Nº 1
Teorías del origen.
Principales teorías de la formación de las Islas Canarias.

DE LA DERIVA CONTINENTAL A LA TECTÓNICA DE PLACAS

Contendio editable (editable content)


1) Primeros seguidores de Wegener

Deriva Continental:

La teoría de la deriva continental de Alfred Wegener hace referencia al movimiento de los continentes. Para la explicación de dicha teoría, Wegener se basó en pruebas empíricas, como el supuesto encajamiento de los continentes africano y sudamericano y los fósiles de animales, además de factores similares en especies de animales vivos, que debido al aislamiento posterior evolucionaron de manera distinta pero que mantienen rasgos comunes. Este aspecto sería demostrado con posterioridad como consecuencia del avance de las técnicas de comprobación del ADN y C14. Este desplazamiento continental se produce lentamente y de manera muy pausada.

Con posterioridad, Wegener y su teoría tendrían una serie de seguidores entre los que destacan Alexander Logie du Toit (que expone la existencia de dos supercontinentes llamados Laurasia y Gondwana, separados entonces por el mar de Thetys), John Joly (conocido por el desarrollo de técnicas para datar la edad de los periodos geológicos mediante la radiactividad) y Arthur Holmes (que fue el primero en relacionar la deriva de los continentes con las corrientes de convección).

Además de estos autores, también surgen nuevos métodos de investigación como el paleomagnetismo, que consiste en la datación de las rocas por medio del campo magnético terrestre. En él se producen dos tipos de imantación diferentes (la polaridad o anomalía positiva coincidente con el campo magnético actual y la polaridad o anomalía negativa orientada a la dirección opuesta). Esto permitió saber a la latitud a la que estaba cada masa continental pero no su longitud.

2) Lapsus II Guerra Mundial

A partir de 1950 se utilizan instrumentos y técnicas de la II G. M. junto con na recuperación económica. Se producen nuevos estudios sobre paleomagnetismo y la exploración de los fondos oceánicos que revitalizan la deriva continental.

Paleomagnetismo:

El campo magnético terrestre da lugar a dos tipos de imantación, una de ellas es la imantación inducida (que es la que indica la brújula). Coincide con la dirección del campo magnético en el momento de formación de la roca siempre que tenga materiales ferromagnesianos.

Polaridad o anomalía positiva: la roca que se está formando actualmente quedará su material ferromagnesiano orientado hacia el campo magnético actual. Polaridad o anomalía negativa: si se ha formado en el pasado, indica el campo magnético del pasado.

Permitió saber la latitud a la que se encontraba cada masa continental y si el continente se ha movido con respecto al polo pero no es posible saberlo con su movimiento de longitud.

Como el basalto se genera continuamente y pasa a ser corteza oceánica se obtiene una distribución en bandas magnéticas positivas y negativas. La expansión va sobre 2 - 18 mm. al año, con media de 12 mm. El estudio puso de manifiesto que no existe superficie oceánica mayor de 200 millones de años.

Exploración de los fondos oceánicos:

Estos datos aportaron toda la topografía submarina.

Estructura interna de las áreas oceánicas (cortes de la corteza oceánica) de mayor densidad y menor potencia. Aparecen conceptos de litosfera y astenosfera.

También se lleva a cabo el estudio de las formas del relieve oceánico. Permitió la exploración y distinción de tres grandes zonas topográficas:

1) Los márgenes continentales.

2) Las llanuras abisales.

3) Las dorsales oceánicas.

Por lo que se desmintió que todo el océano fuera plano, en continuo descenso.

- Márgenes continentales de tipo Pacíficos (activos y sísmicos):

a) Fosas oceánicas: donde el océano alcanza su mayor profundidad.

b) Cadenas arcos islas.

c) Mares interiores.

- Cuencas oceánicas o llanuras abisales (entre 4.000 y 6.000 m. de profundidad, de sectores llanos y accidentados por islas submarinas):

a) Islas oceánicas o arco volcánico: cadena de volcanes que se forma sobre la corteza continental cuando una corteza oceánica colisiona con ella y subduce bajo ésta.

b) Atolones Guyots: islas de superficie plana debida a la acción del mar.

- Dorsales Oceánicas: cadenas compuestas por basalto. Puntos triples (unión de varias dorsales.

- Márgenes continentales de tipo Atlánticos (pasivos y asísmicos).

- Plataforma continental (hasta 200 kms, de escasa pendiente atenuado por la deposición de sedimentos).

- Talud continental (enmarcamiento sedimentario de una corteza muy fracturada que corresponde al borde real del continente):

a) Cañones submarinos.

b) Abanicos detríticos (turbiolitas).

3) Expansión de los fondos oceánicos

La teoría de la expansión de los fondos oceánicos propuesta por Harry Hess es la teoría que uniría la deriva continental de Wegener con la tectónica de placas. Esta teoría explica que en las zonas centrales de las dorsales mesoceánicas se produce un ascenso convectivo del manto, por la fusión parcial del material ascendente y como consecuencia de ello el fondo se va a ir desplazando para dejar lugar a la acumulación de nueva corteza oceánica. A este proceso se le denomina acreción. También se hablaba de un proceso de subducción de corteza oceánica como resultado del choque de la corteza oceánica contra una continental, generando la subducción de la primera. La teoría de la expansión de los suelos oceánicos no fue aceptada hasta la aportación de pruebas sólidas, la cual se confirmaría al conocer la mecánica de los terremotos. Los terremotos sólo se pueden dar en la litosfera (López Bermúdez, F. 1992) que alcanza un espesor de 5-7 kms en la oceánica y 70-100 en la continental. Sin embargo, el seguimiento de los sismos indicaba que se podían producir a profundidades mayores. Debido a este proceso de subducción, la corteza oceánica puede penetrar en profundidad hasta alcanzar cifras cercanas a los 600 kilómetros.

Expansión acelerada durante los últimos 200 millones de años.

Expansión despreciable durante los 4.000 millones de años anteriores.

A partir de 1960 se desarrollaron nuevas investigaciones como la de Frederick John Vine (1963), Tuzo Wilson (1964), Robert Dietz, Bruce Heezen, Maurice Edwing, entre otros, introduciendo algunas modificaciones o nuevas aportaciones.

En 1963, Fred Vine y Drumond Mathew propusieron que ese modelo magnético era la evidencia de dos fenómenos totalmente distintos:

1)La expansión de los fondos oceánicos a partir del eje de las dorsales.

2)Inversiones en el campo magnético terrestre.

Cuando el basalto emerge en el sector del eje de la dorsal se solidifica y queda magnetizado en la dirección que prevalece en ese momento.

En 1964, Tuzo Wilson introdujo algunas modificaciones esenciales en el planteamiento de los hechos sobre las dorsales oceánicas. La zona del eje y su inmediato vecino están unidos por una fractura (tres tipos de fallas): extensionales, compresionales y transformantes). La falla transformante es de tipo horizontal pero no una falla de tipo horizontal ordinaria sino especial. El movimiento es distinto al de las fallas horizontales.

Wilson demostró que el dibujo que tienen es el mismo que se produjo cuando se rompieron los continentes. Los ejes de la dorsal son así desde que se formaron y están siempre a la misma distancia aunque no siempre se cumpla. Wilson es el primer autor que utiliza el término de placa litosférica.

Varios tipos de fallas transformantes:

Eje--------falla transformante--------eje.

Eje--------falla transformante--------zona de subducción.

Zona de subducción--------falla falla transformante--------zona de subducción.

Objeciones:

1) Explicar la dinámica de los desplazamientos. Era difícil concebir que la cédulas de convección presentasen formas tan poco regulares como la de las fallas transformantes.

2) Explicar la falta de correspondencia exacta entre zonas de acreción y subducción.

Proceso de subducción:

La tectónica de placas dice que los sismos sólo se pueden producir en la litosfera. Pero debido a la subducción de la corteza oceánica bajo la continental ésta puede penetrar en el manto, produciéndose terremotos hasta los 600 kms de profundidad.


Su distribución en profundidad, en algunos sectores los movimientos sísmicos se van haciendo tanto más profundos cuanto más cercanos al bloque continental.

Proceso de acreción:

Creación de nueva corteza oceánica en las dorsales mesoceanicas.

África y La Antártida no tienen zonas de subducción solo de acreción.

TECTÓNICA DE PLACAS

La Tectónica de Placas expone que la litosfera está compuesta por un mosaico de placas en continuo movimiento. Si las placas se separan, la astenosfera asciende produciéndose la acreción. Mientras que si las placas convergen, se produce la subducción en el lado opuesto. Por lo que tenemos límites de placas constructivos, destructivos y los pasivos o zona de falla transformante, donde ni se crea ni se destruye la corteza y los terremotos son someros (este es el caso de Canarias).

Por lo tanto hay tres tipos de colisión: corteza oceánica con continental (subducción), oceánica con oceánica (subducción) y continental con continental (obducción).

La capa más externa es rígida pero no continua, sino que está constituida por un mosaico de placas litosféricas. Esas placas no son estables sino que están en un continuo movimiento relativo. Si las placas se separan, la astenosfera asciende y se produce el proceso de acreción. Si las placas convergen, una de ellas cabalgan sobre la otra a lo largo de la zona de subducción y se hunde en el manto.



Placas tectónicas de la superficie terrestre. Fuente:Wikipedia (deriva continental) 2013.

Límite de falla transformante:

Inactivos: si no existe ni subducción ni acreción, las placas se deslizan una respecto a la otra.

Los límites entre placas son siempre sectores activos.

Los límites se establecieron utilizando información sísmica.

Casos problemáticos de delimitación:

Las placas tectónicas son unidades geológicas básicas que va más allá de la dualidad continente - océano. Las placas varían mucho en cuanto a (tamaño y tipo de corteza implicada). Sus límites no coinciden con los bordes continentales.

Caracteres generales de los límites de placas litosféricas:

LIMITES DE PLACAS CONSTRUCTIVOS (DIVERGENTES):

Nueva creación de corteza oceánica. Intensa actividad sísmica y volcánica. Con terremotos someros (70 kms.). No profundos. Cercanos a la superficie. Resultado de procesos distensivos. Se desplaza a ambos lados.

LIMITES DE PLACAS DESTRUCTIVAS (CONVERGENTES):

Sectores donde se destruye corteza terrestre (oceánica o continental). Asociados a zonas con fosas y sistemas de arco islas. Son sismos de focos someros y profundos. Fuerzas tectónicas de compresión.

LIMITES DE PLACAS PASIVOS (TRANSFORMANTES):

Áreas donde ni se crea ni se destruye corteza. Áreas donde las placas se deslizan unas respecto a otras. Sin subducción ni acreción. Los terremotos de tipo someros. Fuerzas tectónicas de compresión.

CICLO DE WILSON (6 fases):

El número y distribución de las placas litosféricas es particular de cada momento de la historia geológica.

Fase inicial (supercontinente).

1ª Fase: fase embrionaria de fracturación continental (Rift Valley).

2ª Fase: Golfo oceánico. Hundimiento. Penetración de agua de mar en la fosa. Cuenca oceánica joven (Mar Rojo).

3ª Fase: Cuenca oceánica madura plenamente desarrollada con una dorsal oceánica en su centro (Océano Atlántico).

4ª Fase: Cuenca oceánica en reducción e inicio del cierre de la cuenca con subducción (Océano Pacífico).

5ª Fase: Cuenca oceánica estrecha sin subducción, cuenca oceánica cerrada (Mar Mediterráneo).

6ª Fase: Colisión continental. Cierre completo de la cuenca oceánica. Formación de cadenas montañosas (El Himalaya).



CICLO DE RINGWOOD

Describe los aspectos geoquímicos del ciclo de Wilson.

Tres tipos de colisión entre placas:

Corteza oceánica - Corteza continental.

Corteza oceánica - Corteza oceánica.

Corteza continental - Corteza continental.

Los tipos de cordilleras de colisión dependen de dos factores fundamentales:

De los rasgos estructurales de los conjuntos que entran en colisión. Qué tipo de estructura previa hay antes de la colisión.

A partir de la forma de contacto entre los bloques que entran en colisión.

¿Qué produce el movimiento de las placas?

Modelos convectivos:

1) Las cédulas de convección afectan a todo el manto. Una cédula convectiva enorme.

2) Las cédulas de convección afectan a la parte superior del manto.

3) Las cédulas de convección afectan a la astenosfera.

4) Modelo de pocos penachos térmicos ascendentes. El flujo descendente es lento y afecta a todo el manto.

En la actualidad se utilizan dos tipos de teoría (cuatro modelos) para el transporte convectivo de materia:

No se sabe cual es el modelo exacto que provoca el movimiento de la litosfera.

Teoría de placa pasiva:

Designa a la teoría clásica de convección. La litosfera es transportada pasivamente por la astefosfera.

A) Convección profunda (desechada por la elevada viscosidad del manto).

B) Convección somera (geometría de las cédulas convectivas - desechada).

Teoría de placa activa:

C) De empuje (la distribución de las plumas magnéticas en el tiempo - desechada).

D) De arrastre (solo es efectiva una vez comenzada la subducción y no como agente inicial).

Condiciones finales:

Debe haber exacta compensación entre la materia que se crea, la que se desplaza y la que se destruye (subduce), ya que no ha aumentado el radio de La Tierra.

Los circuitos de transporte solo pueden afectar a la litosfera y a la astenosfera (diferencias de densidad).

Como existen más bordes constructivos que destructivos, el mecanismo debe explicar por qué y cómo las placas se destruyen más deprisa de lo que se crean.

Puesto que no hay relación uno / uno entre zonas de acreción y subducción, los circuitos que transportan masa no pueden aportar la forma simple de la cédula de convección que enlace zonas de acreción y subducción.

Ha de satisfacer un aspecto de carácter geométrico: si las placas pueden cambiar de superficie, los bordes pueden moverse uno respecto a otros y por lo tanto las cédulas convectivas deben cambiar al mismo tiempo que las placas.

LAS DORSALES MESOCEÁNICAS

Según la tectónica de placas, la actividad volcánica que se produce es imprescindible para explicar la expansión y renovación del fondo oceánico. Corresponde a sectores donde existen fracturas de la litosfera que permite el ascenso del magma.

A ese proceso se le llama Rifting:

1) Fractura de la litosfera.

2) Compresión de la capa más superficial del manto.

3) Depresión del manto = fusión parcial del manto (tres partes de dunitas una de basalto). * La dunita tiene un punto de fusión más alto que el basalto, por eso está mayoritariamente constituida de basalto.

4) Generación de magma basáltico (1.100 ºC). El basalto que se genera es el MORB (meso-oceanic rift basalt) que viene diractamente del manto.

Las dorsales mesoceánicas:

Son cadenas volcánicas submarinas (2.400 - 2.800 m. de profundidad). Poseen un gran desarrollo longitudinal (entre 6.000 - 7.000 kms.).

Toda la cadena volcánica es activa aunque no todos los volcanes de esa cadena están en actividad al mismo tiempo. La lava surge entre 1.100 - 1.200 ºC y su derrame es tranquilo pues la presión ejercitada por la columna de agua del mar impide un comportamiento explosivo. Actividad volcánica efusiva. Los volcanes están formados por acumulaciones de lavas submarinas (lavas almohadilladas y lavas tabulares).

La actividad volcánica de las dorsales se concentra en las zonas axiales:

Ejes entre 2 - 4 kms de distancia mínima.

Ejes entre 6 - 8 kms de distancia máxima.

Lavas almohadilladas: pertenecen a la formación denominada complejo basal y representan el primer ciclo volcánico de las Islas Canarias, por lo que aparecen siempre hacia el techo de dicha formación. En Canarias son visibles en tres islas (La Palma, La Gomera y Fuerteventura).


Morfología de las dorsales volcánicas (rasgos específicos):

Variable en función del ritmo de expansión del suelo oceánico y en función de la intensidad volcánica:

Dorsales de expansión lenta (2 cms al año): Dorsal Atlántica Central y Dorsal Índico - Arábiga. GRABEN BIEN DEFINIDO, formado por fallas normales conjugadas de disposición simétrica a partir del eje de la dorsal.

- 30 kms de ancho.

- 1.500 m. de escarpe máximo.

- Zona axial de más de 3 kms situado en lo más profundo de la depresión. Relieve desarticulado.

- Depresiones marginales.

- Escarpes (300 - 400 m.) normalmente.

- Taludes entre escarpe y escarpe.

- Giar (fisuras y grietas).

- Edificios volcánicos (200 - 400 m. de hondo y 1 km de diámetro).

Dorsales de expansión media (6 cms al año): Sur de California.

- Escarpes tectónicos (100 - 200 m. de altura).

- Brechas tectónicas de 1- 5 kms de anchura.

- Zona extrusiva central con sus depresiones marginales.

- Edificios volcánicos (50 - 100 m. de altura y 400 m. de diámetro). Baja relación de aspecto pues están formados por coladas.

- Las lavas de estos edificios rellenan las depresiones del rift formando superficies rugosas de varios kms.

- Formación de lagos de lava.

1ª fase: apertura de la fisura. La lava recubre los sedimentos impregnados en agua y rellena la depresión. Formación de una corteza vítrea por consolidación.

2ª fase: el agua revenida en la base, al ser calentada por la lava, se transforma en vapor a presión y fluye a través de la lava. El agua del mar penetra por estas fisuras y generan columnas verticales por enfriamiento.

3ª fase: la lava desciende de nivel y da lugar a una bóveda y columnas especializadas.

4ª fase: la bóveda se desploma parcialmente y los fragmentos recubren el fondo de la depresión.

Dorsales de expansión rápida (10- 20 cms al año): Dorsal del Pacífico Oriental. Es tanta la cantidad de magma que se emite que se forma una estructura con forma de tarta agrietada en la parte superior (a mayor expansión mayor emisión de magma).



Fracturas, fallas y grietas:

El sistema de fracturación principal de las dorsales que sigue unas pautas comunes y que derivan de los caracteres tectónicos, de apertura y expansión del fondo oceánico. Constituidos por una serie de fallas transformantes, la mayoría de las dorsales se configuran como fosas tectónicas delimitadas por escarpes de falla conjugadas normales y dispuestas paralelamente entre sí y simétricamente respecto al eje del rift.

Fisuras generadas por la acción de fenómenos de distensión persistentes.

Grietas de bordes escarpados y paredes verticales.

Con anchuras desde varios cms hasta metros.

Grietas - Giar - Gjar (plural Gja) o Giares: es un término islandés que hace referencia a grietas profundas y rectilíneas.

ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

A partir de todos los datos aportados por los métodos geofísicos se llega a la conclusión de que La Tierra está formada por una serie de capas concéntricas y sucesivas. Desde el principio de los años 20 del siglo XX se admite que La Tierra puede ser subdividida de forma bastante amplia en tres grandes capas.



La corteza: la capa más superficial y de menor grosor.

El manto: entre la corteza y el núcleo.

El núcleo: la capa más interna.

También se dieron cuenta de que existían discontinuidades entre las capas debido a la propagación de las ondas sísmicas.



Con posterioridad, Bullen estableció la subdivisión de las distintas capas de la siguiente forma:

La Corteza

Los sectores de corteza continental tienen zonas entre 70 - 100 kms mientras que las oceánicas entre 5 - 7 kms.

La corteza corresponde al sector más superficial y está caracterizada por una velocidad siempre superior a los 8 kms/seg de propagación de las ondas sísmicas. Según lo que se desprende del análisis de la profundidad es posible diferenciar tres tipos de corteza terrestre (la continental, la oceánica y la mixta o intermedia).

Dentro de la continental, el comportamiento de las ondas no es igual en las zonas estables que en las que tienen intensa actividad sísmica y volcánica. Como regla general la corteza tiene un espesor medio de 30 - 35 kms. en las zonas estables tectónicamente. Dentro de la corteza, Conrad sugirió dos capas distintas: una capa granítica superior y otra basáltica inferior. Esas capas equivalen al antiguo Sial y Sima.

La capa granítica: en primer lugar existe un sector de rocas de tipo sedimentario sin plegar ni transformar y de potencias poco considerables, densidades bajas y luego la capa granítica con espesores de 10 a 15 kms. Se trata de una capa construida por rocas de tipo cristalino y en ella el granito es abundante (gneis y micaesquistos). La velocidad de las ondas P es de 6 kms/seg. Es una capa de color claro donde dominan los minerales como los feldespatos y el sílice (también se llama capa félsica).

La capa basáltica: es una capa que nunca aparece visible en superficie. Su composición se deducido a través del estudio de las ondas sísmicas, cuyos tiempos de propagación corresponden al basalto. En la actualidad es una capa que se está deduciendo. En esta capa la velocidad de propagación de las ondas P es mayor que en la granítica y se establece entre 6,7 - 7,1 kms/seg. La densidad entre 2,9 - 3,1 cm3. Se trata de una capa donde los materiales abundantes son el hierro y el magnesio. Se llama capa máfica y constituye una capa con rocas de color oscuro.

Corteza continental:

En las regiones tectónicamente estables los sectores de corteza continental tienen mayor grosor y una estructura más compleja. En estas regiones se encuentran las mismas capas que han sido definidas para las regiones estables. Pero esas capas pueden haber estado sometidas a transformaciones importantes. Por ejemplo, la capa de sedimentos superior puede aparecer totalmente fracturada o plegada. Sin embargo, la modificación más importante corresponde a un hundimiento generalizado de la discontinuidad de Mohorovicic, de tal forma que ésta puede aparecer a profundidades de 60 o 100 kms (El Himalaya está a 80 kms de profundidad).

En ocasiones la discontinuidad de Moho puede estar totalmente ausente, incluso puede que la capa basáltica tampoco aparezca, de tal manera que la capa granítica puede entrar en contacto directo con el manto. Las rocas tienen más del 60% de contenido en sílice, lo cual quiere decir que son rocas ligeras.

Corteza oceánica:

Tiene una densidad mayor (2,9 - 3,1 cm3). Está constituida por rocas de menos del 60% de sílice. y se caracteriza por tener mucha menor potencia que la de carácter continental. El carácter esencial que define a la corteza oceánica es la ausencia de la capa granítica.

Una diferencia importante entre la continental y la oceánica es la edad, ya que la oceánica es bastante más reciente.

Hay diferencias entre los sectores oceánicos típicos: las cadenas montañosas que recorren el centro de cada uno de los océanos denominados como dorsales mesoceánicas y las cortezas que caracterizan los mares interiores.

1) Capa de roca de carácter sedimentario tiene potencias muy poco importantes que son del orden de los 300 m.

2) Por debajo está la capa esencialmente basáltica, con espesores de aprox. 5 -7 kms. Se distinguen dos capas: una superior de espesores débiles 1.700 m. y que corresponden a coladas de tipo basáltico (lavas almohadilladas). Debajo 4.800 m. de espesor medio de potencia constituido por basaltos metamorficados.

En los mares interiores la capa puede ser considerada como corteza oceánica puesto que está ausente la capa granítica. En contra partida, tiene una capa sedimentaria de hasta 10 kms de potencia.

Corteza mixta, intermedia o de transición:

Se caracteriza porque tiene una capa granítica muy delgada y presenta la discontinuidad de mohorovicic a unos 20 kms de profundidad.

El Manto

Desde los 200 - 400 kms hasta los 2.900.

Manto inferior (1.000 a 2.900 kms.).

Manto superior (200 - 400 hasta la discontinuidad de Moho).

Zona de transición entre 200 - 400 hasta 1.000 kms. (discontinuidad de repetti).

Por encima de la discontinuidad de Gutemberg está el manto. Es la capa más importante. Representa el 84% del volumen total y el 69% de la masa. Ademas se producen fenómenos que afectan de modo directo a la corteza terrestre.

En el manto se han distinguido tres zonas distintas en función del tiempo de propagación de las ondas sísmicas P y S. Los límites no son siempre claros y más en el manto. Por ejemplo, las ondas P tienen un incremento suave más o menos hasta los 400 kms. y a partir de aquí un incremento brusco.

Los tipos de materiales son: no se han definido con claridad pero parece ser un material rico en hierro y emparentados con las lavas peridotitas (olivino).

La discontinuidad de Moho: por encima del manto (en el límite entre éste y la corteza) existe un incremento entre las ondas P y S. Está señalando la existencia sobre superficie que corresponde a la discontinuidad de Moho. La mayor parte de los hipocentros se localizan siempre en sus proximidades. La profundidad tiene valores medios entre 30 - 40 kms. Sin embargo, esos valores medios están descubriendo diferencias importantes: bajo cadenas montañosas la discontinuidad se sitúa en torno a 70 - 80 kms. Bajo sectores oceánicos sube y se sitúa entre 5 y 7 kms. En sectores continentales estables se sitúa entre 30 - 35 kms. donde no hay terremotos, mientras en zonas con intensa actividad sísmica se localizan zonas donde puede desaparecer la discontinuidad (hasta 70 - 100 kms.).

El Núcleo

Desde los 2.900 kms. hasta el centro de La Tierra a 6.370 aprox.

Núcleo interno (desde 4.500 hasta 6.370 aprox.).

Núcleo externo (desde 2.900 hasta 4.500 aprox.).

Una zona de transición denominada discontinuidad de Wieckert.

En la discontinuidad de Gutemberg se produce un cambio radical de las propiedades físicas del interior del Planeta (por encima está el manto y debajo el núcleo).

Representa el 16% del volumen total y el 31% de la masa. Uno de los principales resultados que se obtienen de los estudios de las ondas sísmicas es que las S desaparecen al llegar a los 2.900 kms.

En 1963, Bullen, analizando el tiempo de propagación de las ondas P, dividió en núcleo en tres zonas distintas: en el núcleo externo las ondas P aumentan su velocidad de propagación desde los 8 kms/seg. hasta los 10 kms/seg. Por debajo del núcleo externo existe una zona de transición donde se observa una disminución de la velocidad de las ondas P. a partir de los 5.300 kms. las ondas P vuelven a aumentar su velocidad de propagación.

El núcleo está constituido por hierro y níquel fundamentalmente. Algunos autores dicen que el núcleo puede estar compuesto de hidrógeno condensado. No obstante, estudios recientes han demostrado que las temperaturas y presiones que existen en el núcleo son insuficientes para poder reproducir la condensación del hidrógeno, por eso se acepta que estaría constituido por hierro. Sin embargo, la densidad que tiene el núcleo es más baja que la determinada para el hierro a las temperaturas y las presiones del núcleo. por ello junto al hierro existen algunos elementos menos densos como el níquel, el sílice y el azufre. De acuerdo con esta idea el 80% del núcleo estaría constituido por níquel e hierro y el resto de sílice y azufre.

Discontinuidad de Gutemberg: constituye una superficie que supone un cambio brusco de los materiales que están a un lado y el otro de la misma.

DISCONTINUIDADES:

Según profundizamos, nos encontramos en orden de aparición:

Discontinuidad de Mohorovicic: Está a unos 30-40 km por debajo de los continentes y a unos 10 km de los océanos.

Discontinuidad de Gutenberg: A 2.900 km de profundidad.

Discontinuidad de Wieckert: A 5.000 km de profundidad.



Se han distinguido otras:

Discontinuidad de Conrad: A 15 km por debajo de los continentes.

Discontinuidad de Reppeti: A 700 km, donde se dan los terremotos más profundos.

La corteza terrestre (que se extiende hasta la discontinuidad de Mohorovicic).

El manto (que comprende entre la discontinuidad de Mohorovicic y la de Gutenberg).

El núcleo (que comprende desde la discontinuidad de Gutenberg hasta el centro de La Tierra).


Nueva clasificación:

En la actualidad se ha establecido una nueva subdivisión interna de La Tierra que presenta enormes similitudes con la antigua puesto que también define una serie de capas concéntricas que guardan relación con las de corteza, manto y núcleo. No está basada en la estructura y composición sino en las propiedades físicas que constituyen los materiales (litosfera, astenosfera, mesosfera y endosfera).

Litosfera:

Constituye toda la corteza terrestre y parte del manto superior. Aunque las capas que constituyen la litosfera son de composición química variable tienden a comportarse como una unidad, con comportamiento similar frente a las deformaciones tectónicas. Esta capa está constituida por rocas duras y rígidas pero con un comportamiento frágil. Puede alcanzar 150 kms aprox. en las zonas continentales más antiguas y menos de 50 kms bajo los sectores oceánicos. Dentro de la litosfera también se puede distinguir entre continental y oceánica.

Oceánica: es relativamente delgada y comprende una capa o corteza de poco espesor. Está formada por rocas basálticas casi exclusivamente. Densidad media de menos de 2,9 cm3. Punto de fusión de 1.500 ºC. La densidad de la continental es mayor a la oceánica y menor a la astenosfera.

Continental: es bastante potente y está constituida por una variedad de roca (gneis, granito) con puntos de fusión entre 600 - 700 ºC. Pierden su rigidez a profundidades menores que el manto que está por debajo y tiene como carácter esencial que constituyen rocas muy ligeras. Las rocas continentales se deforman más fácilmente bajo los efectos del calor que las rocas del manto y caracterizadas por tener puntos de fusión más bajos. Las rocas de la litosfera son más ligeras que las del manto por lo que no pueden ser transportadas a grandes profundidades.

El límite entra litosfera y astenosfera es esencialmente térmico. A un lado y al otro de ese punto la roca es la misma, tiene la misma composición química pero no se comporta igual porque tiene distinta temperatura.

La litosfera es una capa dura y rígida capaz de desplazarse o ser desplazada en bloque por encima de la astenosfera que es una capa blanda y plástica. la diferencia de densidad entre ambas capas determinan que la litosfera sea incapaz de penetrar en la astenosfera.

Astenosfera:

Es una capa blanda que se desarrolla en el manto superior y que se extiende hasta una profundidad de 300 kms. Las capas son el resultados de unas temperaturas elevadas (1.400 ºC). La mayoría de las rocas se encuentran próximas a su estado de fusión. La parte más blanda está situada a los 200 kms. Por debajo de los 300 kms. la resistencia de las rocas del manto aumentan paulatinamente de nuevo. La velocidad que poseen las ondas P es bastante reducida y solo puede ser explicada mediante una fusión parcial de las rocas que lo constituyen. Se trata de una placa constituida por rocas parcialmente fundidas (peridotitas), roca ultramáfica de piroxeno y olivino, con densidad 3,3 gr/cm3 y funde a 1.400 ºC. Por debajo de la astenosfera está la mesosfera.

Mesosfera:

Abarca parte del manto superior y todo el manto inferior. Las propiedades físicas de esta capa y la localización de su límite superior todavía no están totalmente definidas, pero parece que se trata de una capa que se deforma menos que la astenosfera pero más que la litosfera. El límite inferior está localizado a 2.900 kms. (en la disc. de Gutemberg) en el contacto entre el manto y el núcleo externo. de todas maneras en la mesosfera a 2.700 kms. existe una región importante definida como capa D. ha sido definida en función del comportamiento de las ondas sísmicas pues existe un importante descenso de las ondas P, por lo que se cree una región parcialmente fundida. Quiere decir que existe la posibilidad que haya transporte de calor de la zona del núcleo a la zona del manto. Si el flujo de calor de la zona D es elevado posibilitaría que parte del manto ascendiera hasta la base de la litosfera lentamente. Ese ascenso se denomina en geología y geofísica como plumas ascendentes.

Endosfera:

Por debajo de la mesosfera. Es poco conocida, parte fundida correspondiente totalmente al núcleo.



GEOMORFOLOGÍA ESTRUCTURAL

La estructura es el orden y el agrupamiento de las partes de un todo. La Geomorfología Estructural estudia las formas del relieve controladas por la estructura.

La estructura está formada por tres tipos:

1) Naturaleza y tipo de roca (litología).

2) La disposición y la estructura que diferencian las distintas capas de la estructura terrestre (tectoestática).

3) Deformaciones de las capas o transformaciones de las capas (tectodinámica).

La caracterización de un territorio permite ver la evolución del mismo partiendo de tres principios:

Principio de actualismo: todos los procesos geológicos que se producen hoy son los mismos que se produjeron en el pasado (varía el ritmo y la frecuencia con los años).

Principio de superposición: las capas situadas en la parte inferior de una serie son más antiguas que las superiores si no se producen fallas o pliegues (principio de continuidad).

Principio de identidad palentológica o de asociación faunística: dos estratos con igual contenido fósil son de igual edad, estén donde estén dispuestos, pueden estar colocados incluso al revés. Este principio permite ver la cronología de los estratos (capas del suelo).

En tectónica hay tres tipos de deformaciones:

Deformaciones continuas: capa o conjunto de capas que han sido deformadas, pero esas deformaciones no han hecho perder la continuidad de los estratos. hacen referencia fundamentalmente al dominio de los pliegues.

Deformaciones discontinuas: se producen rotura de las capas por lo tanto hacen referencia al dominio de las fallas y estructuras.

Recubrimientos: hacen referencia a aquellas capas como consecuencia de la fuerza de los movimientos de hasta + 1.000 kms.

En geomorfología se pueden distinguir tres grandes grupos de formas estructurales:

Formas estructurales directas o primarias: resultado directo de la actuación de las fuerzas internas. Topografía acorde con el tipo, la disposición y la geometría de los materiales. No hay nada que transforme la disposición original de los estratos.

Formas estructurales derivadas: en líneas generales, la topografía sigue siendo acorde con la estructura. Existen ligeras modificaciones en la estructura que están guiadas por el tipo, la disposición y la geometría de las capas.

Formas estructurales invertidas: todas aquellas formas en las que la topografía no es acorde con la estructura.

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS

Una roca es un agregado sólido de minerales de origen natural. Las rocas pueden estar formadas por un solo tipo o por muy diversos tipos de minerales; esto depende de los procesos que las originan. Existen minerales que ocurren de manera abundante en las rocas, algunos de ellos son el cuarzo, la calcita, el feldespato y la biotita. Otros minerales son muy escasos y no forman comúnmente rocas, algunos ejemplos de estos son el diamante, los minerales de plata y el oro.


Source: portal de ciencias experimentales de La Univers. Complutense de Madrid.

Roca no quiere decir lo mismo que piedra, su concepto no implica una dureza determinada; hay rocas muy duras (granitos), pero también hay otras que son plásticas y maleables, sobre todo en su contacto con el agua (arcillas), y otras que están totalmente sueltas como las arenas.

El mineral es una porción de materia sólida, homogénea, con idénticas propiedades en todas sus partes. Puede constar de un solo elemento (azufre, oro, carbono...), pero en otros casos existen minerales que pueden ser fruto de una composición química (Cloruro Sódico [sal]: ClNa o Sulfato Cálcico Hidratado [yeso]: SO4 Ca 2H2O).

A) Según granulometría:

Atendiendo al tamaño de los elementos que constituyen la roca.

B) Según química:

Atendiendo a su naturaleza y a su composición química.

C) Según su origen:

Modo de deformación de las rocas. Con tres grandes grupos: magmáticas, metamórficas y sedimentarias.

Rocas magmáticas (plutónicas, volcánicas - ígneas y filonianas):

De génesis profundas. Materiales que proceden del interior de la corteza terrestre y son visibles cuando llegan a la superficie.

Rocas plutónicas: cuando las rocas se generan a grandes profundidades, el magma se solidifica lentamente, dando tiempo a que los minerales cristalicen en su forma típica, produciéndose rocas con grandes cristales.

Rocas volcánicas o ígneas: su enfriamiento se produce rápidamente, por lo que no le da tiempo para su formación cristalina (si los tiene son cristales muy pequeños).

Rocas filonianas: rocas con alguna cristalización pero también están formadas por partes sin cristales. Rocas consolidadas en el interior de un conducto.



Rocas eruptivas o ígneas

-Plutónicas (se solidifican en el interior): Granito, Sienita, Diorita, Gabro y Peridotitas.

-Filon (se solidifican parcialmente, con intrusiones de otros materiales).

De origen plutónico: Pórfidos (granítico, sienítico y diorítico), aplitas y pegmatitas

De origen volcánico: Felsita.

-Volcánicas (se solidifican totalmente en el exterior): Balsaltos, Piedra pómez, Traquitas, Obsidiana, Andesita, Labradorita, Fenolito y Diabasa.


Rocas sedimentarias:

Son aquellas que tienen una génesis superficial que se forman a partir de fragmentos de rocas preexistentes. El proceso de litificación hace que la roca se consolide. Se pueden encontrar hasta 30, 70 0 100 kms de profundidad dependiendo de la edad de los materiales (también se pueden distinguir por la existencia de los fósiles). Las rocas sedimentarias se forman en superficie pero debido a procesos tectónicos (pliegues, fallas, etc.) se pueden encontrar en una profundidad relativa, en capas. Se forman por el endurecimiento o litificación de sedimentos acumulados en diferentes medios y a través de procesos diversos.

Bloques: más de 20 cm.

Cantos y guijarros: 2 –20 cm.

Gravas: 2 mm – 20 mm.

Arenas gruesas: 0’2 – 2mm.

Arenas finas: 20 – 200 µ

Limos: 2 – 20 µ

Arcillas: menos de 2 µ



Rocas metamórficas:

Proceden de la alteración de las rocas formadas previamente. Cuando las rocas ígneas, sedimentarias o también metamórficas son sometidas a presiones y temperaturas altas se generan cambios en la mineralogía y forma, y/o arreglo de los granos generándose una roca metamórfica.



Las sedimentarias y metamórficas pueden tener en su interior restos de materiales orgánicos (por lo que se puede producir la diagénesis).


LOS MINERALES

Los tipos de rocas más importantes son las magmáticas (95 %).

Las de tipo sedimentario constituyen el 4%.

Las de tipo sedimentarias el 1%.




Relieve Volcánico.

En construcción...

Relieve Granítico:

De roca plutónica. En construcción...

Relieve Kárstico

Es el relieve de las rocas carbonatadas (calizas y dolomías), por el material predominante (el calcio), que al llegar el agua es fácilmente erosionable y da formaciones raras (Valle Encantado de Cuenca). La roca caliza está constituida fundamentalmente por calcita (carbonato cálcico: CO3 Ca). El carbonato cálcico no es un mineral soluble en agua químicamente pura. Sin embargo cuando el agua contiene ácido carbónico (CO3 H2), entonces se forma junto con el carbonato cálcico lo que se llama el bicarbonato cálcico[(CO3 H)2 Ca]. El bicarbonato cálcico ya es muy soluble en el agua y por eso las regiones calcáreas de la superficie de La Tierra se erosionan por disolución, dejando únicamente como restos las partículas insolubles (impermeables) que constituyen una parte de la roca. Las calizas junto con las dolomías son las rocas carbonatadas que se ven más afectadas por estos procesos de disolución Kárstica. El hecho de que estas rocas tengan esas características de durabilidad es resultado de que el agua penetra por los poros de la misma, entra por el interior de la roca, de tal manera que las formas de relieve que resultan se realizan en el interior de la roca, aunque también se disuelva por el exterior. La disolución química es un proceso fundamentalmente endógeno, pero también afecta al exterior. Cuanto más masivas sean las rocas calizas (menos impurezas tengan), más se van a disolver quedándose los demás elementos como residuos, que se les llama arcilla de descalcificación (son impermeables) que van a bloquear el proceso general. En el caso de las dolomías (constituidas por carbonato cálcico y magnésico), el proceso de disolución no es tan generalizado y se ven más sometidas a procesos de disolución de tipo corrosivo, mecánico más que químico, y aunque se formen también formas Kársticas, dan lugar a formas de relieve, denominadas ruiniformes: más que disolución es erosión diferencial. Todo este proceso de disolución Kárstica da lugar a la génesis de unas formas de relieves que se pueden agrupar en formas externas (exokársticas) e internas (endokársticas) (algunas no afloran al exterior). (Francia RDV).



NOCIONES ELEMENTALES SOBRE SEDIMENTACIÓN Y DISPOSICIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

1) Los factores estructurales del relieve (litología).

2) Las deformaciones tectónicas.



Los factores estructurales del relieve:

Un material se sedimenta cuando se deposita bajo la acción de su peso dando lugar a la formación de un conjunto de materiales nuevos llamados sedimentos. Al proceso mediante el cual se forman los sedimentos se denomina proceso de sedimentación.

Los procesos de sedimentación se descomponen en dos fases:

- Durante la 1ª fase se produce la formación de materiales sedimentarios a través de la fragmentación de rocas preexistentes, y evidentemente esa fragmentación es llevada a cabo por agentes erosivos. Pueden ser tanto químicos como mecánicos. Tiene que haber también transporte de los fragmentos. Primero fragmentar, luego mover y por último deposición de la roca o fragmento y dejarla depositada en otro lugar.

- Formación del fragmento.

- Transporte.

- Deposición.

Todas las rocas sedimentarias se presentan en superficies bajo capas o estratos que constituyen un episodio individual de sedimentación y su posición geométrica es normalmente horizontal. En estratos superpuestos, la capa más antigua constituye el soporte de las capas más recientes, siempre y cuando el proceso de sedimentación y la deposición de los estratos no se hayan visto deformados por los procesos tectónicos (estratigrafía invertida). Se dice que dos capas o dos estratos son concordantes entre sí, cuando la capa superior reposa directamente sobre el dorso de la capa inferior sin que entre ellas se manifieste ningún episodio erosivo o tectónico que signifique una interrupción de la sedimentación.

Planos de estratificación: tres estratos concordantes separados por límites más o menos netos. Esos planos se ponen de manifiesto a través de planos en el tipo de roca, a través del grano de la roca e incluso el grado de cementación. Esos planos de estratificación son importantes no solo porque constituyen planos de estratificación sino utilizados como planos de referencia.

Un estrato puede tener espesores muy variables, que oscilan desde unos centímetros hasta varias decenas de metros. Esos estratos pueden extenderse lateralmente desde solo unos centímetros hasta varias centenas de kilómetros. Un conjunto de estratos, es decir un ciclo sedimentario completo, origina lo que se denomina como piso geológico. Puede ser considerado como la unidad estratigráfica básica. Una sucesión de pisos se denomina serie sedimentaria. Si tenemos varias series sedimentarias obtenemos un sistema sedimentario y un conjunto de sistemas da lugar a Eratema o grupo.

Estrato 1, 2 y 3: Edad (piso 1 y 2), Época (serie sedimentaria 1 y 2), Periodo (sistema 1 y 2) y Era (eratemas o grupos).




La elaboración del cuadro está basada en 4 principios básicos:

A través de los caracteres que tienen las rocas sedimentarias se ha podido extraer una cronología y se ha podido llevar a cabo una clasificación de los cuadros cronoestratigráficos (estos cuadros corresponden a cronologías relativas, en contraposición a lo que se denomina cronología absoluta.

1) Principio de uniformismo o actualismo: todos los procesos que se están produciendo en la actualidad son los mismo que se produjeron en épocas geológicas anteriores aunque su ritmo o velocidad pueden haber variado.

2) Principio de superposición: consiste en admitir que habiéndose formado y compuesto las capas unas sobre otras, toda capa superpuesta a otra es más reciente que aquella y a la inversa.

Hay tres supuestos:

1 - Las terrazas de tipo sedimentario.

2 - Los filones sedimentarios: cuando encontramos filones sedimentarios que han sido rellenados desde arriba, que corresponden a fracturas abiertas en una serie sedimentaria.

3 - Evidentemente pueden verse afectados por deformaciones tectónicas.

3) Principio de continuidad: una misma capa tiene la misma edad en todos sus puntos.

4) Principio de identidad paleontológica: un conjunto de estratos del mismo contenido paleontológico es de la misma edad.

El proceso de sedimentación no constituye siempre un fenómeno continuo temporalmente. Pueden conocerse interrupciones marcadas que se reflejan claramente en la deposición final de los estratos de una serie sedimentaria. Durante esos periodos donde no hay sedimentación, las capas se pueden ver afectadas por la erosión o por procesos tectónicos. De esa manera entre las capas que se formaron antes de la sedimentación y las que se depositaron después surge una discontinuidad sedimentaria.

Esas discontinuidades se denominan: discordancias o discontinuidades.

En los cortes verticales de las discordancias entran siempre en juego 2, 3 o 4 series distintas, separadas entre sí por periodos de calma o de deformaciones tectónicas. Se comparan la geometría de las capas (no los tipos de litologías distintos).

DISCORDANCIA PARALELA: paralelas unas a otras verticalmente (geometría de la serie superior y la inferior).

DISCORDANCIA ANGULAR: se forman cuando el periodo de interrupción de la serie inferior (es decir, más antigua) se ve sometida a dislocaciones tectónicas, de tal manera que sus placas se pliegan, fracturan o se inclinan. A continuación esas capas se ven sometidas a una erosión muy fuerte que nivela la superficie topográfica y da lugar a lo que se denomina como superficie de erosión (primera serie sedimentaria dislocada tectónicamente con basculamiento o inclinaciones, luego se produce la erosión y por último la segunda serie). En ocasiones, bajo la serie sedimentaria superior (más reciente), aparecen desigualdades del terreno.


DISCORDANCIA DE CONTACTO: cuando hay estratificación ingresiva, la discordancia se llama de contacto. Dentro de la discordancia de contacto hay dos tipos distintos dependiendo de si la serie superior conserva su disposición horizontal o se dislocó antes de que se depositara la serie superior (discordancia de contacto inarmónico y paralelo).

DISCORDANCIA DE DISCONFORMIDAD: cuando entran en contacto materiales de tipo metamórficos o plutónicos con materiales de tipo sedimentario.

Se puede encontrar estratos de diferente litología en lo horizontal pero de misma edad. Se denomina cambios laterales de faces: puede haber una cambio de fases de marino a continental. Por lo que los fósiles no son del mismo tipo pero sí de la misma edad.

Serie sedimentaria: sucesión de pisos que están compuestos de forma concordantes entre sí.

La disposición estructural de la corteza terrestre:

Cualquier tipo de relieve está constituido por la conjunción de elementos estructurados de grandes rasgos jerárquicos diferentes.

Las formas elementales de los relieves estructurales (RELIEVES TABULARES):

Relieves que aparecen sin afectación tectónica. Son aquellos que se desarrollan sobre series sedimentarias que no se han visto sometidos a ningún tipo de deformación tectónica y que se caracterizaban por la pervivencia horizontal de los estratos. por lo tanto corresponden a formas de relieve en las que los estratos que las constituyen no poseen buzamientos significativos.

Aclinales: los buzamientos inferiores a los 10º.

Monoclinales: entre 10 y 15º. Este tipo de relieve está sometido a cuencas sedimentarias.





RELIEVES ACLINALES:

Las formas más características dentro de los relieves aclinales son las superficies estructurales primitivas y derivadas.

Relieve tabular:

1) Plataforma o mesa (separados por los valles).

2) Valles.

Dentro de los relieves aclinales las formas más características son las superficies estructurales. Constituyen formas de relieve de topografía plana que están adaptadas al afloramiento de una capa dura y resistente, que está incluida en un conjunto estratigráfico horizontal. Cuando la superficie estructural se configura a partir de una serie sedimentaria cuyo estrato es el superior y por lo tanto más reciente, se denomina superficie estructural primitiva. Si la más dura está en medio de la serie sedimentaria se denomina superficie estructural derivada.

Con el paso del tiempo los procesos de erosión pueden llegar a romper el estrato coherente dando lugar a la pérdida de la continuidad lateral de los estratos y permitiendo la actuación de la erosión diferencial. Se pasa entonces a un tipo de relieve más evolucionado denominado relieve tabular. El relieve tabular se configura a partir de dos elementos (plataformas o mesas y los valles).

Plataformas y mesas:

Tienen rasgos muy similares a las superficies estructurales. Están caracterizadas por constituir relieves que culminan siempre a la misma altitud (a los que se le denomina como plataformas estructurales) y ocupan la mayor parte del territorio. Dentro de las plataformas estructurales tenemos que distinguir entre:

La superficie culminante (que se adapta a la horizontalidad de la capa dura y a la cual se le denomina como superficie del páramo).

Las vertientes o crestas del páramo (que tienen un perfil transversal caracterizado por la presencia de una cornisa culminante que está modelada sobre la capa dura y un talud de perfil mucho más suave que se labra sobre las capas más blandas, colocadas por debajo de las capas duras.

Valles en cornisa:

Esas mesas estructurales están separadas entre sí y abiertas por erosión diferencial en los estratos más deleznables (llamados valles en cornisa). Esos valles se caracterizan por tener escarpes en las partes altas de las laderas como consecuencia de la presencia de las capas duras culminantes y fondos cóncavos de pendientes suaves y aplanados labrados sobre las capas blandas. En España se utiliza el término de páramo detrítico para designar a las plataformas labradas en acumulaciones de sedimentos muy recientes de edades pliocenas y cuaternarias y que tienen formas estructurales semejantes a las plataformas estructurales.

Cuando la erosión progresa a partir de los valles en cornisa, las grandes plataformas estructurales son sustituidas por formas amesetadas más pequeñas, es decir, de menor superficie, pero de mayor discontinuidad espacial y que se caracterizan por presentar alturas muy homogéneas. Esas formas amesetadas destacan sobre amplias superficies que aparecen modeladas sobre estratos más blandos. A ese tipo de forma se les denomina formas residuales.

Esas formas residuales pueden conservar los materiales más duros y por lo tanto también la topografía plana de la superficie del páramo (denominadas como muelas o cerros testigos).

- Las muelas son páramos aislados y de reducido tamaño.

- Los cerros testigo corresponden por el contrario a relieves puntuales que tienen forma de colina de forma plana y cuyas cuestas divergen a partir de las cimas.



Colinas cónicas: cuando la erosión ha sido muy intensa de tal manera que la capa dura superior puede incluso llegar a desaparecer totalmente dando lugar a la formación de colinas cónicas que ya no tienen la superficie plana culminante y por lo tanto dando lugar a relieves en los cuales el control estructural es mínimo.

Las muelas y los cerros testigos constituyen relieves residuales que se levantan sobre grandes extensiones de topografía muy suave que están modelados sobre las capas blandas y que se les denomina campiñas.

RELIEVES MONOCLINALES:

Corresponden a formas desarrolladas en series sedimentarias en las cuales la disposición de los estratos presentan un buzamiento o disposición en sentido único. Se denomina monoclinal de alto grado si ha habido deformación tectónica.

Relieves de Cuesta:

Los más típicos son los que aparecen en los sectores periféricos de las áreas de sineclise o de áreas correspondientes a cuencas sedimentarias. Estos relieves están constituidos por series sedimentarias de litología constrastada, que quiere decir que tiene capas litológicamente heterogéneas, concordantes y con buzamientos muy suaves (entre los 10 y los 15º).

Es un relieve de tipo tabular con estratos suavemente inclinados y que se caracterizan por formas disimétricas. En los relieves en cuestas van a destacar dos elementos diferentes que poseen una disposición topográfica opuesta (el denominado frente o dorso y una depresión que se sitúa al pie del frente y que se denomina depresión subsecuente).

El frente: corresponde a un talud de perfil cóncavo y pendiente media, donde se distinguen dos elementos (el escarpe superior y el dorso de la cuesta). El escarpe superior (denominado cornisa) afloran los estratos de rocas duras y resistentes. También la existencia de un talud inferior inclinado en sentido contrario al buzamiento de los estratos y que coinciden con los estratos de roca blanda. El dorso de la cuesta corresponde a una superficie de mayor extensión pero que tienen menor pendiente en general y que está inclinada en sentido contrario al frente y se caracteriza por la gran irregularidad de su topografía que es consecuencia de su adaptación al techo de la capa dura y por lo tanto más resistente.

La depresión subsecuente: está entre dos cuestas seguidas, corresponde al valle que se labra al pie del frente de la cuesta y que se abre por lo tanto sobre las capas más deleznables. Se trata de una depresión de topografía alargada y cuyo trazado es perpendicular al buzamiento de las capas. La depresión ortoclinal pueden aparecer tanto en el margen de las cuencas sedimentarias marcando la zona de contacto entre la sineclise y la anteclise y denominándose como depresión periférica o surco periférico. No obstante pueden aparecer también insertas en un sistema de cuestas separando unas cuestas de otras, en ese caso se denominan pasillos subsecuentes o pasillos ortoclinales.



En definitiva, las cuestas constituyen plataformas estructurales de superficies culminantes inclinadas por lo que se diferencian de los relieves tabulares de carácter aclinal.

La red hidrográfica tiene unas características específicas que se relacionan con la topografía que es propia de los relieves monoclinales. Esa red posee rasgos distintos en función de la localización espacial de los cauces y del sentido de la escorrentía:

1) Cuando los cauces están en el dorso, entonces corren el el mismo sentido en el que buzan los estratos. El cauce localizado en el dorso se llama cauce consecuente o cataclinal.

2) Si los cauces están en los frentes, las aguas circulan en sentido contrario al buzamiento de los estratos. Se llaman cauces obsecuentes o anaclinales.

3) En el sector de la depresión ortoclinal, en ese caso los cauces corren en sentido perpendicular la buzamiento de los estratos. Se llaman cauces subsecuentes o ortoclinales.

La morfología de las cuestas varía mucho de unas cuestas a otras y en función de elementos como el mayor o menor buzamiento de las capas, la resistencia de las capas, el espesor relativo y en función de las condiciones medioambientales en las que aparecen insertas:

1) En función de la dureza existente entre la capa dura y la blanda. Constituye un factor que influye en el perfil de la cuesta (en el frente de la cuesta).

2) Varía en le espesor relativo de ambas capas. Si la capa dura es poco potente, el desmantelamiento de esa capa ha de ser fácil.

3) La morfología de las cuestas depende del mayor o menor grado de inclinación de las capas, si las capas son casi horizontales el retroceso de la cornisa es mayor y se efectúa muy rápidamente. Si las capas están bastante inclinadas, el retroceso es escaso y con mayor lentitud.

Para que se forme un relieve en cuesta (ha de haber una deformación de una serie sedimentaria y posteriormente la intervención de la erosión).

Las deformaciones tectónicas:

Se manifiestan en superficie con rasgos muy diferenciados ya que se pueden manifestar en superficie como consecuencia de fuerzas y deformaciones tan poco acusadas que son difícilmente perceptibles en el espacio y sin embargo, esas deformaciones tectónicas pueden provocar desórdenes tan espectaculares como el desplazamiento de centenas de km3 sobre decenas o centenas de km2.

No obstante se puede realizar una clasificación diferenciando dos tipos esenciales de formas de relieve:

- Por un lado, las asociadas a deformaciones continuas que corresponden esencialmente al dominio de LOS PLIEGUES.

- Y por otro lado, asociadas a deformaciones sin continuidad que se manifiestan a través de la existencia de planos de FALLAS o FRACTURAS.

La separación de las deformaciones en esos grandes grupos se efectúan no solo en la mayor o menor continuidad de la serie sedimentaria, sino también en función de la naturaleza litológica de las capas, ya que los distintos materiales reaccionan de forma distinta ante los esfuerzos tectónicos y terminan por fracturarse o plegarse. Los pliegues y las fallas, aunque se analicen por separado, aparecen unidos o imbricados en el espacio, de tal manera que muchas veces los pliegues son continuaciones de las fallas y a la inversa.

Según los esfuerzos topográficos que causan las deformaciones atendemos a 4 formas distintas de relieve (pliegues, fallas, fracturas - diaclasas y deslizamientos - cobijaduras o cabalgamientos).

PLIEGUES:

Constituyen formas de relieve que se desarrollan sobre conjuntos estratificados y cuyos planos de estratificación se han curvado y deformado sin que exista una pérdida de continuidad de los estratos. Se dice que una roca se pliega cuando una superficie de referencia claramente definida antes de la deformación como una estructura plana, se transforma en una superficie curva. Por lo tanto, para hablar de plegamiento es necesario tener superficie de referencia, por ellos los pliegues son característicos de las rocas sedimentarias, ya que constituyen rocas que muestran una gran cantidad de superficie de referencia que son los planos de estratificación. Por el contrario, las rocas de tipo cristalino, habitualmente no son susceptibles de plegamiento, puesto que ante las deformaciones tectónicas lo que hacen es fracturase. Si una deformación tectónica genera pliegues en una roca de tipo cristalino, como no muestra superficie de referencia, el plegamiento no puede ser puesto en evidencia.

Las partes de un pliegue (pliegue de carácter vertical):

Charnela: la bisagra de un pliegue, es decir, corresponde al punto o la línea donde los estratos cambian de buzamiento.

Cresta: corresponde al punto topográficamente más elevado de un pliegue.

Plano axial: es el plano de simetría de un pliegue, de tal manera que divide a éste en dos partes iguales entre sí.

Eje del pliegue: es la línea de intersección entre el plano axial y la línea de la charnela.

Los flancos del pliegue: que corresponden a los lados o a los dorsos de un pliegue. Esos flancos pueden ser tanto convergentes como divergentes.

La dirección o el rumbo del pliegue corresponde a la orientación cardinal de los estratos. El buzamiento o la inclinación del pliegue corresponde al ángulo que forman los planos de estratificación con respecto a la horizontal. Ese buzamiento se mide siempre en grados.

Cuando se tienen varias superficies de referencia podemos saber como estaban colocadas las capas antes del buzamiento, es decir, la edad relativa de las capas. En ese caso las estructuras plegadas más elementales se denominan como anticlinales y sinclinales.

Un anticlinal: corresponde a un pliegue cuyo núcleo está constituido por la capa más antigua.

Un sinclinal: corresponde a un pliegue cuyo núcleo está constituido por la capa más reciente.



Existen numerosas regiones sometidas a fuertes dislocaciones tectónicas, y la estratificación resulta invertida, si es el caso, entonces resulta que las capas más antiguas se disponen en la parte superior y las más recientes en la parte inferior de los conjuntos estratigráficos.

Se suele definir a los pliegues (sobre todo si no conocemos la edad de las capas) convexos como pliegues antiformes y a los cóncavos como pliegues sinforme.

Cuando un anticlinal presenta un hundimiento de las capas se dice que tiene una terminación periclinal. Se denomina braquianticlinal a un pliegue en forma de domo, en el que los estratos presentan buzamiento radiales a partir de una zona central, es decir, a un pliegue que tiene buzamientos periclinales. Un braquisinclinal es la estructura equivalente en un sinclinal a un braquianticlinal. Se caracteriza porque el buzamiento de los estratos es convergente hacia el centro de la figura.

CLASIFICACIÓN DE LOS PLIEGUES:



En función del grado de inclinación del plano axial:

Pliegues verticales: el plano axial es vertical. Corresponde a los pliegues en que la cresta y la charnela coinciden.

Pliegues inclinados: en sentido amplio, que son aquellos pliegues cuyos flancos buzan en sentido opuesto y en los cuales la cresta y la charnela no coinciden entre sí.

Dentro de los pliegues inclinados se pueden distinguir (los pliegues en rodilla, los tumbados, volcados y acostados. Uno de los flancos en forma vertical. Son pliegues verticales que se caracterizan porque los dos flancos tienen inclinaciones hacia el mismo sentido, de tal manera que uno de los flancos se considera como flanco normal mientras el otro tiene una estratificación invertida.

Pliegues en rodilla: uno de los flancos en forma vertical.

Tumbados: cuando el plano axial tiene una inclinación superior a los 45º.

Volcados: cuando el plano axial tiene una inclinación inferior a los 45º.

Acostados: cuando el plano axial es horizontal.



En función del ángulo de los pliegues:

1) Pliegues cerrados.

2) Pliegues abiertos.

En función del mayor y menor buzamiento de las capas. Es muy importante para la geomorfología porque genera comparticiones espaciales muy distintas.

En función del espesor de las placas:

Se distingue una gran variedad, centrados en dos tipos (los isopacas y los antisopacas).

Las isopacas son aquellas en las que la potencia de las placas permanecen constantes.

Las antisopacas.

No todos los estratos de una serie sedimentaria tienen el mismo tipo de comportamiento ante la fuerza de plegamiento. En general los pliegues serán tanto más suaves cuanto más estratificados y menos rígida sea la roca. Cuando la roca se comparte de manera plástica se denomina como capas competentes (calizas y areniscas). Pero si las rocas tienen un comportamiento excesivamente plástico, esas rocas se dicen que son incompetentes (arcillas y yeso).

Al plegamiento diferencial de una capa con respecto a otra en función de su mayor o menor plasticidad se denomina como disarmonía, y a los pliegues resultado de disarmonía se les denomina como pliegues diapíricos.

Pliegues disarmónicos (pliegue cofre y en abanico). El buzamiento de los flancos se producen hacia el centro de los pliegues. Ambos tienen superficies planas.

Se reservan los pliegues diapíricos para los casos que la disarmonía o la incompetencia es máxima. Un pliegue cuyo estrato superior está roto y por arriba se dispone un nivel que estratigráficamente es inferior a él. Por eso a los diapíricos se les llama también como pliegues de núcleo perforante.

En función de la mayor o menor laminación de las capas:

1) Estirados.

2) Laminados.

3) Cabalgantes.

Los estirados: se caracterizan cuando poseen capas localmente estiradas pero sin llegar a estar rotas.

Laminado: es el que las capas están estiradas hasta tal punto que las capas están rotas.

Cabalgante: se estira de tal manera que las capas pierden continuidad entre sí. Y necesariamente tiene que haber un plano de fractura, también tiene que ser un pliegue que se ha tumbado, acostado o volcado.



Relieve plegado complejo:

Una vez se han producido los procesos de deformación tectónica, el relieve resultante se articula en una sucesión alternante de franjas topográficamente levantadas que coinciden con los anticlinales y a las cuales se les denomina como MONT. Y franjas topográficamente deprimidas denominadas VAL o Vales.

Mont: un relieve elevado, más o menos alargado, cuya terminación topográfica coincide con la charnela del pliegue y cuyas laderas corresponden a los flancos del pliegue. El desarrollo de los mont, tanto en altura como en longitud, dependen de las dimensiones del tipo y estilo del citado pliegue.

Val: una depresión más o menos alargada que coincide con un sinclinal y que presenta su fondo en la charnela de ese pliegue y su vertiente en los flancos del sinclinal.



FALLAS:

Deformaciones tectónicas que determinan la pérdida total de la continuidad de estratos, de tal manera que los bloques que separan una falla se mueven unos con respecto a otros y paralelamente a dicha falla. Corresponden a relieves que poseen ruptura de los conjuntos estratigráficos con desplazamientos de un bloque con respecto a otro de tal manera que existe una pérdida total de la continuidad de los estratos.

En una falla podemos distinguir los siguientes elementos:

Plano de falla: plano a través del cual se efectúa el desplazamiento de los dos bloques. Normalmente, los planos de falla se definen indicando cual es su dirección o rumbo en relación a las coordenadas geográficas e indicando su buzamiento o sentido. Los planos de falla se suelen representar como una superficie plana, pero en la realidad pueden ser irregulares y ligeramente arrugados. Más que una superficie se trata de una zona de espesor variable en la cual las rocas están trituradas como consecuencia de las fricciones sufridas durante el movimiento tectónico. Cuando esas rocas están trituradas se dice que están milonitizadas.

Espejo de falla: plano de falla que se presenta como una superficie pulimentada. En los espejos de falla suelen aparecer estrías como consecuencia del rozamiento de los dos bloques que nos indican cual ha sido la dirección de desplazamiento de esas rocas.

Línea de falla: trazado del plano de falla en la superficie topográfica.

Labios de falla: corresponden a los dos bloques desplazados. En las fallas hay casi siempre un desplazamiento vertical que resulta en un bloque hundido y otro levantado.

Escarpe o salto de falla: desnivel producido entre los dos bloques.

Tipos de fallas:

1) Fallas normales (B).

2) Fallas inversas (A).

3) Fallas de desgarre (C).


La realidad es mucho más compleja y eso determina que existan clasificaciones mucho más complicadas. Según Mattauer (autor de la obra "Las deformaciones de la corteza terrestre"), existen dos grandes conjuntos de fallas:

1) Fallas que afectan a un conjunto sedimentario con estratificación horizontal.

2) Fallas que afectan a un conjunto sedimentario de capas no horizontales.

Dentro de las 1ª (horizontales), hace una diferenciación de las fallas en función de mayor o menor inclinación del plano de falla, si el plano de falla está inclinado:

Fallas normales: el plano de falla está inclinado en la misma dirección del bloque hundido. Se genera por movimientos de extensión o distensión.

Fallas inversas: la dirección del plano de falla se dirige hacia el bloque levantado. En este tipo de fallas el labio superior queda superpuesto al inferior originando una cobijadura.

Fallas de dirección de rumbo o de desgarre: solo presentan desplazamientos horizontales, y se caracterizan porque les falta un elemento característico de los relieves fallados (no presenta saltos de falla o escarpes). Se les denomina: destrales (si el bloque levantado es el derecho mirando desde el norte) o sinestrales (el izquierdo desde el norte).

Tanto las fallas inversas como las de desgarres son generadas por procesos de compresión. Son las fallas más destructivas de La Tierra porque van acompañadas de fuertes terremotos (la falla de San Andrés en California).

Dentro de las 2ª (las no horizontales) se habla solo de fallas verticales al ser el plano de falla vertical. Son generados por movimientos de distensión:

1) Fallas conformes: cuando el plano de falla está inclinado en dirección al buzamiento de los estratos.

2) Fallas contrarias: cuando el plano de falla está inclinado en dirección contraria al buzamiento de los estratos.

Normalmente las fallas no aparecen solas, sino en familias generando un sistema de fallas. El más simple de asociación de fallas es el de dos fallas conjugadas y simétricas con respecto a un plano vertical. Si las fallas se articulan a modo de escalones se denomina campo de fallas.

- Horst o pilar tectónico: bloque superior de un sistema de fallas.

- Graben o fosa tectónica: bloque inferior de un sistema de fallas.

Dovela: plano que puede levantarse o hundirse. Cuando se da un territorio con dovelas hundidas se forma una fracturación en teclas de piano.



Fracturas y diaclasas:

Corresponden a rupturas de los conjuntos estratigráficos pero sin que exista discontinuidad de los estratos.

Deslizamientos, cobijaduras y cabalgamientos:

Se producen como consecuencia de la persistencia de los esfuerzos tectónicos y constituyen pliegues y fallas en los que se producen desplazamientos en los conjuntos estratificados.

En el caso de las cobijaduras y cabalgamientos, los estratos más antiguos son empujados y llega a colocarse por encima de los estratos más recientes. El contacto entre los bloques se produce siempre mediante planos de falla que tienen una disposición más o menos inclinada.



Ir arriba