Dinámica de la geosfera

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1. La Geosfera
La Geosfera es la esfera sólida del Planeta, de la que nos interesa principalmente la parte más
superficial, la
Litosfera. En ella se encuentran rocas que pueden aflorar en superficie o quedar a
(relativamente) poca profundidad, y que forman parte del medio natural (ver Unidad 1). En muchas
zonas continentales de la parte superior de la geosfera, se desarrolla una delgada capa sobre la que se
asienta la vegetación: el
suelo (edafosfera). Además, la forma superficial de la Geosfera, en las distintas
áreas de la Tierra, da lugar al
relieve, que también es un componente del medio natural.
· La Geosfera proporciona numerosos recursos naturales: minerales y rocas (entre las que se
encuentran los carbones y el petróleo, fuentes esenciales de energía).
· La Geosfera soporta impactos (como los derivados de la explotación de los recursos que acabamos
de citar).
· Los procesos que ocurren en la Geosfera pueden dar lugar a catástrofes naturales; es decir, la
Geosfera es fuente de riesgos geológicos.

2.
Estructura y composición de la Tierra
Este apartado, como otros del tema, ha sido estudiado en cursos anteriores. Ahora sólo daremos
un breve repaso.
Métodos de estudio del interior de la Tierra
Para llegar al conocimiento del interior de la Tierra se han utilizado diversos métodos. Los
métodos
geológicos directos, como los sondeos, han aportado hasta ahora pocos datos. De mayor
interés han sido los métodos
geofísicos (gravimétrico, magnético, térmico, sísmico), y también los
astronómicos (estudio de meteoritos), todos ellos de carácter indirecto. Los dos métodos más
importantes para llegar a conocer la estructura y composición de la Tierra han sido el
sísmico y el
astronómico. Nos vamos a centrar en el estudio de las ondas sísmicas.
Los terremotos son manifestaciones de la energía interna de la Tierra, y generalmente se
producen como consecuencia del reajuste de fallas. En ellos se generan ondas (sísmicas) de diferentes
tipos:
·
Ondas P. Son ondas longitudinales (las partículas vibran en la misma dirección en que se propaga
la onda). Son las más rápidas, y pueden propagarse por toda clase de medios (sólidos, líquidos,...).
También se las llama
ondas de compresión.
·
Ondas S. Son ondas transversales (la vibración de las partículas es perpendicular a la dirección de
propagación de la onda). Son más lentas que las P, y se las llama
ondas de cizalladura. Se propagan
por sólidos, pero no por líquidos.
·
Ondas superficiales. Las hay de varias clases (por ejemplo, las ondas L, de gran amplitud). Se
propagan por la superficie (no por el interior de la Tierra, como las dos clases anteriores). Son las
más lentas y destructivas.
El
hipocentro es el punto del interior de la Tierra donde se origina el terremoto. De él parten las
ondas P y S. El
epicentro, situado generalmente en la vertical del hipocentro, es el primer punto de la
superficie terrestre al que llegan las ondas sísmicas. En él se originan las ondas superficiales.
Las ondas sísmicas que nos interesan para estudiar el interior de la Tierra son las P y las S.
Sufren cambios de velocidad, se reflejan y se refractan. Su comportamiento permite conocer
características del interior de la Tierra.
Así se ha elaborado un esquema de la estructura de la Tierra, basándonos en el estudio de las
ondas sísmicas. Existen en él varias
capas, y discontinuidades que las separan
Discontinuidades
- Disc. de Mohorovicic (Moho). Se encuentra a una profundidad de 30-40 km en los continentes, ~10
en los océanos. Separa la corteza y el manto. Constituye un límite muy marcado en zonas estables
(océanos, partes antiguas de los continentes), pero menos marcado en cordilleras recientes.
- Entre los 100 y los 1000 km de profundidad, se dan distintas variaciones más o menos acusadas en
la velocidad de las ondas sísmicas. La más importante ocurre a unos 700 km, y parece que debe
cambiar la estructura, aunque no la composición, de los materiales del manto. Es la base para
dividir el manto en superior e inferior.
-
Disc. de Gutenberg (~2900 km). Se observa una caída brusca en la velocidad de las ondas P, y las
ondas S dejan de propagarse. Separa el manto del núcleo.
- Hacia los 5000-5200 km, se observa un nuevo aumento en la velocidad de las ondas P, que se
atribuye a un aumento de rigidez por la presencia de un núcleo interno sólido. Se ha llamado
disc.
de Lehman
(o Wiechert-Lehman), aunque algunos hablan más bien de una zona de transición (con
mezcla de materiales fundidos y sólidos).
Capas (unidades geoquímicas)
-
Corteza. Es la capa más superficial. Distinguimos entre corteza continental y corteza oceánica. En
ambas, los componentes más abundantes son minerales del grupo de los silicatos.
· La
corteza oceánica tiene un espesor de 6-12 km, y su densidad es de 3,0 g/cm 3 . Está formada
por sedimentos en su parte superior; el resto está constituido por basaltos y gabros (éstos
predominan en la zona inferior). La edad máxima de la corteza oceánica es inferior a los 200
millones de años.
· La
corteza continental tiene un espesor de 25-70 km (32 de media), y su densidad es de 2,7
g/cm 3 . Según el modelo clásico (que se impuso hasta mediados de los 70), se encuentra
estratificada en capas: capa sedimentaria (superficial), capa granítica y capa basáltica; las dos
últimas separadas por la discontinuidad de Conrad. Actualmente se han propuesto otros
modelos, y se ha dicho que la corteza continental es un conjunto caótico de rocas plutónicas,
volcánicas y sedimentarias, metamorfizadas en diferentes grados; es cierto que en algunos casos
la parte superior es más bien granítica y la inferior gabroide, pero otras veces no ocurre eso. La
corteza continental contiene rocas mucho más antiguas que las de la corteza oceánica (hasta
4000 millones de años).
· Entre la corteza continental y la oceánica existe una
corteza de transición, que parece ser más
bien una corteza continental adelgazada por estiramiento.
-
Manto. Se admite que está formado principalmente por rocas del grupo de las peridotitas (con
olivino). El manto no es totalmente homogéneo, existiendo un
manto superior (hasta los 700 km de
profundidad) y un
manto inferior. Entre los 400-650 km existe una “zona de transición” hacia el
manto inferior. Se hablaba de una discontinuidad (de Repetti), aunque ahora predomina la idea de
una
transición de fases, es decir, de un cambio en la estructura atómica de los materiales sin que
ocurra una discontinuidad tan marcada como otras que hemos visto antes.
-
Núcleo. Es la capa más interna, con densidades de 10-13 g/cm 3 . Debe estar constituido
principalmente por Fe, que es el único elemento abundante en el sistema solar con esta densidad.
Además de Fe, se supone que hay Ni y algo de S (~10 %). La discontinuidad de Lehman (o
Wiechert-Lehman), situada a unos 5150 km de profundidad, separa el núcleo exterior, fundido, del
núcleo interno sólido.

Las unidades dinámicas
Otra división de la Tierra, también apoyada por datos sísmicos, pero que encaja mejor con la
teoría de la Tectónica de Placas, es la
división dinámica, que considera las siguientes capas: Litosfera,
Astenosfera, Mesosfera y Endosfera.
· La
Litosfera está formada por la corteza y una porción del manto superior, hasta llegar a la
Astenosfera o capa de baja velocidad (para las ondas sísmicas). La Litosfera es una capa rígida, que
descansa sobre la Astenosfera, capa plástica (semifluida).
La Litosfera continental es más gruesa que la oceánica, pues tiene más de 100 km de espesor en
muchas zonas. Presenta una parte más dúctil y plástica por encima de la discontinuidad de Moho,
de forma que se puede decir que la Litosfera continental es como un bocadillo con dos niveles
rígidos y uno plástico entre ellos (la corteza profunda).
La Litosfera oceánica, rígida, tiene espesores de 50-150 km.
· La
Astenosfera es, como se ha dicho, plástica. Está formada por materiales que se encuentran en
condiciones cercanas al punto de fusión. En ella se detecta un descenso en la velocidad de las ondas
sísmicas (capa de baja velocidad). Bajo los océanos, la capa de baja velocidad se encuentra a menor
profundidad que bajo los continentes, aunque hay mucha variación. Últimamente se ha puesto en
duda la existencia de esta capa tal como se había descrito.
· La
Mesosfera comprende el manto por debajo de la Astenosfera, es decir, parte del manto superior
y todo el manto inferior.
· La
Endosfera se corresponde con el Núcleo.

3. Energía interna: origen, flujo térmico y corrientes de convección
Diferentes fuentes de energía concurren sobre la superficie terrestre. Básicamente, existen dos
campos de fuerzas generados por la propia Tierra: el campo magnético y el campo gravitatorio.
Además, la Tierra recibe energía solar y desprende desde su interior energía calorífica, parte de la cual
da lugar a energía mecánica.
La energía procedente de estas fuentes, en sus distintas formas, hace posible gran parte de los
fenómenos que observamos sobre la superficie de la Tierra.
La
energía interna hace posibles los procesos geológicos internos, como los terremotos y la
actividad volcánica. Otra manifestación de la energía interna es el
gradiente geotérmico (o grado
geotérmico): aumento de la temperatura con la profundidad (en el interior de la Tierra). El gradiente
geotérmico promedio es de unos 30 ºC/km, aunque hay mucha variación de unas zonas a otras. Este
valor sólo es aplicable a unas decenas de kilómetros [¿Qué temperatura se alcanzaría en el centro de la
Tierra si el gradiente geotérmico se mantuviera constante?].
¿Cuál es el origen de la energía interna de la Tierra? Dejando aparte el calor generado por la
deformación de la Tierra que se produce en las mareas (y que, en todo caso, representaría una mínima
parte), el calor interno de la Tierra puede proceder de varios procesos:
· Energía liberada como consecuencia de la
descomposición de elementos radiactivos (fisión).
·
Calor primordial, originado al formarse la Tierra y que se va liberando paulatinamente. Este calor
primordial procede de la
energía del impacto de las partículas que se acrecionaron para formar la
Tierra y también de la
energía gravitacional liberada en la formación del núcleo.
Actualmente, la mayoría de los geólogos admiten que a la energía interna de la Tierra
contribuyen tanto la descomposición de elementos radiactivos como el calor primordial, pero existen
discrepancias sobre la importancia relativa de estas dos fuentes. De nuevo hay acuerdo en que una parte
importante de la energía interna se convierte en energía mecánica mediante algún tipo de
convección en
el manto (y, como hemos visto, posiblemente también en el núcleo). Las corrientes de convección, ya
mencionadas en otros temas, se deben a diferencias de densidad producidas por diferencias de
temperatura.
El
flujo térmico es la cantidad de calor (por unidad de superficie y de tiempo) que se desprende
a través de la superficie de la Tierra, procedente de su interior. Su valor es aproximadamente 1.4·10 -6
cal·cm -2·s -1 .

4. Movimientos litosféricos
La teoría de la Tectónica de placas o Tectónica global es una teoría general sobre la dinámica
terrestre. Las ideas básicas son las siguientes:
· La Litosfera es una capa rígida, mientras que la Astenosfera se comporta plásticamente.
· La Litosfera está fragmentada en placas, que se mueven e interaccionan. Algunas placas son
oceánicas, es decir, están formadas por litosfera oceánica (placa Pacífica, placa de Nazca); otras son
mixtas, teniendo litosfera oceánica y continental (placas Euroasiática, Africana, Norteamericana,
Sudamericana, Indoaustraliana y Antártica). [Ver el mapa con las principales placas en la página 145
del libro].
· Los límites o bordes de las placas son de tres tipos: bordes constructivos o divergentes, bordes
destructivos o convergentes, y bordes pasivos. Son zonas de gran actividad geológica.
· Los
bordes constructivos o divergentes corresponden a las dorsales, amplias cordilleras que recorren
el fondo de los océanos. En algunas de ellas (como la dorsal atlántica) se observa un profundo valle
central o
rift. En las dorsales se genera litosfera oceánica (por salida de magma) y se produce
separación de placas, con extensión del fondo oceánico. Tienen lugar fenómenos sísmicos y volcánicos.
· Los
bordes destructivos o convergentes son las zonas de subducción. En ellas, una placa se introduce
bajo otra, sumergiéndose en el manto y destruyéndose litosfera oceánica. Puede que litosfera oceánica
subduzca bajo litosfera oceánica, o que litosfera oceánica subduzca bajo litosfera continental. También
puede llegarse a la colisión de masas continentales, pues la litosfera continental no subduce.
Las zonas de subducción se corresponden con fosas oceánicas. Son lugares de gran actividad
volcánica, sísmica y orogénica. Ya antes de la formulación de la teoría de las placas, se había
observado que los focos de los terremotos, en algunas zonas de alta sismicidad, se localizan en un
plano inclinado (plano de Benioff); algunos focos son poco profundos, pero otros se encuentran incluso
a 700 km de profundidad. Ahora se sabe que el plano de Benioff corresponde al plano de subducción
de una placa litosférica.
En algunas ocasiones, es posible que, en las proximidades de una zona de subducción, el calor
producido debilite e incluso funda parcialmente la litosfera continental de la placa que se encuentra
encima, dando lugar a un borde constructivo satélite, y desgajándose un trozo marginal del continente
del resto. Este proceso se conoce como
extensión tras arco.
· Los
bordes pasivos corresponden a las fallas transformantes, grandes fracturas que quiebran la
continuidad de las dorsales. En las fallas transformantes, una placa se desliza lateralmente respecto de
otra, produciéndose rozamiento que da lugar a fenómenos sísmicos. Ni se genera ni se destruye
litosfera.
· El interior de las placas es más estable que los límites, pero también puede producirse actividad
geológica, sobre todo en algunas situaciones:
(a) Cuando una colisión entre masas continentales es muy importante, puede afectar a toda la placa.
Dará lugar a terremotos, fracturas e incluso actividad volcánica en zonas intraplaca.
(b) Existen focos térmicos, llamados
puntos calientes, independientes de los bordes de placa. En ellos
se produce el ascenso de una
pluma de material caliente desde la base del manto (zona D’’, en
contacto con el núcleo), y se forman volcanes activos (por ejemplo, Hawai).
(c) Pueden existir puntos débiles o fracturas en la litosfera del interior de una placa, lo que dará lugar a
actividad volcánica y sísmica intraplaca.
Consecuencias de la dinámica de las placas
La teoría de la tectónica global se puede calificar de unificadora porque relaciona y explica
conjuntamente numerosos procesos geológicos, y concretamente los procesos geológicos internos. El
magmatismo y el vulcanismo (que es un aspecto del anterior); el metamorfismo; los procesos de
orogénesis (formación de montañas) y tectogénesis (procesos que conducen a la deformación de los
materiales, vinculados frecuentemente a la orogénesis), así como los fenómenos
sísmicos, se pueden
explicar conjuntamente en relación con los movimientos de las placas y teniendo en cuenta también los
fenómenos intraplaca. También la tectónica global explica los movimientos en la vertical de masas
continentales y, como hemos visto, los cambios de configuración en continentes y océanos. En las
secciones siguientes veremos algunos de estos procesos, pero ahora dedicaremos unas palabras a la
formación de cordilleras (orógenos).
Las montañas se forman como consecuencia del movimiento de las placas. En unos casos, como
el de los Andes, la formación de una cordillera se debe al proceso de
subducción (de litosfera oceánica
bajo litosfera oceánica, o de litosfera oceánica bajo litosfera continental; éste último corresponde al
ejemplo mencionado). En otros casos, como el del Himalaya, la formación de la cordillera está
directamente relacionada con la
colisión de masas continentales que se produce como consecuencia de
la subducción.
Además de las consecuencias geológicas que hemos mencionado, la dinámica de las placas
también tiene otras que nos interesan en relación con el medio ambiente:
- En relación con el
clima. Puesto que los continentes se desplazan al moverse las placas, pudiendo
alejarse del ecuador o acercarse a él, se producirán en ellos cambios climáticos. Asimismo, el
movimiento de las placas puede afectar al clima general de la Tierra, dando lugar a que haya más o
menos continentes en posición polar o peripolar, con el consiguiente aumento del albedo (recordar
lo estudiado en otros temas).
- En relación con la Biosfera y la evolución de las especies. La dinámica de las placas, con los
procesos que conlleva de desplazamiento de masas continentales, formación de océanos,
separaciones y uniones de continentes, aparición de islas, levantamiento de cordilleras, etc., influye
decisivamente en la distribución geográfica de los seres vivos, y también en su evolución, de
distintas formas:
· La distribución de los organismos cambia como consecuencia de los desplazamientos
continentales que se producen por el movimiento de las placas.
· Se forman barreras geográficas, como océanos o cadenas montañosas, que separan y aislan a
grupos de organismos, dando lugar a que evolucionen de forma divergente. Por ejemplo, la
fragmentación del antiguo continente Gondwana dio lugar a África, Sudamérica, India,
Australia y la Antártida, con las barreras geográficas correspondientes y el aislamiento entre los
organismos de esas áreas.
· Al ponerse en contacto masas continentales, organismos que antes vivían separados pueden
encontrarse juntos, lo que puede producir cambios en los ecosistemas, invasiones, extinción de
especies por competencia, depredación, parasitismo, etc.

5.
Energía externa
La Tierra recibe energía del exterior, principalmente del sol. Ya se vio en un tema anterior el
balance global de la radiación solar: la cantidad de energía, procedente del sol, recibida por la Tierra es
igual a la cantidad desprendida o emitida por la Tierra; algunos procesos, sin embargo, pueden dar
lugar a un retardo en el desprendimiento de energía por parte de la Tierra, con el consiguiente “efecto
invernadero” (natural y antrópico).
La energía solar, junto con la energía debida a la gravedad, es responsable de los procesos
geológicos externos. A propósito de esto, es importante recordar que una parte de la energía solar
absorbida por la Tierra se utilizará para elevar masas de aire (convección) y para evaporar agua. Estos
fenómenos, junto con los movimientos descendentes y horizontales del aire y las precipitaciones
(procesos en los que también juega un papel importante la energía debida a la gravedad) son
fundamentales para entender los vientos, el clima en general, y también el ciclo hidrológico y los
procesos geológicos externos.
[Preguntas. ¿Qué relación hay entre la erosión de un río y la energía solar? ¿Y entre la
sedimentación eólica y la energía debida a la gravedad? ¿Y entre ésta y la formación de cañones
submarinos? ¿Y entre la gravedad y el transporte que llevan a cabo las corrientes de marea?]

6.
El ciclo geológico terrestre
Los distintos procesos geológicos, actuando juntos, dan lugar al ciclo geológico: se forman
nuevas rocas que son destruidas para, con sus restos, construir otras; se levantan relieves que son
arrasados posteriormente; se da, por lo tanto, una sucesión cíclica de fenómenos constructivos y
destructivos. Se habla de
gliptogénesis como la parte del ciclo que se refiere a la destrucción del relieve
y desgaste de las rocas; la
orogénesis es el levantamiento del relieve (formación de cordilleras), y la
litogénesis es la formación de rocas.
Se ha puesto en duda la validez del concepto de ciclo geológico. En todo caso, podríamos
hablar de ciclo a escala de toda la Tierra, pero no limitarlo a la repetición del ciclo en un mismo lugar
de la Tierra.
Al ciclo geológico (o geodinámico) contribuyen tanto los procesos internos como los externos.
Podemos considerar, así, dos grandes partes en el mismo:
a)
Ciclo geodinámico externo. Comprende los procesos de meteorización, erosión, transporte y
sedimentación; algunos incluyen también la litificación.
7
b)
Ciclo geodinámico interno. Comprende los procesos de litificación o diagénesis (responsables de la
formación de rocas sedimentarias), magmatismo y metamorfismo (responsables de la litogénesis de
rocas endógenas), y procesos de orogénesis y tectogénesis.
En todos estos procesos, es necesario distinguir entre el
transcurso gradual de muchos de ellos
y las
fases paroxísmicas, acontecimientos repentinos en los que tienen lugar cambios bruscos con una
liberación grande de energía (un terremoto, una erupción volcánica).
El ciclo geológico global se puede, a su vez, descomponer en otros ciclos menores o parciales.
Por ejemplo, el
ciclo geoquímico (circulación de los elementos) y el ciclo hidrológico (circulación del
agua). Un componente importante del ciclo geológico es el
ciclo petrogenético o ciclo de las rocas, que
se refiere a la formación de los distintos tipos de rocas y las transformaciones de unas en otras. El
ciclo
tectónico
comprende la formación y destrucción de las cadenas montañosas y otras estructuras
importantes de la litosfera.

Procesos Geológicos Internos
Trataremos a continuación, aunque sin entrar a estudiar cada uno de ellos, los procesos de
diagénesis (o litificación), magmatismo, metamorfismo, sismicidad, tectogénesis y orogénesis.
Diagénesis
El conjunto de procesos que afectan a un sedimento mientras está sobre o cerca de la superficie
terrestre recibe el nombre de
diagénesis. Algunos de esos procesos dan lugar a que, a partir de un
sedimento suelto, se forme una
roca sedimentaria más o menos compacta; a eso se le llama litificación.
A veces se considera la litificación como un proceso geológico interno; otras veces se coloca entre los
procesos externos, pero está claro que presenta características de ambos y que los cambios diagenéticos
pasan gradualmente a ser metamórficos.
Algunos procesos diagenéticos son la
compactación (reducción de la porosidad y pérdida de
fluidos por la presión), la
cementación (precipitación de un material que une los granos de sedimento),
recristalización, etc. Así se forman los distintos tipos de rocas sedimentarias, como las detríticas
(conglomerados, areniscas, arcillas,...), las de precipitación química o bioquímica (calizas, dolomías,
evaporitas,...) y las de origen orgánico o combustibles (carbones, petróleo).
Magmatismo
Los magmas se forman por fusión de roca. Un magma consiste normalmente en una mezcla
fundida de silicatos (a altas temperaturas, generalmente de 700ºC a 1500ºC), conteniendo también agua
y otras sustancias que serían
volátiles a la presión ordinaria pero que, en las condiciones reinantes en el
interior de la Tierra, pueden permanecer incorporados al material fundido. Según la cantidad de sílice
que contengan los magmas, se distingue entre magmas ácidos (más sílice), intermedios y básicos; esto
también está relacionado con otras propiedades de los magmas, como densidad y viscosidad.
El
magmatismo comprende los procesos de formación y evolución de los magmas, que al
enfriarse se solidifican y forman las rocas
magmáticas o ígneas. Según donde tenga lugar esta
solidificación, se distinguen tres grandes grupos de rocas magmáticas: (a) rocas
plutónicas o
intrusivas, formadas en el interior de la corteza, generalmente a mucha profundidad; (b) rocas
volcánicas, extrusivas o efusivas, formadas en el exterior; (c) rocas filonianas, consolidadas en el
interior pero cerca de la superficie, principalmente en grietas o fracturas.
La
actividad volcánica, como acabamos de ver, es un aspecto del magmatismo. Un volcán es un
conducto o fisura en la corteza terrestre, a través del cual pueden salir a la superficie (o al fondo del
mar) materiales procedentes del magma. El volcán puede arrojar productos gaseosos (vapor de agua,
CO 2 ,...), líquidos (lavas) y sólidos (piroclastos).
La erupción de un volcán es un fenómeno paroxísmico, pero la actividad puede continuar
durante mucho tiempo después de la erupción. Esa actividad (fuera del paroxismo de la erupción) es lo
que se conoce como
volcanismo atenuado o también como manifestaciones volcánicas póstumas. Lo
que expulsa entonces el volcán son principalmente gases: mezclas gaseosas a diferentes temperaturas,
llamadas
fumarolas. Ciertas aguas termales pueden deberse también a manifestaciones de actividad
volcánica. Eso ocurre, por ejemplo, en los géiseres.
Metamorfismo
Podemos definir el metamorfismo como el conjunto de transformaciones que sufre una roca en
el interior de la Tierra, en estado sólido, cuando es sometida a unas condiciones de presión y
temperatura distintas a las que reinaban cuando se formó
.
Es, por lo tanto, consecuencia de la energía interna de la Tierra, que provoca la transformación
de unos minerales en otros y, por tanto, la aparición de rocas nuevas sin que se alcance la fusión (si se
llega a la fusión, entraríamos en los procesos de magmatismo). Las
rocas metamórficas resultan de la
transformación de rocas sedimentarias, magmáticas o metamórficas por estos procesos.
Los
factores del metamorfismo son la temperatura, la presión y, en menor medida, la aparición
de una
fase fluida.
En cuanto a los
tipos de metamorfismo, dependen de la localización del proceso y de la
intervención de los factores mencionados. Mencionaremos sólo los más importantes:
·
Dinamometamorfismo. Es el resultado de la deformación intensa que tiene lugar en zonas de falla. La
presión (dirigida) es un factor fundamental, pero también es importante el calor que se produce como
consecuencia del rozamiento. Puede producirse trituración de la roca (brechificación), recristalización e
incluso fusión con formación de vidrios por solidificación posterior rápida.
·
Metamorfismo térmico o de contacto. Tiene lugar alrededor de cuerpos ígneos que intruyen en la
corteza terrestre. Esta intrusión provoca la transformación de la roca encajante, formándose
aureolas
metamórficas
concéntricas en relación con el plutón. Rocas características de este tipo de
metamorfismo son las corneanas.
·
Metasomatismo. Se debe a la acción de los fluidos, que pueden transformar más o menos
profundamente la roca original.
·
Metamorfismo regional o dinamotérmico. El más conocido. Tiene lugar en zonas de subducción (a
veces también con colisión), afectando a una ancha banda de la litosfera cabalgante. Influyen de forma
importante tanto la presión como la temperatura.
El metamorfismo origina las
rocas metamórficas. Como ejemplos de series metamórficas
(conjuntos de rocas formadas a partir de una mismo roca original) pondremos la de la arcilla: por un
metamorfismo cada vez más intenso se forman, sucesivamente
pizarras metamórficas, esquistos,
micacitas y gneises. Con mayor intensidad se llegará a la anatexia.
Otros ejemplos de rocas metamórficas son los
mármoles, formados por metamorfismo de las
calizas, y las
cuarcitas, formadas a partir de areniscas.
Sismicidad
Ya se ha hablado de terremotos en relación con el estudio del interior de la Tierra. Hay qué
saber cómo se originan los terremotos (por liberación brusca de la energía elástica almacenada en las
rocas cuando se produce su ruptura) y su relación con las fallas. También hay que saber qué son el
hipocentro, el epicentro y las líneas isosísmicas (líneas de un mapa que unen los puntos de igual
intensidad sísmica), así como los sismógrafos y los sismogramas. Es preciso conocer los tipos de ondas
sísmicas y las características de cada tipo.
La
intensidad de un terremoto se refiere a la importancia de los efectos (destructivos) que
produce. Una escala de intensidad de uso generalizado es la
escala de Mercalli modificada, que
considera 12 niveles de intensidad, desde el I (no se siente el terremoto) hasta el XII (destrucción casi
total).
La
magnitud de un terremoto, en cambio, se refiere a la cantidad de energía liberada en el foco
del terremoto. La
escala de Richter consiste en números que van desde menos de 0 (negativos) hasta
más de 8.5 (las máximas magnitudes medidas son de 8.9). La escala es logarítmica: un terremoto de
magnitud 7 es decenas de veces mayor que uno de magnitud 6.
Aunque antes el volcanismo y la sismicidad no se consideraban relacionados, se conocía el
paralelismo que presentaban las distribuciones geográficas de ambos fenómenos. Se sabía que la
principal zona sísmica y volcánica era el cinturón circumpacífico (“cinturón de fuego del Pacífico”), y
después la línea que va a lo largo del Mediterráneo y se prolonga hasta más allá del Himalaya
.Actualmente, la Tectónica global relaciona ambos procesos, y sabemos que las dos áreas mencionadas
corresponden a zonas de subducción (con colisión, en el segundo caso). Tanto las dorsales como las
zonas de subducción presentan fenómenos volcánicos y sísmicos, aunque en las dorsales los terremotos
son de foco somero y en las zonas de subducción se dan terremotos de foco desde somero hasta
profundo (plano de Benioff). En las fallas transformantes ocurren terremotos y puede darse
volcanismo, aunque no siempre ocurre. Por último, en zonas intraplaca pueden darse terremotos (por
ejemplo, cuando repercute una colisión entre placas) y volcanes (por ejemplo, si hay un punto caliente),
aunque la actividad sísmica y volcánica es menor, en conjunto, que en límites de placa.
¿Hay zonas de actividad sísmica y volcánica en España?
Orogénesis
La orogénesis es el proceso de levantamiento del relieve, es decir, la formación de cadenas
montañosas. Conlleva fenómenos sísmicos, magmatismo, metamorfismo y deformaciones intensas de
los materiales (tectogénesis). Los
orógenos son las cordilleras, formadas o en formación.
Los
procesos de orogénesis siempre se producen en relación con las zonas de convergencia o
acercamiento entre dos placas
. Las fuerzas de compresión que actúan dan lugar a la deformación de
los materiales acumulados; la fusión de parte de la litosfera que subduce y el posterior ascenso de
magmas dan lugar a fenómenos de magmatismo (formación de rocas plutónicas, actividad
volcánica,...); se produce también metamorfismo, debido a los procesos anteriores, etc. Pero
la
formación de cordilleras puede estar asociada al propio proceso de subducción
(Andes, Filipinas) o a
la colisión que puede sobrevenir como consecuencia de la subducción
(Himalaya, Alpes, Pirineos).
Tectogénesis
El término Tectogénesis se refiere a los procesos de deformación de las rocas que dan lugar a
estructuras geológicas como los
pliegues y las fracturas; generalmente estos procesos de deformación
van asociados a la
orogénesis.
Las rocas sedimentarias y numerosas rocas metamórficas se disponen en capas o estratos que
originalmente son horizontales, pero podemos encontrarlos inclinados, plegados o fracturados como
consecuencia de fuerzas (generalmente presiones dirigidas) que han actuado sobre ellos. Otras rocas,
aunque no formen estratos, también pueden encontrarse deformadas con respecto a su disposición
original.
La
Tectónica es la parte de la Geología que estudia las estructuras que se originan como
consecuencia de las deformaciones sufridas por los materiales terrestres (sobre todo en la Litosfera).
Los
pliegues son ondulaciones en los estratos, que resultan de la deformación plástica de las
rocas. En general, se producen por fuerzas de compresión. Recordemos que existen distintas clases de
pliegues, por ejemplo,
anticlinales y sinclinales.
Existen dos tipos de
fracturas en las rocas: las diaclasas (fracturas sin desplazamiento) y las
fallas: fracturas con desplazamiento relativo de los bloques situados a ambos lados del plano de
fractura. Las fallas son resultado de deformaciones por rotura que pueden deberse a fuerzas de
compresión o de distensión (según los casos), pero también pueden actuar fuerzas de cizalladura.
También existen distintos tipos de fallas (por ejemplo,
falla normal y falla inversa).

Procesos Geológicos Externos
Como se vio anteriormente, los procesos geológicos externos tienen su origen en la superficie
terrestre o sobre ella, dependen de la energía solar y de la energía debida a la gravedad. Son la
meteorización, la erosión, el transporte y la sedimentación. Para algunos, también la diagénesis (o
litificación).
Una de las principales consecuencias de los procesos geológicos externos es el
modelado del
relieve
; por lo tanto, contribuyen a la formación del paisaje.
Los procesos geológicos externos pueden ser llevados a cabo por los
agentes geológicos
externos
: el aire (en reposo y en movimiento), el agua en sus distintas formas (hielo, aguas marinas,
aguas continentales: de arroyada, ríos y torrentes,...)
Meteorización
Es el conjunto de transformaciones (disgregación mecánica, alteraciones químicas) que
experimentan las rocas en el seno de la atmósfera (y en algunos casos, de la hidrosfera). El término se
refiere a transformaciones “in situ”, es decir, en su sitio, sin que tales transformaciones impliquen
transporte; esta es una diferencia importante con la erosión en sentido estricto.
La meteorización es la etapa inicial en el proceso de denudación o desgaste de la superficie
terrestre, y es un proceso funcamental para la formación de un
suelo. Tanto los cambios de temperatura
como las reacciones químicas producidas por los propios componentes del aire (o agua) son factores
importantes. Distinguiremos dos tipos de meteorización:
mecánica (o física) y química, según el tipo de
transformación que sufra la roca.
Meteorización mecánica
Las rocas que alcanzan la superficie terrestre, tras la erosión de las que estaban encima, suelen
presentar muchas fisuras. A medida que dichas rocas son descargadas del peso que tenían encima,
experimentan una descompresión que hace que se abran las fisuras y que aparezcan otras nuevas. Al
quedar al descubierto, la mayor parte de las rocas aparecen considerablemente agrietadas y cuarteadas,
siendo susceptibles de ataque y de sufrir los procesos que vemos a continuación.
La
acción del hielo tiene lugar en zonas de montaña o en latitudes elevadas. Provoca la
disgregación de las rocas, formando importantes acumulaciones de fragmentos rocosos (
canchales o
pedrizas). El proceso se llama
gelifracción: el agua penetra en las grietas y, al descender la
temperatura, se hiela; como el hielo ocupa más volumen que el agua líquida, ejerce una considerable
presión, agrandando las fisuras y terminando por disgregar y desmoronar la roca.
Las variaciones acusadas de temperatura también pueden dar lugar a meteorización mecánica en
lugares más cálidos (por ejemplo, en desiertos), aunque el proceso es menos eficaz que el anterior.
Sucesivos y repetidos ciclos de calentamiento diurno y enfriamiento nocturno hacen que la roca se
dilate y contraiga, con lo que se va debilitando (sobre todo teniendo en cuenta que el coeficiente de
11
dilatación de los distintos minerales puede ser diferente, o que una parte de la roca se puede calentar
más que otra). El material puede terminar por romperse.
En climas secos se ha descrito un proceso de meteorización mecánica parecido a la gelifracción,
pero debido al crecimiento de cristales de sal en las fisuras de las rocas (
haloclasticidad). Otro tipo de
meteorización mecánica es la acción de las raíces de las plantas, que se introducen por diaclasas y
ejercen presiones importantes sobre la roca.
Meteorización química
La roca se altera químicamente, cambiando su composición. Veremos varios procesos de
meteorización química, y en todos ellos interviene el agua; por eso este tipo de meteorización es
importante sobre todo en zonas húmedas.
*
Disolución de algunos minerales de la roca. Son minerales bien solubles la halita y la silvina, por
ejemplo; los yesos son menos solubles pero también pueden sufrir el proceso.
*
Hidrólisis. El agua es capaz de romper determinados minerales, como los feldespatos,
transformándolos en minerales de la arcilla (caolinita, montmorillonita,...).
2AlKSi 3 O 8 + 2H 2 O ® Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 + K 2 O + 4SiO 2
Ortosa Caolinita Sílice
Este proceso de hidrólisis puede afectar a rocas graníticas. Al transformarse los feldespatos en
minerales de la arcilla, el granito se convierte en una masa arcillosa con granos arenosos de cuarzo y
láminas de mica incrustados en ella, muy fácilmente deleznable.
*
Carbonatación. Es un caso particular de disolución, en la que no sólo interviene el agua sino también
el HCO 3
- procedente de la disolución del CO 2 en agua. El CaCO 3 , componente principal de las calizas,
es insoluble en agua pura, pero por carbonatación se transforma en bicarbonato cálcico, soluble.
CaCO 3 + CO 2 + H 2 O ® Ca(HCO 3 ) 2
*
Hidratación. Algunos minerales pueden incorporar agua en su molécula, transformándose en otros.
Así la anhidrita (CaSO 4 ) puede convertirse en yeso (CaSO 4·2H 2 O).
*
Oxidación. Algunos minerales (de hierro, manganeso, cobre, etc.) pueden reaccionar con el oxígeno
del aire (en particular, con oxígeno disuelto en agua), oxidándose. El Fe ++ es soluble, pero al oxidarse a
Fe +++ se hace insoluble y precipita. A él se debe la coloración ocre rojiza que se observa en muchos
productos de meteorización de la superficie terrestre.
Algunos minerales presentan una gran resistencia a la meteorización, como el cuarzo. Las rocas
constituidas fundamentalmente por cuarzo (cuarcitas) son, por este motivo, difíciles de denudar.
Erosión
Es la remoción de materiales por los agentes externos (agua, viento, seres vivos). Conduce al
desgaste de las rocas, de los relieves y del suelo. A diferencia de la meteorización, la erosión implica
necesariamente un transporte, pues, al quitar o desprender fragmentos de la roca, éstos son
transportados a mayor o menor distancia. Además, hay que tener en cuenta que los agentes por sí
mismos tendrían una acción erosiva mucho menor de la que tienen por el hecho de transportar
materiales que golpean o rozan las rocas, arrancándoles fragmentos.
La erosión, como se vio antes con la meteorización, es otro de los procesos que contribuyen a la
denudación del relieve, al continuo desgaste que tiende a atenuar las diferencias de altitud y a suavizar
las irregularidades topográficas en la superficie terrestre.
El que en una zona actúen más intensamente unos agentes u otros depende, en parte, del clima.
Se han distinguido varios
sistemas morfoclimáticos: templado-húmedo, glaciar, periglaciar, árido (y
subárido)
, ecuatorial (o intertropical). En cada uno de ellos, por sus características climáticas,
predomina la acción de determinados agentes: los ríos en el templado-húmedo, el viento en el árido, el
hielo en el glaciar,... Los fenómenos de ladera o movimientos de masa, en cambio, son activos en
cualquiera de los sistemas morfoclimáticos, aunque más tenues en el árido.
Por otro lado, la acción de un mismo agente sobre distintos tipos de rocas puede ser muy
diferente, y conducir a diferentes formas de relieve. E incluso con el mismo tipo de roca, los resultados
pueden cambiar según la estructura de la roca (pliegues, fracturas, estratos horizontales, estratos
inclinados,...). Por todo esto, la Geomorfología (estudio de las formas del relieve y de su génesis) se ha
desarrollado con distintos enfoques:
Geomorfología climática, litológica y estructural. A continuación,
pondremos algunos ejemplos de la acción erosiva de diversos agentes.
Fenómenos de ladera
Son procesos ampliamente repartidos, aunque a veces su efecto no sea fácil de apreciar.
Obedecen a la acción de la gravedad.
El
flujo de materiales puede dar lugar a coladas de barro. En los flujos rápidos, el agua que
empapa las rocas (arcillas, por ejemplo) suele tener una participación importante. Las coladas de barro
son fenómenos frecuentes en las zonas volcánicas de climas húmedos. Un fenómeno de flujo en el que
no interviene el agua son las
avalanchas, flujo turbulento o caótico de material rocoso y tamaño
variable. Se pueden comparar a los aludes de hielo y nieve.
A diferencia de los flujos, los
deslizamientos son característicos de medios sólidos. En ellos
existe una superficie de despegue que delimita el material desplazado del inmóvil o subyacente.
Cuando la roca suprayacente está sometida a una fuerza (gravedad) capaz de vencer el rozamiento, se
produce el deslizamiento. En zonas tectónicamente activas (Alpes, Himalaya), es frecuente que el
incremento paulatino de las pendientes desencadene deslizamientos de gran magnitud. El agua puede
favorecer el deslizamiento incrementando el peso de la roca y disminuyendo el rozamiento en la
superficie de despegue. Según que la superficie de despegue sea plana o cóncava hablamos de
deslizamiento traslacional o deslizamiento rotacional (“slump”).
La
reptación es un fenómeno poco perceptible pero muy importante. Es el movimiento lento de
los materiales a favor de la pendiente. Los niveles más superficiales de suelo o roca se pueden
desplazar unos cm al año. En el desplazamiento influyen el aumento de volumen de los materiales con
agua o hielo y la posterior disminución.
La
solifluxión es un proceso en el que participan tanto el flujo como la reptación, en suelos
saturados de agua. Son pequeños y lentos flujos viscosos producidos intermitentemente en cada ciclo
hielo-deshielo, sobre todo en zonas periglaciares. La capa superficial deshelada y saturada de agua,
fluye lentamente sobre el suelo permanentemente helado.
Un último proceso que podemos incluir en este apartado es el que da lugar a los
desprendimientos, caída de fragmentos (a veces muy grandes) de roca.
Acción erosiva de los ríos y otras formas de aguas superficiales
Los ríos son agentes importantísimos para el modelado del relieve. Ejercen su acción en todos
los lugares de los continentes excepto grandes desiertos y zonas cubiertas por hielo. Se distinguen
tradicionalmente tres tramos en el curso de un río: cursos alto, medio y bajo, en los que predominan,
respectivamente, la erosión, el transporte y la sedimentación (aunque estos tres procesos se pueden dar
en cualquiera de los tramos).
Si representamos la altura relativa de cada punto a lo largo del recorrido de un río tendremos el
perfil longitudinal, cuyo punto más bajo (nivel de base) estará en la desembocadura. Se dice que los
ríos tienden a erosionar hasta alcanzar un
perfil de equilibrio, una línea cóncava desde el nacimiento
hasta el nivel de base. En realidad, el perfil de equilibrio no se alcanza en la práctica, pues diversas
causas pueden hacerlo variar (por ejemplo, un cambio en el nivel de base como consecuencia de una
glaciación, un periodo interglacial, movimientos isostáticos, actividad orogénica,...). En su tendencia a
conseguir el perfil de equilibrio, los ríos realizan
erosión lineal, ahondando en su cauce. Además, se
llama
erosión remontante o regresiva, porque viene determinada por el nivel de base; a partir del nivel
de base se tiende a excavar y dicha acción erosiva va manifestándose cada vez más “aguas arriba”, va
remontando el río. Un ejemplo de dicha erosión remontante es el desplazamiento de las cataratas o
cascadas, que se mueven hacia la cabecera del río.
La potencia erosiva de un río depende en buena parte de la energía cinética del agua
(relacionada con la pendiente) y de los materiales transportados. La resistencia a la erosión fluvial
viene condicionada por factores como la dureza del sustrato y la vegetación.
El
perfil transversal de un valle fluvial (corte perpendicular al curso del río) presenta
típicamente forma de V más o menos cerrada en el curso alto, y de artesa (fondo plano) en el curso
bajo, siendo una V abierta o una artesa en el curso medio. La forma del perfil transversal se debe tanto
al río (erosión y sedimentación) como a la erosión de las aguas de arroyada en las laderas del valle y a
lo fenómenos de ladera que hemos visto en el apartado anterior.
Algunas estructuras fluviales en las que interviene de forma importante la erosión son las
ollas,
pilancones o marmitas de gigante, excavaciones con esta forma que suelen estar principalmente en el
curso alto; y las
cascadas y cataratas, en las que un desnivel brusco inicial, que va retrocediendo por
erosión remontante, provoca caída vertical de agua. En otras estructuras, como los
meandros o las
terrazas fluviales, deben intervenir los procesos de erosión y sedimentación.
Los ríos son cursos permanentes de agua. En cambio, los
torrentes son cursos de agua
estacionales o esporádicos. Entre ellos se encuentran los
torrentes de montaña y las ramblas (propias
de zonas más o menos áridas). En un torrente de montaña se distinguen tres tramos: cuenca de
recepción, canal de desagüe y cono de deyección; la erosión puede ser muy intensa en los dos primeros
tramos. En una rambla, de fondo más plano, el agua circula esporádicamente, cuando hay lluvias más o
menos importantes, pero la erosión puede ser muy fuerte en buena parte del curso de la rambla
(especialmente cerca de las cabeceras), mientras grandes cantidades de sedimentos se depositan en la
zona más baja.
Otra forma de aguas superficiales son las
aguas de arroyada (se han llamado también aguas
salvajes), aguas que no tienen cauce fijo, sino que, procedentes de la lluvia o del deshielo, corren por la
superficie del terreno, a favor de pendiente. Las aguas de arroyada pueden ser un agente muy
importante en zonas con materiales blandos (arcillas, margas) y donde se dan condiciones de cierta
aridez (ligada a torrencialidad de las precipitaciones y a poca cobertura vegetal). En estos terrenos, las
aguas de arroyada dan lugar a excavaciones del terreno, llamadas
cárcavas y barrancos, formándose
paisajes conocidos como
badlands, que abundan en la región de Murcia.
Acción erosiva del viento
Dejando ahora aparte la influencia del viento en el oleaje y en las corrientes marinas, la acción
eólica se desarrolla principalmente sobre materiales sueltos y de pequeño tamaño, en zonas desérticas y
semidesérticas de los continentes. Sus efectos geológicos pueden ser muy importantes, aunque en
ocasiones se han minimizado.
La acción de barrido del viento sobre los materiales sueltos superficiales recibe el nombre de
deflación. Por deflación continuada se puede producir la pérdida de materiales finos de la superficie, la
cual queda convertida en un desierto de piedras o
reg. Por otra parte, el viento cargado de partículas
puede golpear las rocas, erosionándolas, en un proceso conocido como
abrasión eólica. Así se pueden
formar incluso arcos naturales en las rocas, o superficies agujereadas (“nido de abeja”).
Otras estructuras formadas por el viento (rizaduras, dunas, desiertos arenosos, loess) se deben a
sedimentación.
Glaciares
La acción erosiva y transportadora de un glaciar puede ser muy intensa, aunque en conjunto los
glaciares hayan tenido menos importancia que los ríos en el modelado de la superficie terrestre. Con el
término
glaciares nos podemos referir tanto a los grandes casquetes de hielo o inlandsis (Groenlandia,
la Antártida) como a los
glaciares de montaña, acumulaciones menores (Himalaya, Alpes, Andes,...).
El hielo de los glaciares se forma a partir de la nieve acumulada, siendo muy importante el
efecto del peso de las capas superiores de nieve sobre las inferiores. Con espesores importantes, y bajo
esfuerzos prolongados, el hielo se comporta como un material plástico y puede fluir. En un cuerpo
glaciar pueden diferenciarse dos zonas: la
zona de acumulación, donde las ganancias superan a las
pérdidas, y la
zona de ablación, donde ocurre lo contrario. En un glaciar de montaña, la zona de
acumulación es el llamado
circo glaciar, y en la zona de ablación encontramos la lengua glaciar (masa
que fluye descendiendo) y el
frente glaciar (extremo inferior de la lengua, donde tiene lugar la fusión
del hielo).
El hielo, como se ha dicho, puede tener una gran potencia erosiva. Por una parte, la masa de
hielo es capaz de arrancar fragmentos, incluso muy grandes, del terreno subyacente; también puede
desgastar parcialmente las irregularidades del fondo dando lugar a
rocas aborregadas. Por otra parte,
los fragmentos rocosos transportados pueden erosionar por el roce (abrasión). Así se excavan
profundos valles glaciares (se dice que tienen una forma típica de U); también aparecen
estrías tanto en
los fragmentos transportados como en las rocas del fondo y de las paredes del valle. Otras formas
típicas de la erosión glaciar son los
valles colgados (resultantes de la confluencia de dos lenguas
glaciares a diferente altura) y la
hombrera glaciar, cambio brusco de pendiente que nos informa hasta
dónde llegaba el hielo de una lengua glaciar. También hay que mencionar los
lagos glaciares,
formados a partir de un antiguo circo o bien por sobreexcavación en el valle glaciar.
Aunque aquí nos ocupamos principalmente de la acción erosiva, añadiremos que el hielo puede
transportar grandes cantidades de materiales, bien sobre la masa de hielo o en el seno de la misma, bien
arrastrándolos sobre el fondo. Los depósitos glaciares reciben el nombre de
morrenas.
Aguas subterráneas: acción kárstica
Las aguas subterráneas también son un importante agente geológico, pero ahora nos fijaremos
solamente en su acción, conjuntamente con aguas superficiales, sobre rocas solubles, especialmente
calizas, para formar un tipo de paisaje conocido como karst.
El carbonato cálcico, como tal, no es soluble en agua; pero con el dióxido de carbono se puede
transformar en bicarbonato cálcico, soluble.
CaCO 3 + CO 2 + H 2 O ® Ca ++ 2HCO 3
-
Las aguas no disuelven sólo superficialmente. Las calizas suelen presentar abundantes fisuras o
diaclasas por las que el agua se infiltra, disolviendo también en profundidad. Así se forman paisajes
agrestes y de gran belleza, en los que encontramos formas superficiales (formas
exokársticas) y formas
generadas en el interior (formas
endokársticas).
Entre las
formas exokársticas podemos mencionar los lapiaces o lenares, superficies de roca
con acanaladuras y muchas irregularidades, que resultan de la disolución superficial. Las
simas son
conductos verticales que pueden alcanzar gran profundidad. Las
dolinas (o torcas) son depresiones con
forma de embudo; algunas se forman solamente por disolución superficial, en otras además interviene
el hundimiento de cavernas situadas debajo. La unión de dolinas da lugar a
uvalas; también podemos
encontrar grandes áreas deprimidas llamadas
poljés. El afloramiento de aguas subterráneas ocurre en
grandes manantiales llamados
surgencias, que pueden ser nacimientos de ríos. También son frecuentes
los valles de paredes muy abruptas, casi verticales: pueden ser
cañones, o valles en fondo de saco
(valles ciegos).
Entre las
formas endokársticas se encuentran conductos, verticales y horizontales, que pueden
confluir formando grandes
cavernas, comunicadas por galerías. Tanto cavernas como galerías se
originan por disolución subterránea, pero en ellas se encuentran estructuras formadas por
precipitación
de carbonato cálcico: depósitos travertínicos, estalactitas, estalagmitas y columnas. El
desmantelamiento de los niveles superiores del karst puede poner de manifiesto estructuras que se
encontraban en profundidad.
La región de Murcia es rica en calizas, y en ella podemos encontrar numerosas formaciones
kársticas (aunque quizá no tan espectaculares como en otras zonas de España). Además de las rocas
calizas, otras rocas solubles pueden sufrir karstificación; en la limítrofe provincia de Almería podemos
encontrar un interesante ejemplo: el
karst en yesos de Sorbas.
Acción erosiva del mar: modelado costero
Nos fijaremos principalmente en la acción del mar sobre la costa. La estructura más importante
que se produce por erosión marina sobre la costa es el
acantilado, resalte de pendiente muy acusada en
el contacto entre la tierra y el mar, y debido a la acción o presencia del mar. El oleaje socava la base del
acantilado, provocando el desmoronamiento de los materiales situados por encima y dando lugar así a
un retroceso. Cuando en una costa hay materiales de diferente resistencia a la erosión se pueden formar
promontorios (zonas que sobresalen en la costa, por su mayor resistencia) y ensenadas (zonas más
erosionadas, en las que el mar ha hecho retroceder la línea de costa. Incluso podemos encontrar arcos
naturales e islotes, formados por materiales que han resistido la erosión.
Por otra parte, y aunque no entremos aquí en detalles, otra importante estructura costera es la
playa, pero ésta se produce por acumulación de sedimentos.
Transporte
Los materiales erosionados son necesariamente transportados a mayor o menor distancia. Los
materiales que resultan de la meteorización también pueden ser transportados, aunque no
necesariamente. A veces el transporte no se realiza por un determinado agente geológico, sino que los
materiales simplemente se mueven hacia abajo por la gravedad (desprendimientos, por ejemplo). En
muchas ocasiones los materiales son transportados por algún agente geológico (agua líquida, hielo,
viento). El hielo, como adelantábamos antes, puede transportar gran cantidad de materiales, y de todos
los tamaños, desde fino polvo hasta grandes bloques. Unos materiales van arrastrándose en el fondo del
glaciar o en contacto con las paredes, otros en el seno de la masa de hielo y otros sobre ella. Tanto los
materiales transportados como los depósitos glaciares reciben el nombre de
morrenas.
El
agua líquida puede transportar mediante diversos mecanismos:
*
Arrastre o rodadura. Los materiales se desplazan sobre el fondo (cauce de río o torrente,...).
*
Saltación. El material es transportado “a saltos”. Entra en contacto momentáneamente con el fondo
para ser levantado otra vez y transportado una cierta distancia.
*
Suspensión. Las partículas, generalmente de pequeño tamaño, viajan en el seno de la masa de aire.
*
Disolución. El material va disuelto en el agua.
El viento también puede transportar mediante arrastre, saltación y suspensión.
El que unos materiales se transporten mediante un mecanismo u otro depende del tamaño del
material y de la potencia del agente. Por ejemplo, un viento de cierta fuerza podrá transportar arena por
saltación, mientras que los materiales más finos (arcillas) irán en suspensión. En cambio, algunas
gravas o gravillas, en caso de ser transportadas, lo serán por arrastre.
Sedimentación
Puede llegar un momento en que los materiales transportados dejen de serlo y se depositen en
un determinado lugar: en esto consiste la
sedimentación. Los materiales pueden depositarse (a) por
pérdida de velocidad del agente transportador (agua, viento); (b) por pérdida de masa del agente
transportador (por ejemplo, agua que contiene sales en disolución y se va evaporando); (c) por otras
transformaciones o cambios en las condiciones (fusión de hielo, cambios de temperatura que
provoquen precipitación de CaCO 3 , etc.).
Podemos hablar de
sedimentación detrítica cuando se depositan fragmentos que pueden ser de
tamaño variable, pero en todo caso demasiado grandes para haber estado en disolución. Dentro de la
variación de tamaños, llamamos materiales finos a las arcillas y limos (pequeño tamaño de grano,
partículas no visibles a simple vista); los de tamaño medio serán las arenas, mientras que los materiales
gruesos serán gravillas, gravas, cantos y bloques. Hablamos de
sedimentación química cuando los
materiales estaban disueltos (o se han formado a partir de otros disueltos) y se depositan por causas
químicas (precipitación).
Los materiales depositados pueden acumularse en
cuencas sedimentarias. En rigor, las cuencas
sedimentarias son depresiones donde se acumulan sedimentos capaces de producir, con su peso,
subsidencia (o hundimiento) de la cuenca. Hay cuencas importantes en los bordes destructivos de placa
(complejo subductivo, cuenca tras-arco, cuenca de antepaís). También hay grandes cuencas intraplaca
(márgenes continentales pasivos, mares interiores). Aunque se pueden señalar importantes cuencas en
el interior de los continentes (por ejemplo, en rifts intracontinentales), las mayores cuencas
sedimentarias se encuentran en los océanos, sobre todo en zonas próximas a los continentes.
La sedimentación continental
Encontramos en los continentes diversos tipos de depósitos, según sus características y el agente
responsable del transporte y sedimentación. Mencionaremos algunos.
· Los
depósitos gravitacionales se pueden formar por la caída de fragmentos o por los fenómenos de
ladera vistos anteriormente. Dentro de ellos están los
taludes de derrubios, que se deben a caída de
fragmentos rocosos sin intervención del agua.
· Los
abanicos aluviales o conos de deyección son cuerpos sedimentarios que se encuentran al pie de
relieves abruptos y se deben a la acción de los torrentes. Son características de estos depósitos la
presencia de cantos angulosos y la heterometría. Varios abanicos aluviales unidos pueden formar un
depósito de piedemonte (o glacis, o conoglacis).
· Los
depósitos fluviales se llaman aluviones. Podemos encontrarlos en cualquier parte del curso del
río, aunque predominan en el curso bajo, donde pueden formar una
llanura aluvial sobre la que
discurre el río. Recordemos que algunas estructuras fluviales donde se da sedimentación son los
meandros y las terrazas fluviales. Además, después hablaremos de sedimentación en las
desembocaduras de los ríos (estuarios y deltas).
· Mencionaremos también los
depósitos lacustres, en los que pueden ser importantes tanto la
precipitación detrítica como la precipitación química.
· Los
depósitos glaciares se llaman morrenas. Presentan gran heterometría y estrías en los
materiales. A veces ocluyen el valle glaciar dando lugar a un lago de cierre morrénico. Se han
encontrado grandes bloques (
bloques erráticos) transportados por el hielo a mucha distancia de su
lugar de origen.
· Los
depósitos eólicos dan lugar a rizaduras a distintas escalas, desde las pequeñas ondulaciones o
rizaduras (
ripples) que se pueden encontrar en la arena sobre la que ha soplado el viento hasta
grandes dunas. Las dunas típicas tienen forma de media luna y se llaman
barjanes; abundan en
algunas costas y sobre todo en el desierto arenoso (
erg). Otro tipo de depósitos eólicos son los
loess, con materiales finos (tamaño entre limo y arcilla).
La sedimentación marina
En el medio marino, desde las zonas costeras hasta las grandes profundidades oceánicas, existen
gran variedad de medios sedimentarios. Las mayores acumulaciones de sedimentos, como se ha dicho,
se producen en los fondos oceánicos pero en zonas próximas a los continentes. Podemos distinguir dos
tipos de costas:
Atlánticas (corresponden a márgenes continentales pasivos, no están en bordes de
placa) y
Pacíficas (márgenes continentales activos, están en bordes de placa y concretamente en zonas
de subducción). Tanto en unas como en otras se pueden depositar grandes cantidades de sedimentos
que, en su mayor parte, proceden de los continentes.
Sedimentación en la zona costera. La estructura más importante que el mar forma por
sedimentación en la zona costera es la
playa. Los materiales que forman la playa han sido aportados
por ríos, ramblas,... pero son redistribuidos por las olas, con lo que las playas están sujetas a una
constante dinámica (que se puede ver afectada por intervenciones humanas como la construcción de
puertos deportivos). Las
barras, restingas o flechas son depósitos, frecuentemente arenosos, paralelos o
subparalelos a la costa y a cierta distancia de ella, o bien que prolongan la línea de costa hacia el
interior del mar, pudiendo incluso cerrar una bahía dando lugar a una
albufera. Otros depósitos,
llamados
tómbolos, unen lo que era un islote con la costa próxima.
También en esta zona debemos señalar las estructuras que se forman en las desembocaduras de
los ríos, debidas a la interacción del propio río y el mar. Un
estuario es una desembocadura de río
afectada por las mareas; suele ser una desembocadura más o menos abierta, en la que se pueden
depositar grandes cantidades de materiales arenosos y más finos. Ejemplos característicos de estuarios
son las rías cantábricas y atlánticas. Un
delta es un tipo de desembocadura en la que los materiales
depositados por el río avanzan sobre el mar, ganándole terreno; el río, obstaculizado por sus propios
sedimentos, se divide frecuentemente en varios brazos. Los deltas suelen darse en mares más o menos
tranquilos, donde las mareas y corrientes no son muy fuertes (Mediterráneo, por ejemplo).
Sedimentación en las plataformas continentales. Las plataformas continentales son zonas de
profundidad moderada (hasta 200 m), situadas entre la línea de costa y el talud continental. En ellas se
acumulan grandes cantidades de sedimentos; en algunas son predominantemente detríticos (arenas,
arcillas), en otras son predominantemente químicos (carbonatos, precipitados por la acción de los seres
vivos).
Sedimentación en otras zonas oceánicas. Ya hemos mencionado la sedimentación en márgenes
continentales activos, en los cuales los sedimentos, que pueden sufrir intensas deformaciones, dan lugar
al
complejo subductivo o prisma de acreción.
El
talud continental es la zona situada más allá de la plataforma continental, con mayor
pendiente que ésta. La desestabilización de materiales depositados en la plataforma y en el talud hace
que se precipiten hacia abajo dando lugar a
corrientes de turbidez. Tanto la plataforma como el talud
pueden estar excavados por profundos
cañones submarinos, posiblemente como consecuencia de la
actividad erosiva de las corrientes de turbidez.
La sedimentación en las zonas marinas alejadas de los continentes recibe el nombre de
sedimentación pelágica. Algunos de los materiales proceden de los continentes, como las turbiditas
(depósitos de las corrientes de turbidez), ciertos depósitos arcillosos y otros aportados por los icebergs
(paratillitas). Otros depósitos pelágicos, como los
fangos calcáreos o los fangos silíceos, no tienen
relación con los continentes y son muy ricos en restos de organismos (foraminíferos en los primeros,
diatomeas y radiolarios en los segundos).
Arrecifes. Son estructuras formadas por la actividad constructiva de los seres vivos,
especialmente
corales y algas calcáreas. Se trata de depósitos de materiales calizos que se han
formado por precipitación y por acumulación de esqueletos de organismos (corales). Los arrecifes de
coral sólo se pueden formar en zonas poco profundas y de aguas cálidas (mares tropicales). Existen tres
tipos de arrecifes:
arrecifes marginales, muy próximos a la costa; arrecifes barrera, paralelos a la costa
pero separados de ella por una zona más o menos amplia; y
atolones, de forma circular y sin relación
con la costa. Darwin propuso la teoría de que, por subsidencia de una isla volcánica, un arrecife
marginal podía transformarse en un arrecife barrera y más tarde en un atolón.
Aparte de su interés geológico, en los arrecifes de coral se encuentran ecosistemas de una gran
riqueza y biodiversidad (quizá los más ricos del medio marino).

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