, acortando su curso y dejando un cuello de buey ( oxbow). Generalmente, éste se rellena de lodo y limos ( figura ).

El acortamiento del río es solo temporario, porque nuevos meandros evolucionan y alargan el curso manteniendo el perfil longitudinal del río. La llanura de inundación La llanura de inundación es una zona de llanura cas i plana. Las áreas pueden ser grandes, comparadas con el canal d e estiaje. Es creada por la migración de meandros y es cubiert a por las aguas durante las crecidas. La llanura está cubierta por depósitos formados por la migración lateral del canal durante épocas normales , por depósitos producidos por las inundaciones. Los depósitos de migración son gruesos (gravas y ar enas del cauce o barras con estratificación cruzadas) y depó sitos finos, limos y arcillas de las márgenes barrosas y lagos d e los oxbow. Cuando el río crece sobre sus márgenes, la velocida d disminuye y se deposita la mayoría de los sedimentos gruesos, arenas y gravas. Menor cantidad de sedimentos finos, limos y arcillas, son distribuidos más ampliamente sobre la llanura. Las sucesivas crecidas construyen albardones natura les que elevan las márgenes. Los albardones pueden elevarse varios metros sobre la llanura y a veces ella está a menor nivel que el propio río. De tiempo en tiempo, el río los romp e e inunda la llanura.

A. Sección transversal del canal y llanura de inundación B. La crecida desborda sus flancos y deposita sedimentos como albardones C. Crecidas sucesivas incrementan la altura y el ancho

Aquellos ríos que acarrean la mayor parte de sus se dimentos finos en suspensión no tienden a formar albardones. Las crecidas son fenómenos periódicos. Las curvas d e frecuencia muestran la relación entre el intervalo de recurren cia y la magnitud del caudal, que es una medida de la crecid a. El conocimiento de la evolución temporal del río es de funda-mental importancia para el diseño de obras de ingen iería. Así, por ejemplo, una crecida de 50 años puede ser equivalente a dos veces una crecida de 10 años. Una crecida de 10 años es

un evento moderado, mientras que uno de 50 años es catastrófico. Aparentemente, el volumen mayor de sedimentos es ac arreado por las crecidas con una recurrencia mayor a cinco años . Debido a que los eventos más infrecuentes son muy i ntensos, no aportan mucho del total. Las cantidades transportad as en las etapas diarias son pequeñas para contribuir signifi cativamente. La Red de drenaje Una divisoria de aguas es una línea que marca la di visión de las cuencas que contribuyen al sistema del río. Las divisorias no están inmunes a cambios ya que, d ebido a caudales, pendientes u otros factores, las corrient es de un lado pueden erosionar y transportar mucho más rápid amente que las del lado opuesto. Como resultado, se puede producir una captura de río . Estas son posibles principal-mente en las cabeceras de los rí os.

Las corrientes de toda cuenca siguen patrones por los cuales los pequeños tributarios dre-nan en los mayores. Existe un orden en este esquema. Una corriente de orden 1 no tiene tributarios, una corriente de orden 2 tiene tributarios de orden 1 y así sucesivamente. A medida que el orden se incrementa, aumenta la longi-tud, disminuye el número y se incrementa el área de drenaje.

La forma de los patrones varía como una respuesta a l tipo de roca o a patrones estructurales de pliegues y falla s. Un drenaje dendrítico es típico de terrenos con ro cas uniformes. Un drenaje rectangular es debido a alter ación de fracturas y fallas. El drenaje radial desde un punt o, es debido a un domo o volcán.

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En zonas calcáreas, puede desaparecer el drenaje superficia l, formándose cavernas y zonas de subsidencia con drenaje subterráneo (paisaje cársti-co).

Disolución cárstica

Un río se puede superponer cortando una estructura que haya estado enterrada o que se haya formado con posterio ridad. Los deltas Tarde o temprano, los ríos llegan al nivel de base y se mezclan turbulentamente con el agua circundante. La mezcla transfiere el momento del flujo del río al lago o mar y se dis ipa en él. La disipación crea los deltas con estructuras super iores, frontales e inferiores, que difieren según se trate de un lago o del mar. Cuando se realiza en lagos que tienen la misma viscosidad que el río, las corrientes se mezclan en todas las direccio-nes en un patrón cónico y el río rápidamente se detiene. Los materiales grue sos son depositados primero, seguidos de los medianos y finos luego. Ellos forman una plataforma de sedimentación con estratifica-ción cruzada.

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Los deltas formados en el mar son diferentes, debid o a que el agua dulce flota sobre el agua marina y el cono que se forma tiene dos capas.

La velocidad de mezclado es pequeña y el material se desparrama a lo largo de una zona mayor. La pendient e frontal es chata. A medida que los ríos se aproximan al mar, se desgajan para formar distribuidores. En la desembocadura de los principales tributarios, los materiales gruesos sedimentan, formando barras, mientras que los limos y arcillas son acarread os más adentro.

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Los sedimentos crecen formando indentaciones de are na con relleno de sedimentos finos entre ellos. Debido a que los deltas marinos pueden estar afecta dos por las olas y las mareas, se clasifican en tres tipos: a) deltas dominados por ríos (como el Mississippi, digitado) b) deltas dominados por olas, donde los sedimentos son movidos tan rápidamente como son depositados (lobulados) c) deltas dominados por mareas, donde los distribui dores menores son invadidos por el mar. No todos los ríos tienen deltas, ya que los sedimen tos pueden ser rápidamente dispersados. Los ríos, además, descargan sales disueltas que se mezclan con las del océano. El movimiento de las partículas El flujo laminar es aquel en que las partículas del fluido se mueven en capas paralelas sin mezclarse a través de los bordes de las capas. El flujo turbulento, en cambio, es un movimiento má s rápido y confuso, sin capas definidas y con un mezclado inte nsivo de la masa de fluido. El factor más importante es la velocidad. Solamente los flujos muy lentos son laminares y prácticamente todos los demás que vemos son turbulentos. La pendiente puede determina r las características de los flujos. Generalmente, el agu a luce como

suave, sin turbulencia, aún cuando es básicamente u n flujo turbulento. Las formas de flujo difieren en la velocidad y la a ptitud para transportar granos de arena y otros sedimentos. Los flujos laminares son suaves y puede transportar solamente partículas de tamaño de las arcillas. Los flujos turbulentos, dependiendo de su velocidad, pueden mover partículas desde el t amaño de las arcillas hasta gravas. Los más rápidos pueden acarr ear partículas a alta velocidad. La corriente mueve partículas hacia abajo en dos fo rmas ( figura )

a) como carga de fondo, la cual se desplaza por emp uje, deslizamiento y rodamiento, a lo largo del fondo.

b) como carga suspendida, la cual se mueve suspendi da, temporaria o permanentemente en el flujo. Las partículas de arci lla son las que permanecen suspendidas.

SUPERFICIE DE FLUJO CARGA SUSPENDIDA

Partículas finas (dispersadas por el flujo)

flujo Partículas medias (suspendidas en el flujo)

CARGA DE FONDO

Partículas gruesas (ruedan y se deslizan en el fondo)

La competencia de un río es la aptitud que posee para acarrear partículas de tamaños diferentes. A mayor competenc ia, mayor es el tamaño de las partículas que pueden acarrear. La competencia depende de la velocidad. TAMAÑO DE LAS PARTICULAS ACARREADAS NUMERO DE PARTICULAS ACARREADAS Alta capacidad Baja competencia Alta competencia ----------- � ----- � --------- � Baja capacidad ---- � La capacidad es la carga de partículas de todos los tamaños que una corriente puede transportar. Depende del caudal , que es el volumen de agua fluyendo en un momento determinado. La competencia para cargas suspendidas es el balanc e entre las fuerzas de alzamiento que la turbulencia ejerce sob re las partículas y la fuerza de la gravedad, que trata de sedimentarlas. Los limos y las arcillas pueden fáci lmente ser levantados y caen tan despacio que tienden a perman ecer en suspensión. La saltación es el movimiento típico de la arena, e n el cual las partículas son succionadas hacia el flujo, viaj an un

momento y luego caen hacia el fondo. A mayor tamaño o densidad de grano, menor es el viaje.

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El movimiento de los granos de arena en una corrien te muestra formas de sedimentación, tales como óndulas, estrat ificación cruzada, dunas y estructuras planas, que se han ido formando en una secuencia ordenada según velocidad creciente. Las óndulas en la arena son pequeñas lomitas que es tán separadas por bajíos más amplios. Tienen un talud s uave aguas arriba y uno empinado aguas abajo. Las dunas son si milares, aunque mayores. Los estudios experimentales muestran que a medida q ue la velocidad de la corriente se incrementa, las estruc turas pasan de óndulas a dunas y luego a antidunas. Los ingenieros tratan de predecir la clase y la can tidad de sedimentos que serán acarreados por el río, hacia u n embalse, por ejemplo. Para ello, se grafica la relación entr e velocidad y tamaño de partículas separando zonas de sedimenta ción y de erosión. Los ríos transportan sustancias disueltas en cantid ades que dependen del clima, la estación del año, la región geológica y el tipo de roca soluble. Los principales materiales disueltos son bicarbonatos, sulfatos, cloruros de sodio, magn esio y calcio, hierro y sílice. LA EROSION Y EL TRANSPORTE FLUVIAL Los ríos de la Tierra constituyen el mayor sistema de transporte de productos de meteorización. Conjuntamente con 45 millones de metros cúbicos, el los aportan 7000 millones de toneladas de sedimentos finos en s uspensión, de 1 a 2000 millones de sedimentos gruesos. Los mat eriales en solución son otros 4000 millones de toneladas por a ño.

No podemos apreciar fácilmente la erosión de la roc a por una corriente, debido a que ocurre muy lentamente. La m ayor parte del poder erosivo de una corriente está dada por la abrasión del fondo por las arenas y las gravas. En algunos ríos forman marmitas, depresiones redond eadas y agujeros profundos. El fondo esta usualmente cubier to de arenas y gravas, en las montañas rocosas. En los valles ab iertos están cubiertos por arenas, gravas y lodos y sólo se desg asta el fondo en las grandes crecidas. Otros mecanismos de erosión ayudan, como el decaimi ento químico, el martilleo de las rocas, las cascadas, q ue socaban rocas duras, la proyección de arenas, etc. En las r egiones montañosas, el congelamiento y el deshielo son fenó menos importantes. En las areniscas y arcilitas, es mucho más fácil. L as cárcavas en suelos erosionan retrogradantemente a gran veloc idad. Se puede observar este tipo de erosión durante una tor menta fuerte. Los valles, independientemente de su tamaño, son pr oductos de los torrentes. 17. EL VIENTO El viento es una corriente turbulenta de aire con a ptitud para erosionar, transportar y depositar sedimentos, sigu iendo las leyes de movimiento de fluidos. Se diferencia del a gua, otro fluido, por la baja densidad y la falta de confinam iento del flujo de aire. Los vientos son altamente variables en dirección e intensidad. La distribución y la intensidad en combinación con el clima están relacionadas con el tipo de erosión y los dep ósitos eólicos de la Tierra. Asimismo, necesita de la alteración química y mecán ica acoplada con la sequedad en su acción de erosión y transport e de materiales. Transporte de arena La fuerza de un viento en la superficie depende no sólo de la velocidad sino también de la rugosidad de la superf icie, que induce mayor turbulencia. Debido a que cuando actúa sobre una superficie rugosa arenosa primero forma óndulas en la superficie y luego dunas, la rugosidad se increment a,

produciendo una retroalimentación positiva y un inc remento de la fuerza del viento. Los vientos fuertes puede ser suficientes para real izar la saltación de granos y formar una capa de polvo cerc a de la superficie, conformada por una densa nube de partíc ulas y capaz de enarenar y pulir cualquier objeto a su paso ( figura ).

El impacto sobre el terreno induce la saltación de los granos y causa una reptación hacia adelante de las partículas de arena de la super-ficie. Debido a que la saltación sopla granos pequeños más rápidamente que la reptación de la superficie, los dos tienden a separarse; la arena fina, de hasta 0.1 mm es proyectada a distancia, dejando detrás una superficie pavimentada de gravas y arenas gruesas.

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La deflación es la remoción de las arcillas y polvo de los suelos secos por medio de los vientos fuertes.

Ello ocurre en las planicies secas y desiertos, en las llanuras de inundación, plani-cies de mareas y en las áreas de perilago. Se realiza especialmente donde la cubierta vegetal ha sido removi da por sequías o por la acción de implantación de cul-tivos, construcciones o hue-llas.

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Los granos de arenas acarreados por el viento puede n estar constituidos por cualquier mineral, pero la mayoría son de cuarzo, lo que refleja el predominio de ese materia l en arenas y areniscas. También pueden ser de carbonato de cal cio. Los granos típicamente lucen con una superficie mat e, producida por la larga y continua acción del rocío que es suf iciente para disolver pequeñas protuberancia y realizar hoyos en el grano. Al remover las partículas finas, se produce una sup erficie remanente de gravas demasiadas grandes para ser tra nsportadas.

Los vientos pueden desgastar y tornear cualquier su perficie de rocas con la proyección de la arena. Esta produce e l redondeado de las superficies y la formación de caras de las r ocas, los denominados ventifactos . Transporte de Polvo Los vientos turbulentos pueden fácilmente barrer la s partículas de polvo y elevarlas lo suficientemente alto en la atmósfera, luego de que han sido levantadas de la superficie, como para formar una nube. Las partículas de polvo, en su mayoría de sólo milé simos de milímetro de diámetro, se asientan tan lentamente q ue una leve brisa las mantiene suspendidas. La capacidad del aire para mantener polvo en suspen sión es enorme. En grandes tormentas, un kilómetro cúbico d e aire puede transportar hasta 1000 ton. Por esa razón, la erosión eólica en planicies secas juega un importante papel en la denudación de suelos arables . Asimismo, el viento transporta arenas y polvo desde los continentes hacia el mar. El polvo es de cualquier origen concebible, mayormente silicatos minerales, predomi nando las arcillas de los suelos y los polvos volcánicos. Pue de también haber componentes orgánicos. LOS DESIERTOS Los desiertos son los sitios donde los vientos prod ucen mejor su tarea de erosionar y depositar.

Esto lo realizan aso ciados con la acción de los ríos que, aunque infre-cuentes, hacen la mayor parte del trabajo.

Las regiones áridas cubren un quinto de todas las t ierras, mientras que las estepas semiáridas un séptimo adic ional ( figura ).

El Sahara y el Kalahari de Africa y el Gran Desiert o Australiano están en las regiones tropicales y son áreas de alta presión atmosférica. Otra franja existe en lat itudes medias (desiertos de Gobi y Mohave) donde la sequía es el resultado tanto de la distancia a las fuentes de hu medad como la zona seca de las cadenas montañosas. Los desiertos son también productos de la tectónica , debido a la distribución de las montañas y a la deriva conti nental. Erosión y depositación en los desiertos La meteorización, los movimientos ladera abajo y el transporte operan básicamente en la misma manera en los desier tos que en cualquier parte de la Tierra, con diferencias en lo s balances. En suelo está casi ausente y la arena, gravas y res iduos rocosos de diferente tamaño son característicos de las superficies desérticas. Ellas forman pendientes emp inadas, sin taludes redondeados ni bordes rocosos suaves. La meteorización química no está completamente ause nte. Muchos minerales silicatados férricos, como los piroxenos, se alteran lentamente, produciendo colores de oxidación como a sí también costras duras. Asimismo están presentes costras de carbonatos, sílice y otros minerales. El barniz del desierto es una pátina de color oscu ro que cubre las rocas. Está formado por minerales arcillosos y menor cantidad de manganeso y óxidos de hierro. Aún los desiertos más secos reciben ocasionales llu vias, que se infiltran en las arenas y rocas produciendo aguas s ubterráneas. Estas son generalmente salinas. Las tormentas pueden producir inundaciones de torre ntes intermitentes que corren en valles secos ( wadis ). La escorrentía es rápida y tiene gran poder erosivo de bido al estado suelto de los sedimentos. Algunas veces, se asemejan a flujos de barros más que a arroyos. El sistema de drenaje está ampliamente espaciado y la mayoría de los torrentes desaparece en bolsones, cuencas qu e poseen lagos temporarios que duran días a semanas y termin an evaporándose. Estas playas dejan una superficie de arcillas, con sales precipitadas durante la evaporación. A lo largo del Golfo Pérsico, los desiertos alcanza n la costa. Son áreas planas cubiertas de detritos arenosos cem entados con sales, yeso y carbonatos; se las denomina sabkas .

Los pedimentos son diseños típicos, con la forma de una rampa amplia que tiene restos de picos montañosos sobresa liendo ( figura )

Es una superficie de erosión cubierta con detritos aislados que se forma a partir de escarpas. Normalmente son más potentes en la parte inferior, estando cubiertos por sedimentos aluviales tales como conos de deyección compuestos y abanicos aluviales . Las formas de erosión remanentes se elevan sobre el pedimento y pueden ser espectaculares picos o montañas aisladas . Las mesas son tierras altas terminadas en superficies planas resistentes a la erosión y contorneadas por acantil ados pronunciados, que son paulatinamente socavados debi do a la presencia de sedimentos inferiores débiles. Sobresa len sobre los pedimentos ( figura ).

Todas estas acciones son producidas por la acción e rosiva de los ríos, que realizan la tarea básica de la erosió n. El viento ayuda, pero raramente controla. FORMAS DE DEPOSICION DE LOS VIENTOS: DUNAS Los patrones de las dunas dependen del tipo y canti dad disponible de arenas, de las rocas subyacentes y má s que nada de la dirección, duración y fuerza de los vientos.

Los ergs , o mares de arena, se encuentran en los desiertos más grandes, que poseen alrededor del 10% de su superfi cie cubierta de arena. Se encuentran asimismo en las playas, don de también hay fuentes de arena.

Las dunas comienzan como una sombra detrás de un obstáculo, apilando un montículo de arena. Luego se transforma en una masa que crece para formar el cuerpo de la duna. Asimismo, se forman por el crecimiento de las óndulas.

A medida que crecen comi enzan a moverse en la dirección del viento, mediante saltación.

El perfil muestra un bajo ángulo en la cara donde actúa el viento hasta la cima, y luego una caída hacia el talud opuesto. En él se mantiene el ángulo de reposo, produciéndose deslizamien-tos cuando se lo supera. Así, se puede formar una estrati-ficación entrecruzada.

La altura de las dunas está determinada por el camb io de un proceso de retroalimentación positivo hacia uno neg ativo. En algunos casos, alcanzan hasta los 250 m. Tipos de dunas Los barjanes son dunas solitarias en forma de luna en cuarto creciente que se mueven sobre superficies planas de rodados o basamento y son producidas por una cantidad limitad a de arena ( figura ).

Las dunas tranversales están formadas transversalmente a la dirección del viento, donde la arena es abundante. Las seif o dunas longitudinales son más o menos paralelas a la dirección del viento prevaleciente y tienen bordes rectos. DEPOSITACION DE POLVO: EL LOESS Los loess son potentes depósitos de granos finos que ocupan el 10% de los continentes. Se forman a partir de la de positación de limos y arcillas proveniente de los depósitos gl aciarios y de material extraídos de desiertos. Su composición mineralógica depende de la fuente de alimentación de las partículas. Su principal característica es su estructura. El no mbre loess proviene del alemán y significa “suelto”. Generalme nte, no presentan estratificación. Tienden a formar fisuras y paredes verticales cuando se erosionan y presentan frecuent emente tubos y nódulos rellenos con calcáreos, la mayoría de ell os orientados verticalmente. Los loess son algunas veces retransportados y redep ositados como depósitos aluviales y pueden fácilmente confun dirse con el material eólico original. Los suelos originados a partir de ellos son muy pro ductivos. Comprenden las regiones agrícolas más importantes t ales como la región de Ucrania, el medio oeste estadunidense, la pampa argentina y la llanura del río Amarillo (China). Son fácilmente erosionables por pequeños cursos, fo rmando cárcavas y pueden ser deflactados por el viento, cu ando son mal trabajados. Asimismo, constituyen suelos inestables desde el pu nto de vista ingenieril ya que sus propiedades varían fuertement e con el

humedecimiento, pudiendo llegar a colapsar por reac omodamiento de su estructura interna. 18. LOS GLACIARES El hielo es una roca, una masa de granos cristalino s de agua (el agua es un mineral cuando se encuentra en estad o sólido). Las masas de hielo son plásticas y pueden deslizars e ladera abajo, tal como otras masas rocosas, pudiendo ser p legadas o falladas. Un glaciar es una gran masa de hielo que está en ti erra y muestra evidencia de movimientos o de haberse movid o. Existen entre glaciares de todos los tamaños y cubren alred edor del 10% de las tierras del planeta. Los glaciares se di viden en glaciares de valle y glaciares continentales . Hoy, el volumen total de hielo es de 25.000.000 de km3. El máximo volumen alcanzado ha sido de unos 70.000.000 de km 3. Los 45.000.000 km 3 de diferencia equivalen a unos 130 m del nivel del mar. Un cambio en el nivel del mar de 1 m de al tura equivale a una acumulación de hielo de 400.000 km 3. Así, si los 25.000.000 de km 3 de hielo se fundiesen, el nivel marino subiría unos 65 m. El último retroceso del hielo ha tenido lugar entre 8.000 y 15.000 años atrás. Por lo menos, cuatro períodos ma yores de avance y retroceso pueden deducirse, sobre la base de las formas y la estratigrafía de los depósitos glaciale s. En el Pleistoceno, los cambios del nivel del mar fu eron de entre 15 y 20 m por arriba, hace unos 100.000 años, y de 4 a 6 m por encima, hace unos 125.000 años. Existen teorías acerca de la formación de las eras glaciales, entre ellas algunas basadas en los ciclos astronómi cos, el enfriamiento de la Tierra y las posiciones relativa s de los continentes entre si y de los polos. Las verdaderas razones de recurrencia de estos fenómenos permanecen sin diluc idarse. LA FORMACION DE LOS GLACIARES En las altas latitudes y grandes altitudes existe a cumulación de nieve y se produce su transformación en hielo. L a nieve fresca es una masa muy suelta, constituida por deli cados cristales que han crecido en la atmósfera. Cuando c aen, los cristales se achican y se compactan y la masa enter a se transforma en nieve granular.

Luego de enterrada, la capa compactada cambia a un geloide , en uno o más años. Mayor enterramiento y una lenta cem entación producen finalmente el hielo glacial sólido. Todo e l proceso puede llevar de 10 a 20 años. Algo de polvo y gases son atrapados en este proceso. Las perforaciones realiz adas han permitido acceder a muestras de 30.000 años.

La formación está completa cuando el hielo se ha ac umulado en un espesor, y por consiguiente en un peso suficient es como para que la masa se mueva lentamente bajo presión o por gravedad. Cuando esto se alcanza, el hielo fluye cuesta abajo , ya sea como lenguas, rellenando valles (glaciares de valle ) o como una gruesa capa que se desplaza en todas direccione s (glaciares continentales o casquetes) ( figura ).

EL BALANCE DE UN GLACIAR El balance del crecimiento anual de un glaciar está determinado por la cantidad de agua sólida adiciona da a la nieve, la acumulación, menos el monto perdido, es l lamado ablación . En climas templados, la ablación tiene lugar principalmente por derretimiento; en los climas pol ares,

mayormente ocurre por sublimación y rotura de la ma sa en icebergs . La diferencia entre la acumulación y la ablación es la medida de crecimiento o encogimiento del glaciar. Este pre supuesto fluctúa de año a año, aunque las evidencia sugieren que muchos glaciares han permanecido aproximadamente sin cambi os en los pasados miles de años.

El flujo del hielo es debido tanto al deslizamiento interno del hielo como a lo largo de su base. A mayor espes or del hielo glacial, y mayor pendiente, mayor es la velo cidad de movimiento. El flujo interno representa buena parte del movimie nto. Se forma por la sumatoria de los pequeñísimos movimien tos a lo largo de cada cristal, en intervalos cortos de tiem po (similar al creep de los metales). El deslizamiento de un glaciar a lo largo de su bas e representa una parte significativa del total de mov imiento. A veces, el hielo en su base se encuentra a temperatu ra de derretimiento, debido a la presión, y los movimient os tienen lugar por su base, actuando el agua como un lubrica nte.

Las capas superiores, menos confinadas, se comportan frágilmente y se rompen, formando grietas llamadas crevasse .

La velocidad de un glaciar alpino varía, pudiendo a lcanzar 75 m por año. No obstante, en algunos lugares hay movi mientos muy

rápidos durante 2 o 3 años, a una velocidad de 6 km /año. Esto se realiza bajo una combinación de agua a presión y el glaciar parece flotar en ella. Glaciares de valle Estos glaciares comienzan como campos de nieve dond e la nieve se acumula en anfiteatros montañosos llamados circos . A partir de allí, fluyen curso abajo por el valle, pudiendo ser interceptados por valles desde donde fluyen glaciar es tributarios. A diferencia de los flujos de agua, los hielos no s e juntan, pudiéndose observar la principal corriente de hielo separada de la de sus tributarios corriendo paralelamente. Asimismo, los niveles de base del glaciar principal pueden diferir de los de los tributarios. Esto se aprecia bien en los antiguos valles glaciales que presentan en la actua lidad valles colgados desde donde se descuelgan saltos de agua ( figura ).

Cuando el valle termina en una planicie, se forman corrientes de agua que salen del fondo del glaciar y forman cu rsos fluviales coalescentes, hasta llegar a confluir en un solo cauce. Glaciares continentales Estos glaciares no están confinados a valles y se d esparraman en toda la superficie. Estas enormes masas de hielo son las que cubren Groenlandia y la Antártida. El espesor del hielo excede en algunas partes los 3 000 m y la presión puede ser suficiente para hundir la roca po r debajo del nivel del mar. Estos glaciares son las fuentes de los témpanos o icebergs.

EROSION GLACIAL Y DEPOSITACION El movimiento del hielo erosiona grandes cantidades de material y lo transporta aguas abajo. Las morenas son acumulaciones de bloques de rocas, arenas y arcilla s que son conducidas en la masa de hielo o dejadas en el terr eno cuando el hielo se funde. La erosión glacial y la depositación posterior prod ucen una topografía distintiva. A medida que el glaciar cepilla las montañas, la topografía adquiere una apariencia dis tintiva. Los circos glaciales tienen divisorias de agua muy agudas; algunos de ellos dejan lagos en sus depresiones. Lo s valles glaciales tienen una característica forma en U, con laterales empinados y piso chato, con protuberancias redondea das. Asimismo, quedan expuestos los valles colgados de l os glaciares tributarios. El hielo fluyendo realiza el trabajo de erosión y t ransporte tan bien como el agua, y aún más eficientemente. Ti ene una gran capacidad de erosionar, rompiendo los trozos e ngolfados en su interior contra el lecho rocoso y dejando est rías en la dirección del movimiento y generando harina de roca , el polvo remanente del roce.

Sedimentos morrénicos

Pequeñas colinas del sustrato rocoso son alisadas y llevadas a formas más redondeadas. Como transportador de derru bios, el hielo es muy efectivo debido a que, una vez que el material es levantado, no sedimenta sino que puede ser llevado a grandes distancias, y esto es válido hasta para grandes blo ques. El hielo llega al final del glaciar trayendo su car ga, alguna de ella claramente marcada por el proceso que tuvo lugar. El

aporte viene como segregaciones de las morenas late rales y medias, en las capas basales y, el resto, disperso en la gran masa de hielo. Los depósitos glaciales difieren grandemente de los fluviales, eólicos y oceánicos en muchas de sus característica s. La topografía tiende a no tener drenaje organizado, ya que los ríos no tienen la chance de esculpir sus divisorias .

Existen depósitos específicos resultantes de la fusión del hielo y otros derivados del trabajo realizado por el agua de fusión ( figura ).

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El sustrato rocoso es raramente visto en esas regio nes, ya que es cubierto por grandes cantidades de sedimentos de mezclas de arenas, arcillas, rodados y bloques. A medida que el hielo se funde, material rocoso de todos los tamaños es dejado al pie, desde la más fina arcilla hasta los grandes bloques. Se conocen con el nombre genérico de till . Las morenas de fondo son un manto de till depositad o bajo el hielo. Las morenas laterales son fajas de bloques d e roca y polvo que fluyen con el glaciar a lo largo de los v alles glaciales. Cuando los tributarios alcanzan al valle mayor, la morena lateral es una traza del flujo. Estas morena s se pueden juntar y formar una morena en el medio de grandes f lujos. La detención temporal del frente del glaciar forma lomas llamadas morenas terminales, compuestas por till. Los drumlins son colinas elongadas de till y de la roca de base (bedrock) que provocó su depósito. Se encuentr an paralelas a la dirección del movimiento del hielo. Pueden

tener de 25 a 50 m de alto y alrededor de 1 km de l argo. Se forman por el renovado avance del hielo sobre sus d epósitos antiguos. Los kames son pequeñas colinas donde las arenas y las gravas acumuladas por los torrentes de deshielo son arroja das cerca o al borde de la masa de hielo. Los delta-kames muest ran las características de los deltas formados en lagos. Los depósitos lacustres muestran alternancia de cap itas gruesas y finas de sedimento glacial que se llaman varves . Las capas claras de limos gruesos se forman en el veran o, mientras que las capas oscuras de material arcilloso fino lo hacen en el invierno. Las corrientes de aguas fundidas en el interior del hielo forman depósitos estratificados bien seleccionados por tamaño en capas de gravas, arenas y material fino. Los eskers son colinas angostas de arenas y gravas localizada s en el medio de la morena de fondo, paralela a la di rección del movimiento del hielo. Son los antiguos canales por donde las aguas fluían bajo el hielo y que han resultado rell enados por sedimentos. Los kettle son depresiones formadas por el aislamiento de hielo en el retroceso del glaciar que son semienter rados por la planicie de depositación; al fundirse el hielo, queda su hueco. Tipos de sedimentos glaciales La litología de los depósitos glaciales puede ser u sada para inferir su génesis. Las mezclas sin estratificar y sin seleccionar de arenas, gravas y arcillas, se correl acionan con los depósitos de till. Las arenas estratificadas y los depósitos de gravas pueden estar asociados con los flujos de agua. Por su parte, los varves son evidencia de dep ósitos glaciolacustres. Los sedimentos marinos con ocasionales fragmentos d e rocas con rasgos de arrastre han sido formados en el mar, cer ca de glaciares. Debido al avance producido por las glaciaciones, gr andes zonas del planeta contienen este tipo de depósitos y la t opografía características de las áreas glaciales. Su correcta interpretación es importante para evalu ar la incidencia de su comportamiento en obras de ingenie ría.

PERMAFROST Los permafrost son agregados permanentemente helado s de hielo y suelo que se localizan en las regiones muy frías. Se encuentran cuando las temperaturas de verano no son lo suficientemente altas como para derretir más que el hielo superficial. Estas formaciones cubren tanto como el 25% del tota l de las masas terrestres. Es un material muy difícil de man ejar en proyectos ingenieriles, debido a que cuando su supe rficie se funde en verano el agua no se puede infiltrar hacia el suelo profundo, permanentemente congelado. Esto hace sobr esaturar el suelo superficial, que puede fluir, deslizarse o hu ndirse, afectando las obras de ingeniería. 19. LA GRAVEDAD Movimientos en masa La fuerza de gravedad provoca los movimientos de ma teriales ladera abajo. Son repentinos, involucran volúmenes de derrubios, a menudo enormes, y los eventos parecen impredecibles. Si bien la principal causa es la acc ión gravitatoria, otros factores determinan que a veces la velocidad de deslizamiento sea diferente y el porqu é algunos taludes son estables mientras que otros no. Entre otras causas, hay que mencionar la pendiente de los taludes, la naturaleza de los materiales superficia les y la presencia de agua. Avalanchas y flujos de barro Las avalanchas de suelo y de roca son rápidos movim ientos descendentes de masas de roca o de derrubios de ero sión, suelos y todo lo que se encuentre en el camino. La condición indispensable es la presencia de taludes muy empina dos para la vencer la acción friccional que mantiene a la heter ogénea mezcla de roca, suelos y sedimentos sin consolidar in-situ , actuando en contra de la fuerza de gravedad. El movimiento puede tomar la forma de una subsidenc ia en la cual la masa viaja como una unidad, en la mayoría d e los casos deslizándose a lo largo de una superficie cóncava h acia arriba.

Los flujos de barro son formas particularmente flui das de avalanchas que se mueven como lenguas viscosas de m ezclas de lodo, suelos, rocas y agua. Pueden transportar gran des bloques, árboles y aún casas enteras. Los flujos de tierra son menos fluidos y tienden a confinarse a los taludes de arcilitas alteradas o arcillas, mo viéndose distancias cortas a una velocidad de unos 10 mm/año . Los flujos de derrubios contienen mayor cantidad de materiales gruesos, como arenas. Las avalanchas de derrubios son flujos de alta velo cidad, usualmente asociados con regiones húmedas. El suelo saturado con agua abarcando hasta la base del sustrato rocos o se mueve tan rápido como 20 m/seg. Caída de rocas, reptación y solifluxión Los talus están formados por la acumulación de rocas caídas de los taludes adyacentes. Esta acumulación es lenta y continua. La reptación de suelo ( creep ), un movimiento descendente, tiene lugar tan lentamente que su velocidad es difí cil de medir en un corto lapso. Los rangos varían entre 1-2 mm/año en regiones temp ladas húmedas hasta 5-10 mm/año en regiones semiáridas co n inviernos fríos. La solifluxión es un movimiento en regiones frías, donde el terreno se congela. Como la zona inferior permanece congelada, el agua de deshielo de la zona superior satura al s uelo y lo mueve hacia abajo. La velocidad promedio oscila en 10-100 mm/año. Un fenómeno relacionado lo constituyen los glaciare s de roca, acumulaciones que tienen sus poros rellenos con hie lo y se mueven como glaciares verdaderos. Lavado de pendiente Los lavados de pendiente ( slope wash ) son superficies generalizadas de escorrentía de agua de lluvia. El agua corre descendiendo las laderas y arrastrando partículas p equeñas de limos y arenas y minando gradualmente a los suelos arcillosos debajo de rodados que finalmente se inclinan y muev en. Existe un amplio rango de valores medidos de los sl ope wash, desde 2 mm/1000 años en regiones templadas con buen a vegetación, hasta 1000 mm/1000 años en tierras mala s ( badlands ) muy erosionados.

La caída de grandes gotas de lluvia es un agente er osivo muy efectivo, especialmente en suelos sin vegetación. E sto ocurre especialmente en zonas deforestadas o cultivadas. Entonces, la mejor forma de evitar erosión excesiva por el slope wash es vegetar con césped y otros vegetales. Las hojas y tallos protegen la superficie del impacto de la c aída de las gotas de lluvia y retardan el flujo de los slope wa sh; las raíces mantienen al conjunto del suelo para resisti r la erosión. La vegetación del suelo promueve la infilt ración de agua en el terreno, reduciendo la escorrentía en su perficie. 20. LA SEDIMENTACION La sedimentación, es decir, el depósito de las susp ensiones y soluciones en capas, es la etapa final de un proces o que comienza con la meteorización, la erosión y el tran sporte de materiales hacia los sitios de depositación. Los se dimentos pueden ser divididos en clásticos o detríticos y en químicos y biológicos.

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El transporte físico y la sedimentación siguen una tendencia ladera abajo, respondiendo a la gravedad, desde la caída de rocas y el movimiento de masas hasta los sistemas f luviales y hasta el mar ( figura ). La sedimentación química es también un proceso lade ra abajo, pero la fuerza de conducción es química, más que gr avitacional. Los océanos pueden ser pensados como un gigantesco reservorio químico. Mantiene la cantidad de agua regularmente constante, así como la misma salinidad, con la sedimentación d e los materiales disueltos como precipitados químicos.

El depósito de sedimentos es controlado por las mis mas leyes que rigen su transporte. La depositación cíclica es una regla más que una excepción y es el resultado de un flujo pulsátil de los sedimentos en una determinada área. Algunas cau sas de depositación cíclica son:

1. Movimientos periódicos de la corteza. 2. Cambios climáticos de distinta longitud, entre l os que se encuentran los estacionales anuales. 3. Variaciones cíclicas de tributarios en los delta s. 4. Vulcanismo periódico.

La topografía montañosa se puede vincular con las r elaciones del cuarzo a feldespatos en los derrubios. En terre nos tectónicamente calmos, y áreas bajas no sujetas a e rosión mecánica, se producen derrubios con bajo contenido de feldespatos, ya que se descomponen en arcillas ante s de ser transportados. LOS SEDIMENTOS CLASTICOS Los sedimentos clásticos: arcilitas, areniscas y co nglomerados son más abundantes que los precipitados químicos. E llos constituyen alrededor de tres cuartos de la masa to tal de sedimentos en la corteza terrestre, siendo las arci litas las más abundantes (alrededor de tres veces los clástic os gruesos). Los sedimentos clásticos dominan debido a que mucho s de los materiales de la corteza son silicatos, relativamen te insolubles. La sedimentación de partículas es controlada mayorm ente por la resistencia de las corrientes que las transportan. A mayor tamaño de partícula, mayor es la corriente necesari a para transportarla. Lodos y arcilitas Los sedimentos finos, que son los más abundantes, s on difíciles de estudiar. Se pueden determinar aspectos generale s, observando el tamaño de las partículas. Estas son e l resultado de un asentamiento lento desde un agente de transpo rte muy suave. Los lodos pueden ser depositados de una corr iente divagante en una planicie de inundación, en deltas o en los océanos profundos. Muchos lodos y arcilitas están mezclados con sedime ntos químicos, siendo las más comunes las arcilitas calc áreas y carbonáticas. A pesar que las arcilitas no pueden p roveer las claves de la condición de su formación, son muy bue na materia prima (cemento portland).

Arenas y areniscas Las arenas y areniscas son los principales sediment os gruesos. Sus rangos de tamaño son estudiados para descifrar el origen. La selección por tamaños está relacionada con la cl ase de corriente que las depositó y puede controlar los us os ingenieriles. Si todos los granos en una muestra están próximos a l promedio, la arena es considerada bien seleccionada . El grado de selección describe los tamaños de granos presentes en los sedimentos y las rocas sedimentarias que se puedan formar a partir de ellos. En Ingeniería, se enfoca el rango de los tamaños presentes, siendo un sedimento bien graduado aquel que tiene las cantidades de cada tamaño suficientes par a llenar los espacios entre las partículas mayores. Las formas de los granos de arena pueden ser import antes guías para detectar su origen. Los granos angulares de va rias formas implican distancias de transporte cortas. Asimismo, las texturas superficiales también dan claves. Las secuencias de depositación y estratificación, o bservables desde un afloramiento y de muestras de sondeo son d e uso diagnóstico (combinado con el análisis de las corri entes y otras estructuras sedimentarias) para la reconstruc ción del ambiente sedimentario en la cual se haya depositado . El reconocimiento de la estratificación cruzada, la s óndulas y las turbiditas pueden ayudar al deducir los ambientes y los mecanismos de formación. La mineralogía de las areniscas es importante en la reconstrucción de la naturaleza de las áreas de las fuentes que producen los derrubios. Algunas rocas dentro de las areniscas son las cuarzo-arenitas, arcosas, arenitas líticas y grauvacas. El conocimiento de cómo una arenisca ha sido deposi tada es de importancia en la búsqueda de agua, gas, petróleo y otros minerales ( prospección ). Gravas y conglomerados Los conglomerados son fáciles de estudiar. Las gravas son tan variadas como los diferentes afloramientos desde do nde han sido erosionadas. El número y el tamaño de las gravas es tán directamente relacionados con la resistencia de la corriente que las ha transportado. Debido a que hay relativamente pocos lugares en los cuales las corrientes son lo suficientemente fuertes como para transportar

las gravas, se puede inferir su origen, tales como los torrentes de montaña, los conos de deyección, las p layas de rodados y los planicies glaciarias. La forma y la r edondez de los bordes y ángulos son buenas guías para conocer la distancia que han viajado desde el área fuente. LOS SEDIMENTOS QUIMICOS Los carbonatos Las rocas carbonáticas, calcáreas y dolomíticas, so n los más importantes sedimentos químicos. La base química de la sedimentación de los carbonatos es la relativa abun dancia de iones de calcio y bicarbonato en el agua de mar:

ion calcio + ion bicarbonato = carbonato calcio + ion hidrógeno El precipitado puede formarse cuando existe más cal cio que bicarbonato, o viceversa, o aún si las concentracio nes son iguales, siempre que sus productos excedan los valo res de saturación. Hay dos formas en que el carbonato cálcico puede pr ecipitar, calcita o aragonita. La calcita se forma muy lentam ente a partir de soluciones ligeramente sobresaturadas. En la mayoría de los precipitados, la aragonita se forma primero, y lentamente se transforma en calcita. En los océanos, el agua de mar está próxima a ser s aturada con carbonato de calcio. Las aguas cálidas están ligera mente sobresaturadas, mientras que las aguas frías están ligeramente subsaturadas. Precipitación biológica En los océanos, los sedimentos carbonatados están h echos principalmente de restos de caparazones de organism os más que de precipitados químicos. En las aguas cálidas, se producen extensas sediment aciones carbonáticas. Los organismos con caparazón viven en aguas cálidas pero sus caparazones tienden a disolverse c uando el organismo muere. Los organismos viven en dependencia con el agua de mar o de lago alrededor de ellos, ya que les provee de nutr ientes y de los materiales disueltos para hacer sus caparazones . La Sílice Los más importantes sedimentos biológicos son las d iatomeas y radiolarios y algunas clases de esponjas. Cuando el las mueren,

sedimentan en el fondo del mar. Los árboles se pued en fosilizar siendo reemplazada la madera por sílice, generalmen te chert . Los Sulfuros La pirita, sulfuro de hierro, se forma por la acció n indirecta de bacterias reductoras de los sulfatos en sulfuros en ambientes anaeróbicos. Ellas crecen en áreas desoxi genadas. El Carbón La formación de turba, se realiza en un ambiente co ntinental de decaimiento de la vegetación sin oxígeno. Luego del enterramiento y de las transformaciones p or envejecimiento de la materia orgánica, la turba se transforma en lignito, un material muy suave. Mayor tiempo y a lta temperatura acompañando al enterramiento de los sed imentos, pueden metamorfosear al lignito transformándolo en carbón bituminoso y no bituminoso y, en casos extremos, en antracita. Las Evaporitas Algunos yacimientos se forman por evaporación de ag ua de mar: las evaporitas. Constituyen la fuente de obtención de la sal común ( halita ), los sulfatos de calcio, como el yeso y la anhidrita y muchos otros menos abundantes. Se depositan en planicies restringidas de acceso de agua de mar, do nde la evaporación continua produce la precipitación de ye so y sal y donde el agua de mar va reponiéndose paulatinamente . AMBIENTES DE SEDIMENTACION Un ambiente de sedimentación es un área geográficam ente delimitada donde los sedimentos son preservados, y que está caracterizada por sus formas de relieve, las corrie ntes de energía relativa y el equilibrio químico. Los ambientes de depositación son importantes para la determinación de las propiedades de los sedimentos. Están condicionados por un complejo de factores físicos, químicos y biológicos bajo los cuales los sedimentos se acumul an y transforman. Se denominan facies a los juegos de características de los sedimentos que indican los ambientes de depositació n. Son usados para las reconstrucciones paleogeográficas. De esa manera, se pueden seguir las regresiones y transgre siones marinas, por ejemplo.

Las grandes fuerzas controlantes de la tectónica de placas indirectamente influencian los patrones de sediment ación y composición de los sedimentos clásticos. Asimismo, las facies sedimentarias son también relacionadas con la tectó nica de placas. Los ambientes de sedimentación clástica Los ambientes aluviales incluyen los canales de los ríos, las fajas de los meandros en las llanuras de inundación , los conos de deyección, y las planicies aluviales formadas p or la migración de los ríos sobre los terrenos bajos. El ciclo aluvial final-ascendente es una secuencia característica en la cual los materiales gruesos se encuentran en el piso, gradándose hacia los finos, que se encu entran en la parte superior ( figura ).

Ciclo aluvial

Ciclo deltaico

Los ambientes desérticos están relacionados con las formas características de las dunas, que tienen sus propios patrones de entre-cruzamiento, la mayoría de ellos en gran escala. Los granos de arena son finos a muy finos, bien seleccionados y pulidos. Los depósitos bajo el hie-lo, los tills , son recono-cidos por su carácter heter ogéneo, lo que indica poca selección, que se conforma por la presencia de estriaciones en el sustrato rocoso.

Los deltas son los mayores puntos de llegada de los depósitos fluviales. El fondo de la secuencia, normalmente, c ontiene fósiles marinos, mientras tanto, la parte superior contiene fósiles de agua dulce. Esta secuencia muestra ciclos de texturas de tamaño creciente hacia arriba, desarrolladas a medida que la desembo cadura del río avanza, depositando arenas gruesas en el canal por encima de los sedimentos limosos y lodos de la costa ( figura ).

Las costas y barras presentan una típica secuencia formada desde la línea de costa que está siendo construida hacia el mar. Se constituyen de sedimentos de marea finos, u nos formados debajo, en bajamar, sobre depósitos de mareas, típi camente arenosos y de granos medianos a gruesos. En ambientes marinos, las arenas, los lodos arenoso s y lodos se encuentran en relación a las corrientes de olas y m areas de diferente rango. Las secuencias de turbiditas comienzan con bases ab ruptas de arenas gruesas sin estructuras, que van gradando ha cia arriba con arenas medianas, con estratificación cruzada, y a arenas finas con óndulas hasta llegar al tope con limos y lodos, éstos últimos con perturbaciones biológicas. Los ambientes pelágicos son de arcillas finas rojas, finamente laminadas con costras de manganeso y nódulos y algu nas veces oozes carbonatados. Los ambientes de sedimentación química Los arrecifes coralinos se caracterizan por formar islas o atololones que presentan ( fig. 20.6 ): 1) un arrecife exterior resistente a las olas, con pendiente exterior pronunciada 2) una plataforma playa de arrecife y extendida hac ia la isla 3) una laguna interior, lagoon , detrás de la plataforma, protegida de las olas por el arrecife. 4) la isla.

Referencias

La mayor parte del arrecife está hecho por organism os coralinos que crecen en colonias de gran número de individuos y viven hasta los 25 metros de profundidad. El proceso comienza cuando un volcán se alza sobre el fondo oceánico. Cuando su fase activa termina, es erosion ado y se forma una colonia de algas y corales que coloniza s us costas

construyendo un anillo alrededor de la isla. A medi da que el océano va subsidiendo, la isla es reemplazada por e l atolón con la laguna central. La mayor parte de los sedimentos carbonáticos está formada en los continentes en plataforma de aguas poco profund as. Una clase distintiva de arena, oolita , se forma donde las corrientes de marea inundan los bancos todos los dí as. Tienen una estructura de cebolla y un diámetro de 0.25 a 2 .0 mm. En planicies de marea, se forman estromatolitos de lodos a partir de playas de algas que atrapan finos sedimen tos carbonatados y los van acumulando. Existen extensos bancos poco profundos, de uno a do s metros de profundidad, donde el agua está quieta y hay sedime ntación biológica. Las olas y las corrientes de mareas barren los sedi mentos finos moviendo las arenas de partes de caparazones hacia dunas submarinas y barras. Hay rocas formadas por organis mos cálcicos como las tizas formadas por oozes . Los depósitos de tufa , una roca porosa fácilmente rompible, y de travertino una forma más densa, se realizan por precipitación, en los continentes. Los carbonatos t ambién forman estalactitas y estalagmitas en las cavidades donde gotean aguas carbonatadas. ENTERRAMIENTO Y ACUMULACION DE SEDIMENTOS La subsidencia de la corteza es importante porque p ermite la continua sedimentación y acumulación, siempre que l as olas y las corrientes de marea no los remuevan y retrabaje n. La subsidencia tectónica es reforzada por la carga de los sedimentos. El proceso no progresa indefinidamente, debido a que la subsidencia continua y los sedimentos dejado s pronto se hacen menos densos que el promedio de la corteza. E stos depósitos pueden formar varios miles de metros. Los geosinclinales son áreas de subsidencia de la corteza en donde los sedimentos se acumulan en espesores de mu chos kilómetros, depositándose a lo largo de los márgene s continentales presentes o antiguos bordes de placas tectónicas. Existen dos zonas. Una es llamada miogeoclina , es la de menor espesor y es donde abundan carbonatos de aguas play as, arcilitas y areniscas aluviales. La otra es la exte rior o eugeoclina, donde los sedimentos tienen gran espesor, están constituidos por turbiditas de aguas profundas y ar cilitas y sedimentación pelágica.

Cuando dos continentes colisionan, sus márgenes se unen levantando las turbiditas en uno de ellos y mezclán dolas y plegándolas con los otros sedimentos pelágicos y vo lcánicos del otro lado. En los cratones, antiguas plataformas, la acumulaci ón sedimentaria es mucho menor que en los geosinclinal es. DIAGENESIS: SEDIMENTOS TRANSFORMADOS A ROCAS La diagénesis es un conjunto de procesos que produc en cambios en los sedimentos luego de su depositación, transfo rmándolos en una roca. Generalmente, esto produce incremento de la resiste ncia mecánica, debido a la trabazón y a la cementación d e los granos. Los principales procesos están condensados en la tabla . Los principales cambios diagenéticos físicos son re lacionados con la compactación y el decrecimiento en porosidad de los sedimentos, debido al apretujamiento por el peso de los mismos. La porosidad también puede decrecer debido a la pre cipitación de minerales diagenéticos en sus espacios porosos. Predominan como cementantes los minerales carbonáticos, óxidos de hierro y sílice Procesos diagenéticos

PROCESO EJEMPLO

LITIFICACION de Arena a Arenisca COMPACTACION de depósitos por pérdida de ag ua RECRISTALIZACION de Aragonita a Calcita DISOLUCION de arenas mixtas a arenas cuar zosas PRECIPITACION de arenas sueltas a arenas cem entadas

Las diagénesis químicas son de dos tendencias: a) una gradual aproximación hacia el equilibrio q uímico, como la recristalización, tales como en algunas rocas carbo náticas o por crecimiento de granos en las cuarcitas. b) la tendencia a ser enterrados más o menos prof undamente en la corteza, incrementando la temperatura y presión. Lo s límites con el metamorfismo son de alrededor de 300 oC. El principal rasgo de las rocas sedimentarias es la estratificación. Esos planos son superficies mecánicamente débiles a lo largo de los cuales las rocas tienden a partirse.

ELEMENTOS DE ESTRATIGRAFIA La formulación de ciertos principios sobre los cual es se fundamentan los estudios estratigráficos se la debe mos a Steno (1669). Principio de la horizontalidad . La primera cosa que se nota en un afloramiento sedi mentario es la pronunciada horizontalidad de la estratificación. E sta posición es lo que se podría esperar del asentamiento de las partículas a carreadas por el aire o por el agua. Principio de la superposición . Toda nueva capa añadida a una serie lo hará siempre en la parte superior. Principio de la continuidad original . Una capa sedimentaria forma al tiempo de su deposic ión una superficie continua que termina sólo afinándose hasta desapare cer, por cambio gradual, debido a diferente composición, o por estribamient o contra una pared o barrera, tal como línea de costa que confina el áre a de depósito. A partir de esos tres principios, se pueden obtener los rudimentos de un reloj estratigráfico, que establec e una longitud total de tiempo necesario para ubicar a to das las rocas que yacen y a los intervalos entre cada una d e ellas. Desafortunadamente, existen hiatus , o interrupciones en la sedimentación, que impiden una medición correcta.

El acomodamiento vertical de los diferentes fósiles, la sucesión de la fauna, se corresponde con las series de capas sedimentarias que las portan: la secuencia estratigráfica. Las formaciones son grupos de capas que están en todos lados alrededor de la misma edad estratigráfica y contienen mate-riales que en su mayor parte tienen la s mismas propiedades y apariencia física.

Las inconformidades son superficies que separan dos estratos. Representan intervalos de tiempo en los cuales la s edimentación se paró, la erosión removió algunos materiales y lu ego continuó la depositación. Las inconformidades angulares son aquellas en las c uales los planos situados arriba y abajo de ellas no son para lelos.

LAS ROCAS COMO REGISTROS DE LOS MOVIMIENTOS TERRESTRES Las inconformidades angulares no sólo datan interva los de erosión sino que registran movimientos antiguos. Las disconformidades , lagunas de tiempo entre dos unidades cuyos planos de yacencia son paralelos, implican la misma secuencia de alzamiento, erosión y subsidencia (o l a bajante o subida del nivel oceánico global). El ordenamiento de los eventos geológicos con respe cto a una escala de tiempos relativos está basado en la inter pretación de sucesiones sedimentarias, relaciones entre rocas íg neas (como cruce de estratos, deformaciones tectónicas del tip o plegamiento y fallamiento, y las inconformidades an gulares. 21. ESTRUCTURAS GEOLOGICAS Las rocas, como la mayoría de los sólidos, pueden s er clasificadas en frágiles y dúctiles. Un material fr ágil se rompe súbitamente cuando su resistencia alcanza un valor crítico ante el esfuerzo al que es sometido. Las sustancias dúctiles son capaces de considerable s deformaciones antes de romperse. Las deformaciones de la corteza continental han ocu rrido a través de los tiempos geológicos. Las rocas respond en a esas fuerzas plegándose y fallando. Esto debe recordarse cuando se ven pliegues y fracturas en el campo aunque también que una misma roca puede ser f rágil a profundidad pequeña y dúctil a grandes profundidade s en la corteza. Además, cada roca se comporta de una manera o de ot ra de acuerdo a las condiciones de las tensiones y de su aplicación. LOS PLIEGUES El término pliegue implica que la estructura original ha sido doblada. La deformación puede ser producida por fue rzas horizontales o verticales de la corteza. Los pliegues pueden ser suaves o el doblado puede s er severo, dependiendo de la magnitud de las fuerzas aplicadas y la capacidad de los estratos para resistir las deforma ciones ( figura ).

Para descubrir las es-tructuras, los geólogos registran en map as los buzamientos y los rumbos de las capas en todos los afloramientos disponibles. El buzamiento es el ángulo de inclinación de la capa desde la horizontal, en la di-rec ción de la máxima pendiente descendente.

El rumbo es la dirección de la recta resultante de la intersección del plano de la capa con el plano hori zontal. El plano axial es una superficie que divide al plie gue tan simétricamente como fuere posible. La línea de la i ntersección del plano axial con la capa nos da la línea del eje del pliegue. Los dos lados del pliegue son llamados sus limbos. Si el eje de un pliegue no es horizontal, se lo lla ma buzante, y el buzamiento está dado por el ángulo que el eje forma con la horizontal. Los arcos de rocas estratificadas son llamados anti clinales, y los depresiones similares, sinclinales. Para una secuencia de capas, la más antigua corresp onderá al núcleo del anticlinal y la más moderna en la superf icie se encontrará sobre el eje del sinclinal. Un monoclinal es un pliegue de tipo escalón, en hor izontes levemente inclinados u horizontales. Tipos de pliegue Los pliegues tienden a ocurrir no en forma aislada sino en grupos elongados. Cuando el geólogo encuentra un pl iegue, puede suponer que la región fue comprimida por fuerzas ho rizontales. Los pliegues pueden ser asimétricos , con uno de sus limbos buzando más empinadamente que el otro. Cuando la deformación es intensa, el pliegue puede ser volcado , con el limbo inferior de un anticlinal o el superio r de un sinclinal tumbado más de 90 grados.

En los pliegues recumbentes , el plano axial es horizontal y uno de los limbos ha sido rotado en una secuencia de arriba a abajo.

http://www.fas.org/irp/imint/docs/rst/Sect2/Sect2_1 a.html

Los domos y depresiones son pliegues en los cuales las capas buzan radialmente, hacia fuera o hacia un punto, respectivamente. Los afloramientos de esas formacio nes en la superficie tenderán a ser circulares. LAS FRACTURAS Las fracturas pueden ser divididas en dos categoría s: diaclasas y fallas. El término litoclasa involucra a ambas. Una diaclasa es una fractura a lo largo de la cual no ha ocurrid o movimiento apreciable. En cambio, si existe desplazamiento vis ible entre los lados de la misma, se denomina falla . Las Diaclasas Las diaclasas se encuentran en casi todos los aflor amientos. Pueden mostrar patrones regionales.

A menudo, dos o más juegos de diaclasas se intersectan rompiendo las rocas en grandes bloques con lados paralelos. Las tensiones regionales que hace tiempo se desvanecieron dejan su impronta en forma de juegos de diaclasas.

Las diaclasas proveen canales para el flujo del agu a a través de las rocas. Además, favorecen el flujo de magmas los que se intruyen formando diques .

Las Fallas Las fallas son rasgos comunes en las cadenas montañ osas, especialmente, donde las deformaciones son intensas .

Las diferentes categorías de fallamiento se distinguen por la dirección del movimiento a lo largo del plano de fractura ( figura ). Una falla normal es aquella en la cual las rocas sobre el plano de falla se mueven hacia abajo, en relación a las rocas debajo de él. Por su parte, una falla inversa es aquella en la cual las rocas superiores al plano de falla se mueven hacia arriba e n relación a las rocas inferiores al plano.

Aquellas en las cuales el buzamiento es pequeño y e l bloque sobreyacente es empujado principalmente en forma ho rizontal se denomina thrust . Las fallas de deslizamiento de rumbo son las que tienen movimiento horizontal paralelo al rumbo del plano d e falla.

Los llamados graben son valles angos tos rodeados por uno o más fallas normales paralelas, por ejemplo, el rift del E ste de Africa. Un horst en cambio, es lo opuesto, o sea, una especie de pilar formado por fallas inversas o normales ( figura ).

Las fallas pueden ser reconocidas en el campo por l a disrupción de las formaciones a ambos lados del plano de fract ura. A menudo, en la zona de falla se encuentra material r ocoso triturado. En esos lugares, la fricción a lo largo del plano de falla ha producido superficies estriadas o lustrada s llamadas espejos de fricción . Estos pueden servir de indicadores de la dirección del movimiento. Si los movimientos han ocurrido recientemente, se p uede percibir el efecto en la topografía, tal como los p atrones de drenaje, de vegetación o de artefactos humanos, etc . Las deformaciones dejan una marca inequívoca en la superficie. Esas expresiones topográficas son a menudo una guía para las estructuras controlantes. A medida que se tienen estructuras más antiguas, la erosión las arrasa y resultan menos evidentes las expresiones fisiográficas. En la actualidad, las superficies de relieve son de bidas a movimientos ocurridos desde el Terciario a esta par te. 22. MOVIMIENTOS REGIONALES DE LA CORTEZA TERRESTRE Los movimientos orogénicos son los que producen cad enas montañosas de rocas muy plegadas y falladas. Son el resultado de la colisión entre placas tectónicas. La epirogenia es un movimiento principalmente vertical, de gran escala en la corteza. Se caracteriza por ser gradua l, lo cual posibilita que se produzcan sólo pequeños pliegues y fallas. Los meandros incididos, los arrecifes coralinos, lo s ríos inundados, etc. evidencian esos movimientos. El alzamiento de la Fenoscandia es un rebote gradua l de la corteza, luego de haber sido removido el casquete p olar que la había deprimido. Otras subsidencias están relacionadas con las placa s marinas a medida que se enfrían y contraen, adelgazamiento y fisuración de la litósfera, seguida de enfriamiento y contracc ión, colisión entre placas o deformación de la corteza p or acción de fuerzas horizontales. Entre otros ejemplos, pueden citarse los hundimient os de regiones costeras debido a extracción de agua o gas y los desplazamientos provocados por los terremotos.

ESTRUCTURAS REGIONALES Las rocas continentales pueden ser agrupadas según dos categorías distintas, las de sedimentos depositados en orden y no deformados y las cadenas deformadas de rocas sed imentarias, ígneas y metamórficas que han sido sujetas a fuerza s intensas durante diferentes períodos geológicos. Las rocas que evidencian los episodios antiguos de deformación se localizan en el interior de los continentes, que son estables y peneplanizados. Las fajas más activas se encuentran en los bordes de las zonas antiguas. Interiores estables Los cratones , cuerpos extensos, antiguos, planos y estables del interior de los continentes, fueron sometidos a int ensos episodios de deformaciones en tiempos precámbricos y han estado relativamente quietos desde entonces. Los cratones típicos incluyen áreas denominados escudos que consisten en rocas de basamento cristalino muy anti guo rodeado de sedimentos de cobertura. Fajas orogénicas Las regiones de fajas orogénicas se encuentran rode ando los grandes interiores continentales y han sido deforma das por fallamiento y plegamiento, con la concurrencia de p lutonismo y metamorfismo en varios períodos del paleozoico, el mesozoico y el cenozoico. Un típico episodio orogénico es precedido por la su bsidencia de los márgenes, donde se acumulan los sedimentos. La convergencia de placas inicia la deformación en una cadena que s e extiende por cientos de kilómetros desde el sitio de colisió n. Los sedimentos marginales son desgarrados por plegamien tos y fallamiento. Sobrecorrimientos de 10 a 20 km de espesor implican deslizamientos por distancias de cientos de kilómet ros. Masas extrañas, traídas por la placa que subducta se agr egan al continente. Las intrusiones de batolitos y el metamorfismo tamb ién ocurren con las orogenias. Las montañas elevadas en la faj a deformada son erosionadas a medida que progresa la orogenia. Etapas de renovación ocurren cuando se alzan bloques de fract ura de la cordillera erosionada, tal como lo vemos hoy en día .

La orogenia incrementa el espesor de la corteza con tinental e incrementa su volumen debido a la adición de rocas batolíticas y volcánicas provenientes del manto y por la acreci ón de terrenos desplazados transportados desde lugares di stantes. Las montañas varían en formas y origen ( figura ):

a) montañas formadas por la acción volcánica b) montañas resultantes del plegamiento de rocas c) montañas formadas por bloques fallados d) montañas originadas por alzamiento vertical

TECTONICA DE PLACAS De acuerdo con la teoría de tectónica de placas , la litosfera está constituida por una docena de placas rígidas m óviles ( figura ). Las placas se deslizan sobre una astenósfera plás-tica, parcialmente fundida. Haciendo un balance, l a suma global de creación de placas es aproximadamente cero. Los tres tipos de bordes entre placas están defini-dos por su movimiento rela-tivo:

bordes de divergencia, bordes de convergencia y fal las de transformación.

Los ensambles de rocas tienen diferentes caracterís ticas en zonas de expansión y de subducción . Cuando el fondo marino se expande, se crean materiales en las llamadas fisura s oceánicas como zonas de lavas, diques, gabros y peridotitas. Las cadenas montañosas contienen la melange , una mezcla caótica con metamorfismo de alta y baja temperatura, mientr as que en los arcos con magmatismo hay metamorfismo de alta t emperatura y baja presión. Esta combinación de cadenas de melang e y magmatismo es característica de la zona de subducci ón. Las fallas de transformación a lo largo de las cual es las placas se deslizan pueden ser reconocidas por la to pografía, la sismicidad y el desplazamiento de anomalías magnéti cas. Cuando una placa fría es subductada, permanece más fría que el manto caliente por unos 12 millones de años. Luego es asimilada a los 400 a 700 km de profundidad ( figura ).

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La geometría de los movimientos de las placas puede resumirse de la siguiente manera:

1. A lo largo de bordes de fallas de transformación no ocurre superposición, pandeo o separación. Los cambios de superficie se observan en zonas de convergencia o divergencia.

2. Las fajas de anomalías magnéticas son aproximada mente paralelas y son simétricas con relación a los ejes de fisura do nde son creadas.

3. El punto en donde tres placas se juntan es un pu nto triple. Existen diferentes velocidades de movimiento. Una h ipótesis atractiva asocia los movimientos relativos con la f uerza

ejercida por la placa sumergida y el movimiento len to con la fricción ejercida por el continente embebido en la placa. Una comparación de edades entre las rocas ígneas a diferentes distancias desde la cordillera meso-oceánica, datad as a partir de fósiles de sedimentos depositados arriba de esas rocas ígneas, muestran esa misma tendencia. Las edades del fondo oceánico pueden ser medidas po r medio de bandas de anomalías magnéticas y la estratigrafía d e inversiones magnéticas deducidas en tierra. El proc edimiento ha sido verificado por medio de sondeos marinos. Las i sócronas pueden ser trazadas en la mayor parte del Atlántico y en grandes porciones del Pacífico, pudiéndose reconstr uir la historia de la apertura y clausura de los océanos. Basados en estos métodos y en información geológica y paleomagnética, se ha podido seguir la fragmentació n de Pangea en los últimos 200 millones de años. EXPANSION DEL FONDO OCEANICO Y DERIVA CONTINENTAL La deriva continental (movimiento de los continentes) es una consecuencia de la tectónica de placas. Las profund idades oceánicas se incrementan con la edad. Las planicies oceánicas actuales han sido creadas por la expansión y el rec iclado por subducción, en una escala de tiempo de alrededor de 200 millones de años. Los continentes son rasgos permanentes y móviles, p or ser relativamente demasiado livianos y flotantes como p ara no poder ser subductados. La orogenia Las orogenias ocurren principalmente en los bordes de placas colisionantes, donde los depósitos de sedimentación marginal son comprimidos y magmatizados con presencia de vul canismo. Adicionalmente a las lineaciones sísmicas, otros ra sgos de gran escala también se asocian con los bordes, tales com o finas cadenas montañosas y cadenas volcánicas. Los bordes de convergencia son reconocidos por pres entar fosas oceánicas, fajas inclinadas de terremotos, montañas y volcanes, y pares de melange y magmatismo. Los Andes y las fo sas de la costa oeste sudamericana son modernos ejemplos. Los bordes divergentes típicamente muestran otros r asgos tales como fisuras sísmicas y volcánicas. Los depósitos característicos de estos ambientes son las llamadas ofiolitas .

El ciclo completo, denominado ciclo de Wilson , comprende el fallamiento tectónico de un continente ( rifting ), la apertura de un océano por expansión del fondo oceánico, su c lausura, una colisión continente-continente y la formación de un montaña intra-continental ( fig. 22.5 ). Los terrenos desplazados, o sospechosos son bloques interiores a una cadena orogénica continental que tienen consi stencia interna pero que difieren sustancialmente de los ad yacentes.

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Las antiguas zonas convergentes se muestran como vi ejas cadenas montañosas, tales como la de los Apalaches.

Pangea fue formada por la colisión de bloques conti nentales. Los Apalaches y los Urales marcan bordes de colisió n de los paleocontinentes. Su evolución es regularmente bien conocida. EL MECANISMO PROPULSOR DEL MOVIMIENTO Se acepta que la mayoría del manto es un sólido cal iente capaz de fluir como un líquido a la velocidad de un centí metro por año. La litósfera, que está rota en piezas rígidas, responde a ese movimiento del manto subyacente. Entre los posibles mecanismos se cuentan ( figura ):

a) La placa es empujada por el peso de las fisuras y tirada por la subducción hacia abajo. b) La placa es arrastrada por la corriente de conve cción c) La placa es el borde frío y rígido de la corrien te de convección en un manto superior plástico y caliente. d) Chorros termales afloran desde gran profundidad causando los hot-spot y desparramando lateralmente las placas po r arrastre.

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23. RIESGOS GEOLOGICOS Aunque la superficie terrestre está en continuo rea juste, variando las fuerzas mecánicas y químicas, estas mo dificaciones son, en general, pequeñas o lentas. Sin embargo, al gunas veces se producen acumulaciones de tensiones que con el t iempo se liberan bruscamente provocando catástrofes naturale s. Algunas de ellas son esporádicas, tales como los si smos, erupciones volcánicas y mareas excesivas, mientras que otras

son permanentes, como la falla de taludes y los pro cesos erosivos del suelo. Corresponde a los ingenieros anticipar convenientem ente las posibilidades de las catástrofes naturales e inclui r sus conclusiones en el diseño de las obras. Esto ha sid o tenido en cuenta por las Naciones Unidas al declarar la décad a del 90 como la de Mitigación de Desastres Naturales. La correcta localización de las construcciones debe ría salvaguardarlas de casi todos los riesgos naturales . No obstante ello, los márgenes de seguridad deben ser lo más razonables posible, para evitar el fuerte increment o de costos de las obras. La predicción es la extrapolación de conocimientos hacia condiciones futuras específicas (por ejemplo: dónde , cuándo y cuánto). Está basada en:

a) adecuada documentación de registros de recurrenc ia de fenómenos b) cálculos de probabilidad de recurrencia c) determinación de magnitudes y factores de riesgo d) establecimiento de riesgos aceptables y costos d e diseño

Asimismo, es necesario señalar la existencia de fac tores no técnicos que deben ser decididos y aceptados por la sociedad. Esto se traduce en disposiciones reglamentarias y e n códigos que tienen en cuenta estos fenómenos naturales. Así, hay preguntas que si bien son elementales, sus respuestas son difíciles de precisar. A modo de ejemplo, duran te el sismo de septiembre de 1985 en la ciudad de México, el 99 .99% de las construcciones se comportó adecuadamente. Sin embar go, la destrucción total o parcial del restante 0.01% prod ujo numerosas víctimas. Para disminuir su número, en un evento futuro se te ndrían que incrementar el costo de los sistemas constructivos, que es afrontado por la sociedad. Cabe entonces plantearse cuánto está dispuesto a pagar la comunidad para salvaguardarse y cuánto acepta de riesgo. Las respuestas difieren en distin tas sociedades y los profesionales involucrados en esto s tópicos deben interpretar correctamente la voluntad de la s ociedad para la cual trabajan. LOS SISMOS La sismologí a trata sobre el estudio de los terremotos y las ondas sísmicas. Los sismos son importantes liberaciones de energía que están asociados con grandes fallas en l a corteza y en el manto superior. Además, otros fenómenos, como las

erupciones volcánicas, explosiones y derrumbes pued en generar ondas sísmicas. En los sismos de origen tectónico es posible distin guir el lugar donde la energía comienza a liberarse.

Se denomina hipocentro o foco , que es una zona de ruptura dentro del plano de falla. La proyección vertical del foco en la superfi-cie es llamada epicen-tro ( figura ).

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La causa de los sismos de origen tectónico comenzó a ser bien interpretada a partir del terremoto de San Francisc o, ocurrido en 1906. Este mereció el primer estudio científico de envergadura. H. Reid propuso la teoría del rebote elástico que, con algunas modificaciones, se acepta actualmente.

Explica que, a medida que la masa rocosa es deformada, se almacena energía elástica has-ta un punto en que los vínculos friccionales que bloquean la falla no pueden resistir más y se produce la ruptura. Repentinamente, l os bloques se deslizan en ese punto, que es el foco del terremoto.

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Una vez que la ruptura comienza, viaja a una veloci dad de alrededor de 3.5 km/s. En los grandes terremotos, e l deslizamiento entre dos puntos enfrentados en el pl ano de falla puede alcanzar 12 m mientras que la zona de ruptura , dentro del plano de falla, ha llegado a cubrir una superficie de hasta 600 km.

La energía es repentinamente relajada en la forma d e calor, desplazamientos y, un pequeño porcentaje, en vibrac iones sísmicas. Cerca del foco, las ondas son grandes, co n amplitudes destructivas. El tiempo requerido para que se alcance a almacenar la energía de deformación en las rocas a lo largo de la falla es enorme, si se lo compara con el tiempo de liberación, que d ura sólo pocos minutos. Un mapa de sismicidad con la ubicación de los epice ntros de los sismos muestra que los terremotos tienden a ocurrir en fajas ( figura) .

http://pubs.usgs.gov/gip/earthq4/worldmap.gif

Estas zonas de epicentros coinciden, en su gran may oría, con los bordes de las placas.

Las fallas de tracción se localizan en las zonas de divergencia, las de compre-sión en los bordes de convergencia y los de desplazamiento lateral en las f allas de transformación ( figura ).

Los sismos con focos a mayores profundidades que 10 0 km están distribuidos en planos que se encuentran buzando ha cia el manto, en asociación con las fosas oceánicas, arcos de islas,

montañas jóvenes y vulcanismo, esto es en zonas de subducción de placas. Un porcentaje pequeño se origina dentro de las plac as, donde las tensiones en ellas se almacenan hasta que exced en la resistencia de las rocas. Como ejemplos: TanShan (1 976), New Madrid (1812). LAS ONDAS SISMICAS La propagación de la ruptura en la zona de falla or igina ondas que viajan a diferentes velocidades, de acuerdo con su naturaleza. Las ondas de cuerpo lo hacen hacia todas las direcc iones, atravesando todo el volumen del planeta. Cuando las ondas encuentran un borde, como el límite entre el núcleo y el manto, son reflejadas y transmitidas por refracción en el nuevo medio. Dentro de esta categoría encontramos a las ondas P ( principales ) y las ondas S ( secundarias ).

Las ondas P son la propaga ción de un cambio de volumen ( figura ). Las ondas S corresponden al desplazamiento de una perturbación de corte que hace vibrar a las partículas en ángulo recto con la dirección de propagación. Las ondas de corte no pene-tran los líquidos ( figura ).

La tercera categoría de ondas sísmicas, las ondas superficiales , viajan a lo largo de la superficie.

Se distinguen ondas R (Rayleigh) y ondas L (Love) ( figura ). Las ondas Rayleigh se propagan en planos verti-cales, con movimientos elíp-ticos, mientras que las ondas Love lo hacen solamente en el plano de la superficie del terreno, como una polariza-ción de las ondas S.

Dentro del tren de ondas que se produce, es posible diferenciarlas, teniendo en cuenta las diferencias en los tiempos de arribo, ya que se propagan a diferentes velocidades. Asimismo, las ondas superficiales son distinguidas con registros en distintos planos. Una vez acumulada la in-formación sismológica, el próximo paso consiste en encontrar modelos cuyas velo-ci dades de ondas P y S y las densidades sean consistentes con la información disponible. La Tierra suena cuando es disturbada por un terremoto grande que la hace vibrar como a una campana durante al gunas semanas. La propagación de las ondas y sus registros pueden ser utilizado s en el estudio de la estructura de la Tierra.

http://mariecurie08.blogspot.com/2009/04/nuestra-pl aneta-la-tierra.html

LOCALIZACION DE LOS EPICENTROS Para la localización y medición de los sismos se ut ilizan los sismógrafos. El instrumento ideal tendría que estar colgado del cielo, en un dispositivo fijado a un marco fuera de la Tierra.

Básicamente, consiste en acoplar una masa a la Tierra por medio de un péndulo o por suspensión a un resorte. ◄ Esquema de un sismógrafo

El intervalo de tiempo entre el arribo de las ondas P y las ondas S se incrementa con la distancia viajada por las ondas, y ésta está asociada a la distancia al epicentro.

Conociendo las distancias desde tres o más lugares (estaciones), es posible la ubicación del epicentro ( figura ). También se puede deducir el tiempo de inicio del shock. Una vez que se realiza una aproximación, la exacta ubica-ción puede hacerse con refina-miento en los cá lculos usando un mayor número de estaciones.

LAS ESCALAS DE MAGNITUD La energía liberada da la medida más precisa del ta maño de un terremoto, pero los sismólogos han adoptado escalas de magnitudes para poder estudiarlos y compararlos. La idea originalmente fue planteada por Richter (1935), bas ándose en la medición de la amplitud de la traza del sismograma en una banda de frecuencia particular, siendo independiente del punto de observación.

Richter definió lo que actualmente se denomina Magnitud Local Ml como el logaritmo de la máxima deflexión registrada por un sismógrafo estandarizado cuando está instalado en t erreno firme, a una distancia epicentral de 100 km. Como l as observaciones se realizan generalmente en sismógraf os ubicados a una distancia diferente de 100 km, se efectúan co rrecciones normalizadoras. Por tratarse de una escala logarítmica, un sismo de magnitud 8 sería equivalente a 10000 sismos de magnitud 4 ( figura ). Existen otras magnitudes, determinadas a partir de la medición de diferentes ondas del sismograma . La escala de magnitud mb utiliza ondas de cuerpo de períodos de 1 a 5 s, mie ntras que la magnitud Ms se calcula a partir de ondas superficiales de 20 segundos de período. Estas escalas de magnitud se utilizan de acuerdo al tipo de sismo (local o lejano) y del instrumental del que s e disponga. Por medio de fórmulas, se puede pasar de una a otra . En los grandes terremotos, la determinación de la m agnitud por medio de sismogramas tiene limitaciones. Ello ocurr e porque la dimensión del área de ruptura en el plano de falla excede la longitud de la onda usada en la determinación de la magnitud. En ese caso, la escala se satura. Existe por ello u n límite teórico para el uso de cada una de ellas. En la escala de magnitud local Ml , el límite corresponde a M=6; en la escala de ondas de cuerpo mb, el límite corresponde a M=7.5 y, en la escala basada en ondas superficiales Ms, el límite es M=8. Para los grandes terremotos (magnitudes mayores que 7.5) se puede utilizar la magnitud - momento Mw, que es una función del momento sísmico. Este es un parámetro proporcional al producto del área de ruptura en el plano de falla por el des plazamiento producido. Tiene la ventaja de ser una medida direc ta del tamaño de la fuente y no tiene las limitaciones de las escalas basadas en lectura de sismogramas. Desde el punto de vista de la ingeniería, hay pocas diferencias Prácticas, por lo que las escalas se usan indistint amente. Magnitud y energía Existe una relación entre la magnitud y la cantidad de energía liberada en un sismo. Gutemberg y Richter han propuesto la fórmula:

log E s (ergios) = 11.8 + 1.5 M s

Según ésta, un cambio en una unidad de magnitud imp lica un salto de unas 32 veces en energía. Ello implica que un sismo de magnitud 6 libera más de 900 veces más energía que uno de magnitud 4. La importancia desde el punto de vista del signific ado físico de las magnitudes de los distintos sismos se puede apreciar comparando las distintas correlaciones empíricas, c omo las señaladas en la figura correspondiente. LOS PATRONES DE TENSIONES Cuando un sismo ocurre, un bloque se desliza con re lación a otro adyacente, a lo largo de un plano de falla. Los terremotos en zonas de divergencia son el resul tado de la tracción, a medida que las placas son estiradas. La s fallas normales caracterizan al mecanismo del sismo. Muchos sismos en las zonas de convergencia, donde l as placas colisionan, se deben a mecanismos de compresión. Finalmente, donde las placas se deslizan una al lad o de otra, a lo largo de fallas de transformación, los mecanismo s deben ser deslizamientos laterales, a lo largo de planos casi verticales ( figura ).

Los sismólogos pueden deducir la orientación del pl ano de falla y la dirección del deslizamiento a partir de los pa trones de radiación de las ondas. Esto posibilita el conocimiento de la posición de l a falla, aún cuando no sea visible en la superficie.

DESTRUCTIBILIDAD DE LOS TERREMOTOS Los terremotos causan destrucción en varias formas. Los efectos primarios están restringidos a movimientos más o me nos violentos. Las vibraciones del terreno golpean las estructuras con fuerzas inerciales provocadas por aceleraciones aún mayores que la gravitatoria. No obstante ello, no son altamente mortíferos. La a lta mortalidad resulta de efectos secundarios tales com o la falla en las construcciones (hechas por los humanos), sus consecuencias, como incendios y enfermedades, y otr os fenómenos asociados como la perdida de la rigidez y licuación de los suelos, deslizamiento de terrenos, avalanchas, torr entes de barro, generación de olas marinas sísmicas (tsunami s), etc. En los estudios relacionados con el diseño y constr ucción de obras de ingeniería, se tienen en cuenta las caract erísticas de la ruptura en la zona del foco, la trayectoria de l as ondas y el comportamiento del sitio de emplazamiento de la obra. La destructibilidad de un terremoto puede medirse c on escalas cualitativas de intensidad, tales como la escala Mercalli Modificada, la escala MKS y la escala Japonesa ( tabla ). Todas ellas se basan en observaciones de testigos q ue luego del terremoto contestan cuestionarios cuyo procesamient o permite trazar mapas de isosistas o curvas de igual intensi dad. Este tipo de mediciones permite asimismo reconstruir ter remotos históricos, a partir de los relatos de las crónicas . Para la ingeniería, es importante conocer las acele raciones del terreno ya que con ellas es posible calcular las so licitaciones inducidas en las construcciones. Con ese fin, se in stalan acelerógrafos, que registran solamente los movimien tos fuertes (> 0.01 g). Escala de intensidades Mercalli Modificada ____________________________________________________ __________ I. No percibido, excepto por algunos en favorable s circunstancias. II. Sentido sólo por pocas personas descansando, e specialmente en los pisos superiores de edificios. Oscilación de objetos. III. Sentido en interiores, especialmente en edific ios altos, aunque no sea reconocido como terremoto. Vibraciones como las del paso de un camión. IV. Sentido por muchos en interiores y por pocos e n exteriores, durante el día. Durante la noche algunos despiertan. Se mueven plat os, ventanas y puertas. Las paredes crujen. La sensación es similar a la de un camión golpeando el edificio. V. Sentido por casi todos. Muchos se despiertan. Algunos platos, ventanas, etc. se rompen. Se puede marcar los revoques de las paredes y caer objetos inestables. Movimientos de postes, árboles y otros objetos alto s. Se paran los relojes de péndulo.

VI. Sentido por todos. Muchos corren despavoridos hacia afuera. Se mueven muebles pesados. Se caen algunos cielorrasos y se dañan alg unas chimeneas. Daños ligeros. VII. Todos corren hacia afuera. El daño es insignif icante en edificios bien diseñados y construidos, ligero a moderado en estructuras com unes bien construidas y considerable en estructuras mal diseñadas o pobreme nte construidas. Se caen algunas chimeneas. Es notado en autos en movimiento. VIII. Daños ligeros en estructuras especialmente di señadas; considerables en estructuras comunes con colapsos parciales y grande s en estructuras mal construidas. Paneles se desprenden. Caída de chimeneas, monument os, carteles, columnas, muros. Muebles se tumban. Arena y lodo son eyectados en pe queñas cantidades. Cambios en niveles de pozos. IX. Daño considerable en estructuras especialmente diseñadas, salida de plomada de pórticos, muy grande en edificios, con colapso parc ial. Edificios se desprenden de sus fundaciones. Grietas en el terreno. Se rompen c años enterrados. X. Algunas estructuras de maderas son destruidas; la mayoría de las de mampostería y aporticadas. El terreno se agrieta mucho. Se tuer cen vías férreas. Deslizamientos de laderas. XI. Ninguna estructura de mampostería permanece en pie. Se destruyen puentes. Abundantes fisuras del terreno. Tuberías enterradas totalmente destruidas. Derrumbes. XII. Daño total. Se observan ondas en el terreno. S e distorsionan niveles. Objetos son lanzados al aire.

___________________________________________________ ___________ Como la propagación de las ondas hace decrecer la a mplitud (debido a factores geométricos y de resistencia de los materiales que atraviesan), para un mismo sismo hab rá distintas intensidades, de acuerdo con la distancia desde lug ar de estudio a la fuente del sismo. Así es posible construir curvas de atenuación con l a distancia al foco del terremoto. Estas señalan las aceleracio nes que se observan en los distintos puntos que rodean la zona de influencia del sismo. El riesgo de daños producidos por sismos debe estar relacionado no sólo con la sismicidad regional, sino con detall es locales del emplazamiento de las obras. Estos factores geol ógico - ingenieriles se refieren a la naturaleza del subsue lo, taludes, grado de consolidación o compactación del suelo, ni veles freáticos, etc. Existen algunos factores precursores, que han sido usados exitosamente. Entre los indicadores se encuentran: patrones siste máticos de ocurrencia de pequeños sismos, deformación del terr eno, deslizamiento asísmico de fallas, cambios de deform aciones tendientes a reducir la fricción entre dos bloques, cambios en las propiedades físicas en la vecindad de fallas, f lujo inusual del agua subterránea y liberación de gases (radón).

El método del "gap" sísmico es usado en fallas que limitan los bordes de las placas. El lugar con más probabilidad de ocurrencia de un sismo es la porción de la falla qu e ha permanecido bloqueada durante un lapso que ha alcan zado o excedido el promedio de ocurrencia de sismos en esa región. Si se analiza la distribución de epicentros en la falla de San Andrés (California) antes y después del sismo de 1989, se puede observar que la zona de ruptura corresponde a una z ona que no había experimentado deslizamientos previamente y qu e, por lo tanto, estaba almacenando tensiones, que fueron lib eradas cuando se produjo el sismo. Zonificación sísmica de la República Argentina El territorio argentino ha sido zonificado de acuer do con la ocurrencia de sismos desde la colonización y a las evidencias geológicas de fallas activas en tiempos cercanos. El organismo más importante del país que realiza estos estudios es el Instituto Nacional de Prevención Sísmica (INPRES), con sede en San Juan. El Servicio Meteorológico Na-cional mantiene algunas esta-ciones. Tamb ién existen varias Universidades que estudian estos problemas (San Juan, La Plata, Córdoba, etc.)

http://ar.kalipedia.com/kalipediamedia/geografia/me dia/200806/05/geoargentina/20080605klpgeogar_23_Ges_SCO.png

Se ha publicado la norma Antisísmica INPRES-CIRSOC 103, que contiene un mapa de zonificación de acuerdo con el grado de peligrosidad. Cada zona tiene parámetros que son utilizados en el cálculo de las estructuras no vitales. Para las estructuras es peciales,

como diques, centrales atómicas, hospitales, etc. e s necesario realizar estudios más pormenorizados. 24. LOS VOLCANES La astenósfera, región superior del manto que se ex tiende entre profundidades de alrededor de 75 a 250 km, está par cialmente fundida. Los volcanes actúan como válvulas de escape que emi ten el exceso de presión en las cámaras magmáticas. Esta presión interna puede exceder la presión de co nfinamiento de las rocas circundantes posibilitando al magma su bir hasta la superficie. Así, el vulcanismo ocurre porque las rocas fundidas del interior de la Tierra suben a la superficie, compri midas por el peso de las capas sobreyacentes. PATRON GLOBAL DEL VULCANISMO Los 500 o 600 volcanes actualmente activos no están distribuidos al azar sino que tienden a estar asoci ados con los bordes de las placas.

Así, se observa que un 15% ocurre en cadenas de extensión , donde las placas divergen, y un 80% en cadenas de compresión donde las placas convergen. El porcentaje restante se encuentre en zonas intraplaca ( figura ).

El Vulcanismo y las actividades humanas El vulcanismo puede provocar destrucción en varias formas: como flujos de lava, nubes ardientes, explosiones freáti cas, tsunamis, lluvia de cenizas y lahares. El vulcanismo representa no obstante algunos benefi cios como originar suelos fértiles, ser fuente de materiales útiles: pumita, bórax, amoníaco, dióxido de carbono y posib ilitar la obtención de energía geotérmica y formación de yaci mientos, además de la belleza del paisaje asociado. Algunas explosiones han cambiado el curso de la His toria. La erupción de Tera (Santorín) puede haber sido la que generó el gran maremoto que arrasó la entonces floreciente Ci vilización Minoica y que nos dejó la leyenda de la Atlántida. El Vesubio produjo una erupción en el año 79 que sepultó con c enizas las ciudades de Herculano y Pompeya, permitiendo así la preservación de gran parte de la infraestructura de las ciudades. Otras erupciones más recientes son tomadas como med ida de las fuerzas de la naturaleza. La explosión de la isla d e Krakatoa, en agosto de 1883, fue equivalente a una bomba de 1 00 megatones y fue sentida en Australia, a 2000 km de distancia. Esta isla era una caldera de 6 km de diámetro que arrojó 20 k m3 de material piroclástico que cubrió el cielo de Jakarta, a 150 km de distancia. La dispersión del material eyectado se dispersó en la atmósfera y produjo una reducción en la temperatura de la Tie rra debido al bloqueo de los rayos solares. La explosión gener ó un tsunami con una ola de 40 metros de altura que barrió las i slas vecinas matando 36000 personas. Se cree que la energía fue provista por la violenta expansión del agua luego que la pared d el volcán fue rota, dejando que el agua de mar ingresara a la cámara magmática. El 8 de Mayo de 1902, la Ciudad de San Pedro de Mar tinica desapareció bajo una nube ardiente de 800 oC que bajo a 100 km/h y la engolfó en pocos minutos. Sus 28000 habitantes perecieron, salvándose solo un preso, que estaba en una cárcel subterránea. En mayo de 1980, en el estado de Washington (EE.UU. ), el Monte Santa Helena, luego de registrarse un deslizamiento masivo de 2,8 km 3, generó un jet de cenizas, gases y vapores supercalentados a 500 oC que surgió de la brecha abierta, con una fuerza huracanada. Devastó una zona de 20 km al rededor del volcán. La explosión fue equivalente a 25 megatones y envió una pluma de cenizas a 25 km de altura. Además, se pro dujo un

flujo de barro que interrumpió la navegación en el río Columbia. Otros volcanes son motivo de importantes investigac iones. Los principales son los volcanes hawaianos Mauna Loa y Kilahuea. Su magma basáltico está constituido por astenósfera pa rcialmente fundida que ha formado el escudo que se levanta 950 0 metros por encima de la llanura oceánica. Estos volcanes son s eguidos con una red de instrumentos que permiten investigar la trayectoria del magma hasta su erupción en forma de coladas. Este tipo de estudios permite catalogar los distint os tipos de volcanes y su monitoreo para predecir futuras erup ciones. Estos estudios aún no tienen resultados precisos (c omo los pronósticos meteorológicos) pero dan sustento cient ífico a las afirmaciones de los vulcanólogos. 25. FALLA DE TALUDES, SUBSIDENCIA E INUNDACIONES LA INESTABILIDAD DE TALUDES Los taludes naturales normalmente representan un es tado de equilibrio entre el ángulo de reposo del macizo y los diferentes procesos geológicos que tienden a modifi carlo. Este equilibrio puede ser roto de diversas maneras, tales como: cambios en el ángulo del talud, incrementos de la c arga externa, remoción de la cobertura vegetal, introduc ción de agua, etc. Las pérdidas económicas anuales producidas por fall a de taludes representan uno de los más grandes temas dentro de ámbito de los riesgos naturales. Durante la década del 60 dos grandes aludes relacio nados con movimientos sísmicos en el Monte Huascarán, en Perú , provocaron 22000 muertos. En 1963, una de las laderas del embalse de la presa de Vaiont, en la cuenca del río Piave (al Norte de Italia) se deslizó hacia el interior del vaso del reservorio. Esto generó una gigantesca ola que sobrepasó la pre sa y arrasó varios pueblos del valle, aguas abajo, provocando m ás de 2000 muertos ( figura ). La erupción del Nevado de Ruiz (Andes colombianos), en 1985 produjo el derretimiento del glaciar que existía en el cono

volcánico. Esto causó un flujo de barro que arrastró la población de Armero, causando 22000 muertos.

Vaiont, Piave (Italia) 1963 A estos ejemplos de cierta envergadura hay que suma rles numerosos casos que se computan anualmente y que in volucran daños a construcciones y vidas humanas.

Armero (Colombia, 1985) La influencia del agua Aunque existe la creencia de que el agua reduce la resistencia de los macizos (al lubricar los materiales que lo c onforman), este fenómeno no es importante en la medida que no haya presión. Generalmente, existe agua en los macizos y los talu des están lubricados, pero la causa fundamental de problemas hay que buscarla en el incremento del peso del material, qu e estando

saturado aumenta notablemente, y en la reducción de la resistencia por el incremento de la presión en los poros. Mecanismos de rotura de terrenos Para sistematizar los diferentes tipos de roturas, se ha propuesto la siguiente clasificación. Clasificación del tipo de roturas de terrenos

TIPO DE MATERIAL

TIPO DE MOVIMIENTO BEDROCK SUELOS

GRUESOS FINOS

Caídas Caídas de rocas de derrubios de tierras

Volcamiento

Deslizamiento

Rotación Derrumbe de rocas

Traslación Deslizamiento de

de rocas Flujos (rápido/lento)

Complejo Combinación de dos o más tipos

Tiene en cuenta el tipo de movimiento y las caracte rísticas de los materiales involucrados ( tabla ) (Varnes 1988). Algunos de ellos están representados en las figuras siguientes.

Roturas inducidas por sismos Los sismos provocan fuerzas inerciales proporcional es a la magnitud de su aceleración. Estas fuerzas se suman a las gravitatorias pudiendo incrementar la probabilidad de falla. Asimismo, pueden producir una sensible disminución de la resistencia en suelos incoherentes saturados, llega ndo incluso a la licuación de los estratos. Investigación y tratamiento de taludes Las investigaciones en este campo se realizan media nte el cartografiado de las áreas potencialmente inestable s y la ejecución de sondeos que provean de información tal como la

naturaleza y propiedades de las rocas y suelos pres entes en superficie y en el subsuelo. Se determina posteriormente el factor de seguridad mediante el empleo de métodos analíticos. Existen métodos constructivos que permiten reducir las solicitaciones o incrementar la resistencia de los macizos. LA SUBSIDENCIA Si bien los movimientos tectónicos son normales en la corteza, existen casos de alzamiento y subsidencia que puede n provocar algunas solicitaciones a las estructuras y que debe n ser previstos en el diseño. Se pueden clasificar en:

a) Procesos tectónicos, tales como fallamiento b) Erosión y depositación c) Cambio de estado con variación volumétrica, rela cionados con cambios químicos, adsorción y deshidratación, ciclo s de congelamiento y deshielo. d) Adición y sustracción de sustancias, tales como cambios en cantidades de fluidos o remoción de sólidos. e) Procesos tales como mareas, reajustes isostático s, contracción térmica y expansión.

Algunos de estos procesos están relacionados con la actividad humana. La extracción de agua e hidrocarburos, por ejemplo, ha producido el hundimiento de vastas áreas. El proces o contrario, la inyección de fluidos, puede inducir terremotos. En algunos materiales sueltos, la irrigación puede producir desde hidrocompactación hasta el colapso de la estr uctura de los sedimentos. Este es el caso de los suelos loéss icos. Asimismo, la presencia de sobrecargas en suelos sat urados origina su consolidación, fenómeno típico de las ar cillas. Las actividades mineras intensas pueden provocar la subsidencia en la superficie, la cual se refleja, algunas veces , varios años después de efectuada la excavación. LAS INUNDACIONES La mayoría de los valles han sido excavados por los ríos que los ocupan y las dimensiones del canal de estiaje y de la planicie de inundación representan los tamaños y fo rmas promedio requeridos para el acomodo de sus caudales .

Los resultados de un mayor caudal se reflejan en un incremento de sección y velocidad.

Los canales de estiaje son desbordados durante las crecidas y las aguas ocupan la planicie de inundación . Esta, por lo general, es utilizada para la actividad humana. Como consecuencia de ello, las crecidas pueden generar importantes daños.

El control de las crecidas requiere un entendimient o global de los procesos e involucra el estudio de la cuenca de drenaje del río en cuestión. Esto incluye la recolección de datos de precipitaci ones, aforamiento de secciones, registro de inundaciones históricas e información concerniente a la cubierta vegetal. El manejo de las crecidas puede hacerse y requiere complejas interacciones interdisciplinarias. Algunos de los factores intervinientes en el balanc e hidrológico, por ejemplo, pueden ser modificados, c omo la escorrentía, la infiltración y la transpiración. Hay que considerar:

1. Análisis de la cuenca, predicciones de crecidas, estadística, frecuencias y recolección de datos de aforamientos. 2. Control de crecidas, estructurales y no estructu rales (Los controles estructurales significan la creación de canales, albardones artificiales y presas de almacenamiento. 3. Reaseguros para disminuir los daños, que incluye n la construcción de defensas, la elevación del nivel de pisos, la impermeabilización. 4. Consideraciones económicas, regionales y de planeamiento urbano. La zonificación y control del uso de tierras puede ayudar a prevenir daños.

Las medidas de planificación distinguen áreas de di stinto riesgo y capacidad de utilización ( figura ).

OBSERVACIONES ◄ Nivel crecida de 100 años ◄ Nivel crecida de 50 años ◄ Nivel normal del rio ◄ Nivel de inundación de creciente máxima (cada 100 años) ◄ Curso normal ◄ Nivel de inundación de creciente grave (cada 50 años)

26. LOS SUELOS Los suelos son objeto de diferentes análisis por pa rte de ingenieros, geólogos y agrónomos, quienes estudian distintos aspectos que interesan a cada disciplina. Los agrónomos (pedólogos) se ocupan de la fertilida d del suelo, zonificación, textura, estructura, contenido de mat eria orgánica y de humedad. Los geólogos ven al suelo como un componente de la zona superficial de la corteza, donde las rocas son tran sformadas en residuos superficiales (regolito) por procesos de m eteorización física y química. Los ingenieros se interesan en las propiedades físi cas y mecánicas, ya que una buena parte de la ingenier'ia civil está relacionada con la excavación, drenaje, reconstituc ión de suelos o la construcción en suelos. Estos distintos enfoques pueden producir confusione s semánticas, ya que la terminología tiene distintos significados según quién la use. En la tabla se formulan las respectivas equivalencias.

Terminología según las distintas especialidades

INGENIERIA PEDOLOGIA (agronomía)

GEOLOGIA

Suelo vegetal : Capa superficial capaz de soportar vegetación

Horizonte A : zona de crecimiento vegetal y de lavado

Regolito o suelo : perfil completo desde la superficie hasta la zona inalterada Suelo :

capas alteradas de materia-les sueltos

Horizonte B : zona de acumulación

Roca: depósitos duros y rígidos

Horizonte C : zona de transición

Roca: depósitos frescos, consolidados o no Horizonte R :

roca madre EL SUELO EDAFICO Los mapas agronómicos pueden ser útiles en aquellas áreas donde no existen datos ingenieriles, sirviendo como antec edentes. Asimismo, son necesarios en ingeniería de comunicac iones (ingeniería vial) y en desarrollos urbanos. Por esta razón es interesante tener conocimientos e lementales sobre ellos. Aquí el suelo es una mezcla mecánica d e partículas inorgánicas de variado tamaño, residuos orgánicos y agua, cada uno de los cuales puede estar ausente o ser dominan te. La meteorización tiende a desarrollar una secuencia de horizontes dentro de la zona de alteración, siempre y cuando la erosión no los destruya. Todos estos horizontes considerados en conjunto, in cluida la roca madre, forman el perfil de suelo . La parte situada por encima de la roca madre se denomina solum . Los horizontes pueden mostrar diferencias en uno o todos los siguientes aspectos:

1. Grado de partición de la roca madre 2. Materia orgánica 3. Tipo y cantidad de minerales secundarios 4. pH (grado de acidez) 5. Distribución de tamaño de partículas

Como se ha visto, un perfil vertical realizado en los primeros metros de suelo muestra horizontes (franjas) que se designan con las letras mayúsculas O, A, B, C y R. Sus espesores pueden variar entre unos pocos milíme tros a unos pocos metros. Los horizontes y sus subdivisiones ti enen las siguientes particularidades:

1

O Horizontes Orgánicos 1. Formados o en formación encima de partes mineral es 2. Dominado por materia orgánica fresca o parcialme nte descompuesta 3. Contiene más del 30% de materia orgánica si la f racción mineral contiene más del 50% de arcilla, o más del 20% orgá nico , si la fracción mineral no tiene arcilla

2

A Horizontes minerales 1. Acumulación de materia oror gánica humificada en o adyacentemente a la superficie. No es reconocible como materia org ánica y usualmente imparte colores oscuros al horizonte. 2. Horizonte lixiviado de arcilla, hierro o alumini o con concentraciones de cuarzo u otros minerales resiste ntes tamaño arena o limo. 3. Horizonte dominado por 1 o 2 pero en transició n a uno subyacente B o C.

3

B Horizontes con (una o m'as de las siguientes características) 1. Concentración iluvial de arcilla, hierro, alumin io o humus 2. Concentración residual de hierro u ó xidos de aluminio o arcilla, formada por otros medios que solución y remoción de car bonatos o más sales solubles 3. Cubiertas de óxidos adecuadas para dar colores m arcada mente oscuros, o rojizos a los horizontes sub o suprayace ntes. 4. Una alteración que oblitera la estructura original de la roca, y que forma arcillas silicatadas, óxidos libres o ambas, que forma estructuras del tipo granular, blocosa o prismática , si las texturas son tales que los cambios volumétricos aco mpañan a los cambios en humedad.

4 C Una capa, excluyendo el bedrock , de material similar o disimil del cual presumiblemente se ha formado el solum , sólo afectado ligeramente por el proceso de formació n del suelo y careciente de las propiedades diagnósticas de los horizontes A y B.

5 R Bedrock, sustrato consolidado subyacente El horizonte A es usualmente el más oscuro, por su contenido de humus, formado por pequeñas partículas provenientes de la descomposición de hojas, raíces y restos de animale s. Posee abundante cantidad de organismos y microorgan ismos, todos viviendo en un microcosmos ecológico. Los minerales de la parte superior son mayormente arcillas y minerales insolu bles residuales, como el cuarzo. Los minerales solubles están ausentes. El horizonte B tiene relativamente poca materia orgánica, y están presentes los minerales solubles y óxidos de hierro y aluminio. El horizonte C es el bedrock (roca madre) ligeramente alterado, fracturado y mezclado con arcillas. En su base se e ncuentra el bedrock fresco. Para propósitos agronómicos es común describir los suelos usando la textura y la estructura como los principa les parámetros y, como rasgos secundarios, el color, la estructura y la consistencia.

La formación de los suelos con relación al clima La lluvia y la temperatura afectan la formación de los suelos edáficos (desde el punto de vista edafológico, suel os agronómicamente hablando). Un suelo toma un largo t iempo en formarse, a partir de la definición de sus diferent es horizontes. El lapso varía y mientras el horizonte A lleva unos cientos a miles de años, el horizonte B lleva un ti empo aún mayor. La formación del suelo edáfico puede ser diagramada como un proceso de retroalimentación complejo positivo. Inv olucra la respuesta al decaimiento de los minerales y la met eorización con las variables de tiempo, temperatura, lluvias y la acción biológica, influenciada por los tres primeros facto res. Los grandes grupos de suelos edáficos Los científicos del suelo lo han clasificado en una gran cantidad de tipos, basada en las propiedades químic as y físicas, en los climas y la topografía.

Se han reconocido tres grandes clases , cobre la base de los mine rales presentes en los horizontes A y B. Los pedalfers están formados en áreas lluviosas, donde las zonas A y B son lixiviadas (lavadas). El suelo resultante es rico en cuarzo insolu ble, minerales arcillosos y productos de alteración del óxido de hierro. El carbonato de calcio está ausente ( figura ). http://soils.usda.gov/technical/classification/orde rs/images/alfisol.jpg

Los pedocals están formados en regiones de climas cálidos y secos. El carbonato de calcio es un importante constitu-yente. En algunos de ellos pueden ser disueltos por ocasionales llu- vias, pero en un clima cálido y seco la mayor parte del agua se evapora, dejando como precipitados nó dulos en el horizonte B.

Contienen menos arcillas y los silicatos están meno s alterados. Es un suelo menos fértil, debido a una menor poblac ión de microorganismos ( figura ).

Las lateritas son un suelo rojo, típico de los trópicos, en los que los silicatos están completamente alterados, dejando mayormente óxidos de hierro y aluminio. Aún la sílice puede s er lixiviada. Si el contenido de hierro de la roca madre es bajo, se pueden formar bauxitas ( figura ).

Los suelos antiguos o paleosuelos se identifican por sus asociaciones típicas de oxidaciones y minerales arc illosos y por la evidencia de disolución de los minerales ori ginales de las rocas. La sistemática de los suelos tiene que encarar el p roblema de clasificar las unidades superiores reuniendo los gr andes grupos de suelos mundiales en función de sus génesis y de sus propiedades fundamentales. El objetivo es lograr una única jerarquización, una que abarque todas las categorías de unidades. Las superiores de ben ser poco numerosas y las unidades inferiores cada vez más su bdivididas y múltiples. La clasificación de los suelos edáficos es muy comp leja y en la actualidad hay varios sistemas. Algunos consideran al clima como el factor determinante de la evolución del sue lo (clasificaciones climáticas). Otras, estiman como dominante al quimismo de los di ferentes horizontes del perfil de suelo (clasificaciones quí micas). Por último, otras meritan conjuntamente tanto las propi edades químicas como su evolución climática (clasificacion es mixtas).

Una clasificación norteamericana muy usada es la de Baldwin, Kellog y Thorp, publicada en 1938. Las más modernas presentan 10 órdenes, 47 subórdene s, 206 grandes grupos, subgrupos, familias y series (aprox imadamente 10.000, en EE.UU.), tal como la del U.S.D.A. Soil C onservation Service. EL SUELO DESDE EL PUNTO DE VISTA INGENIERIL Desde el enfoque dado por la Ingeniería, el suelo e s pensado como un agregado granular trifásico cuyos poros est án más o menos llenos con agua, coloides y minerales arcillo sos, o los tres. Técnicamente, se los distingue de las rocas por la facilidad con la que pueden ser removidos. Si se pueden emple ar medios de poca energía, como el agua, el material se consider a suelo. Si es necesario usar explosivos, se lo considera roca. Esto trae innumerables inconvenientes para un ampli o grupo de materiales provenientes de sedimentos poco consolid ados, o rocas ígneas y metamórficas muy alteradas que tiene n un comportamiento intermedio. Algunas veces se habla d e rocas de transición . Una clasificación amplia de los suelos incluye los grupos dados por la tabla. Los principales depósitos de suelos

SUELOS AUTOCTONOS DIVISION MAYOR PRINCIPALES SUELOS Residuales Materiales formados por la meteorizació n de la roca madre o de materiales parcialmente consolidados

Arenas residuales y fragmentos de gravas Formados por solución y lixiviación de materia-les cementados, dejando las partículas má s resistentes, comúnmente cuarzo. Arcillas residuales . Formadas por meteorización de rocas silica-tadas, pizarras y disolución de rocas calcá-reas. Con pocas excepciones, son más compactas y menos alteradas en profundidad. En estadios intermedios, pueden reflejar la composició n, estructura y estratificación de la roca madre.

Orgánicos Acumulación de material altamente orgá nico formado in situ por el crecimiento y el subsecuente decai-miento de las plantas

Turba . Agregado fibroso de vegetación en descomposició n y materia descompuesta con color oscuro y hedor putrefacto

SUELOS TRANSPORTADOS Aluviales Material transportado y de-positado por las aguas

Depósitos de llanura de inundación Son depó sitos dejados por una corriente en la porció n del valle sujeta a inundaciones. Comprenden: Bancos . Depó sitos alternativos de altos y bajos formados dentro de una curva de migración de un r'i o. Los depó sitos de los altos consisten en limos y arenas, mientras que los bajos son rellenados con arcillas. Rellenos de canal de estiaje . Depó sitos dejados lazos de meandros abandonados cuando el r'i o acorta su curso. Está n compuestos primariamente por arcillas, aunque suelos arenosos y limosos son encontrados aguas arriba y abajo. Pantanos . Prolongada acumulació n de sedimentos de inundaciones en las planicies que bordean los r'i os. Los materiales son general mente arcillas pero tienden a ser m'a s limosos cerca de los bancos del río. Depósitos de terrazas aluviales . Son superficies remanentes de llanuras de inundació n planas, relativamente angostas, formadas por atrincheramiento de r'io s y procesos asociados. Depósitos estuarinos . Son depó sitos de origen marino y aluvial yacentes en canales amplios en la desembo-cadura de r'ios e influenciados por las mareas. Dep'ositos aluvio-lacustres . Son materiales deposita dos dentro de (no asociados con glaciació n) por o las, corrientes, y procesos químico- orgánicos. Consisten en arcillas no estratificadas orgá nicas o arcillas en las porciones centrales del lago y típicamente gradadas a limos estratificados y arenas en las zonas periféricas. Depósitos deltaicos . Son los formados en las desembocaduras de ríos. Depósitos de piedemonte . Son depósitos aluviales y por acció n de la gravedad, provenientes desde colinas o montañas. Comprenden conos de deyecció n aislados o yuxtapuestos y abanicos aluviales.

Eólicos Materiales transportados y depositados por el viento.

Loess . Depósito no estratificado de limos y limos arenosos o arcillosos, atravesados por una red de tubos formados a partir de antiguas raíces de plantas Arenas de duna . Colinas, lenguas o acumulaciones de arena fina con granos redondeados y lustrados.

Glaciales Materiales transportados por glaciares y por el derretí-miento de glaciares.

Till glaciar . Es una acumulación de derrubios depositados debajo, al cost ado (morenas laterales) o en el límite inferior de un glaciar (morena terminal). El material puede yacer en capas irregulares (morena de fondo). Depósitos glacifluviales . Material grueso depositado por corrientes de deshielo. Se deposita m'as allá de la morena

terminal en una planicie Contiene los kames y eskers. Depósitos glacilacustres . Son materiales depositados dentro de lagos , por aguas de deshielo. Consisten en arcillas en las partes centrales del lago y en capas alternantes de limos arcillosos o limos y arcillas (varves), en las partes periféricas.

Marinos Material transportado y de-positado por olas oceánicas y corrientes en las costas y áreas costa afuera

Depósitos de costa. Son depósitos de arenas y gravas formadas por la acción del transporte y la selección de las olas en la línea de costa. Arcilla marina . Son depósitos orgánicos e inorgánicos de mate-riales finos

Coluviales Materiales transportados y depositados por gravedad

Talus . Depósitos creados por acumulación gradual de fragmentos de roca y derrubios en la base de los acantilados Hillwash . Son coluviones finos consistentes en arenas arcillosas, limos arenosos o arcilla. Depósitos de avalancha . Masas consi derables de suelos y rocas que se han deslizado más o menos como una unidad, desde sus posiciones originales.

Piroclásticos Materiales eyectados d e volcanes y transp ortados por gravedad, viento y aire

Eyecciones Depósitos sueltos de cenizas volcánicas, lapilli, bombas, etc. Pumita . Frecuentemente as ociada con lava y flujos de barro. Puede estar mezclada con otros sedimentos

LOS SUELOS RESIDUALES Los suelos residuales han sido formados in-situ , después de que el lavado se ha llevado todos los compuestos transf ormados previamente por la meteorización. Su espesor es muy variable, dependiendo de la inten sidad de la meteorización y de la erosión. Así, los granitos del Trasvaal, por ejemplo, están alterados casi hasta los 60 m de profundidad y los de Hong Ko ng hasta los 90 m. En un perfil típico se distinguen tres horizontes ( figura ):

I. Suelo residual propiamente dicho II. Roca meteorizada III. Roca no meteorizada

http://www.madrimasd.org/blogs/universo/wp-content/blogs.dir/42/files/148/o_busqueda%20mapa%20 de%20suelos%20Republica%20Dominicana.gif

En el horizonte I se localizan tres subhorizontes: I-A. Zona de lixiviación empobrecida por la infiltr ación de agua. I-B. Zona de deposición, a veces cementada. I-C. En el que se reconoce estructuras heredadas o relictos de la roca que suelen constituir planos de debilida d. Este mate- rial recibe el nombre de saprolito y el conjunto es a veces bastante permeable y susceptible a erosión ext erna e interna Asimismo, comienzan a encontrarse bloques resi duales de la roca madre que puede llevar a errores de int erpretaci'on y clasificarlo como coluvión o a veces como more na glaciar. En la zona II se encuentran: II-A. Transición del saprolito a la roca meteoriza da, con gran heterogeneidad y con presencia de mas de 10% de bloques re- siduales. El suelo es frecuentemente arenoso y permeable. II-B. Roca parcialmente meteorizada, en particular a lo largo de litoclasas. En la zona III ya se encuentra la roca sana, que es frecuentemente impermeable. LOS SUELOS TRANSPORTADOS O ALOCTONOS Los procesos de formación de estos suelos varían se gún el agente de transporte; han sido descriptos precedent emente. A modo de síntesis, la tabla muestra un esquema comparativo.

El efecto relativo indicado en la última columna de nota la importancia de acuerdo con la cantidad de sedimento s movidos, siendo 1 el mayor. Comparación de los agentes de transporte --------------------------------------------------- -------------------- Agente Tipo Velocid. Tamaño Areas Carga Tipo de Efecto flujo promedio máximo afecta- Por m 3 transporte Relativo arranque das --------------------------------------------------- -------------------- Corriente turbu- pocos arena todo decena suspensión 1 agua lento km/h terreno kg solución arrastre Olas turbu- pocos arena costas decena suspensión 2 lento km/h kg solución arrastre Viento turbu- 15 arena áridas un kg suspensión 3 lento km/h costas arrastre Glaciar lami- pocos bloque altas centen . suspensión 3 nar m/año latit. kg arrastre y altit. Agua lami- pocos coloide material un kg solución 3 Subterr. nar m/año soluble Gravedad cm/a bloque taludes 2000 k g arrastre 3 m/s arcilla sensit., ar. sat. --------------------------------------------------- -------------------- Los mayores efectos del transporte en las propiedad es de los sedimentos son la selección y la abrasión . La selección puede ser de dos tipos: una selección local , que produce capas o lentes con distribución diferencial del tamaño de los granos, y una selección progresiva , que conduce a la variación selectiva en los tamaños de partículas en la dirección del flujo. En general, los sedimentos aumentan su tamaño en se ntido hacia su fuente. Pero el reconocimiento de estos factores no significa que el grado de selección en un área dete rminada pueda ser predicho con alta confiabilidad. Ello se debe a que las interacciones y la variabili dad del agente de transporte producen complejas selecciones . El tamaño de las partículas y su forma pueden ser m odificados mecánicamente por impacto, voladura y abrasión. Algunos efectos del transporte están sintetizados e n la tabla .

Efectos del transporte en los sedimentos --------------------------------------------------- ------------- Agua Aire Hielo Gravedad --------------------------------------------------- ------------- Tamaño Reducción por Considera- Considera- Considera- solución, ble reduc- ble tritu- ble impac- abrasión en ción ración e to carga suspen- impacto dida, y abra- sión e impacto en carga trac- cionada Forma y Redondeamiento Alto grado Angular, Angular no redondez de arenas y de redon- partículas esférica gravas deamiento aplanadas Textura Arenas: suave, Impacto pro- Superficie Superficie superfi- pulidas, bri- duce lustre estriada estriada cial llante Limos: poco efecto Grado de Considerable Muy importan- Muy Sin Selección te (progres.) pequeño selección --------------------------------------------------- ------------- Las características gradacionales de los materiales sedimentarios reflejan el modo de transporte. Puede demostrarse como los materiales de distinto o rigen caen en diferentes zonas de un diagrama donde el logarit mo de la razón entre el 75% y el 25% del tamaño de partícula está en función de la mediana (50%) del tamaño de los grano s. LA FORMACION DE LAS ARCILLAS El comportamiento de los coloides no arcillosos dur ante la cristalización, como por ejemplo la sílice y la alú mina, juega un papel importante en la determinación de los mine rales arcillosos que se formarán por meteorización. Se pueden enumerar algunos principios generales:

1. Las tierras alcalinas (Ca, Mg) tienden a flocula r la sílice. 2. Los álcalis (K, Na, Li) tienden a dispersar la s ílice. 3. Un bajo pH tiende a flocular. 4. Un alto contenido de electrolitos tiende a flocu lar. 5. Las suspensiones aluminosas son más fácilmente floculables que las silíceas. 6. Las fases dispersivas son más fácilmente removib les por el agua subterránea que las fases floculadas.

Los minerales caoliníticos Debido a que los minerales del grupo de la caolinita tienen una estructura silice-alumina 1:1 ( figura ) la formación de la caolinita es favorecida cuando la alúmina es abunda nte y la sílice escasa.

Las condiciones climáticas que favorecen esta situa ción son aquellas en que las precipitaciones son relativamen te altas para asegurar la lixiviación de cationes y la oxida ción del hierro. Se requiere un buen drenaje para remover esos mater iales. La mayor parte de la caolinita se forma de la alteraci ón de los feldespatos y micas pertenecientes a las rocas gran íticas. Los minerales esmectíticos Las esmectitas se encuentran formando un conjunto sílice-alumina-sílice, que se vinculan a paquetes s imilares por medio de cantidades variables de agua y cationes ( figura ). Su principal representante es la montmorillonita . Se forman cuando la sílice es abundante, tal el caso en que t anto la sílice como la alúmina están floculadas.

Las rocas ricas en tierras alcalinas, tales como la s ígneas básicas e intermedias, las cenizas volcánicas y sus derivados son los materiales madre. Las condiciones climatoló gicas en las que la evaporación excede la precipitación, favorec en la

formaci'on de esmectitas. Como ejemplo pueden citar se las áreas áridas y semiáridas, donde la lixiviación es pobre. Las illitas y vermiculitas Estos grupos tienen estructuras similares a las de las esmectitas. Además, es necesaria la presencia de po tasio. Por esa causa, las rocas ígneas o metamórficas ácidas y sus derivados son los materiales madre. Asimismo, la al teración de la muscovita a illita y la de la biotita a vermicul ita. La alta estabilidad de la illita es responsable de que sea tan abundante y persistente. Los minerales del grupo de la clorita Las cloritas se pueden formar por alteración de las esmectitas, ya que la introducción de suficiente Mg causa el re emplazo del agua intercapa en la brucita . Las cloritas pueden encontrarse a partir de las rocas ígneas y metamórficas de bajo a medio grado. Las condiciones enumeradas son una gran simplificac ión del problema, ya que puede haber numerosas ramificacion es, alteraciones y calificaciones de esos procesos. Una arcilla puede ser alterada a otra arcilla por intercambio c atiónico, y meteorización, en nuevas condiciones. La estructura puede cambiar completamente de 2:1 a 1:1, por ejemplo. Así, una montmorillonita puede formarse a partir de rocas ricas en magnesio, en condiciones de humedad y drenaje moderado pero, si continúa la lixiviación, se alter ará para formar caolinita. BIBLIOGRAFIA Blyth, F. G. H. y M. H. De Freitas (1992). A geology for Engineers . 7th. Ed. Arnold, London. Bolt, B. A. (1981). Earthquakes . W. F. Freeman. San Francisco Bolt, B. (1982). Inside the Earth . W. F. Freeman. San Francisco. Bolt, B. A., W. L. Horn, G. A. Mc Donald y R. F. Sc ott (1977). Geological Hazards . Springer Verlag. N. York. Dearman, W. R., E. M. Sergeev y V. S. Shibakova (19 89). Engineering Geology of the Earth . Ed. Nauka. Moscu. Denen, W. y B. Moore (1985). Geology and Engineering . W. C. Brown. Derreau, M. (1970). Geomorfología . Ed. Ariel. Barcelona

Freeze, R. y J. Cherry (1979). Groundwater . Prentice Hall. Giménez Salas, J. y J. L. De Justo (1975). Geotecnia y cimientos . Propiedades de los suelos y de las rocas. Madrid, Rueda, 466 pp. Gilluly, J., A. Waters y A. Woodford (1964). Principios de Geología . Aguilar. Holmes, D. (1969). Elements of physical geology . Ronald. Johnson, R. B. y J. V. De Graff (1988). Principles of Engineering Geology . J. Wiley. New York. Kiersch, G.A. (1991). The heritage of Engineering Geology . The first hundred years. Geol. Soc. Am. Centenial Speci al Vol 3. Krynine, D. y W. Judd (1972). Principios de Geología y Geotecnia para ingenieros . Omega. Mitchell, J.K. (1993). Fundamentals of Soil Behavior . J. Wiley. Press, F. y R. Siever (1986). Earth. W. F. Freeman. San Francisco. Richter, C. (1958). Elementary seismology . W. F. Freeman. San Francisco Turcotte, D. y G. Schubert (1982). Geodynamics . J. Wiley.