TEMA IGEOLOGA ESTRUCTURAL

Geologa estructural es la rama de la geologa que estudia la corteza terrestre, sus estructuras y la relacin de las rocas que las forman. Estudia la geometra de las rocas y la posicin en que aparecen en supercie. Interpreta y estudia la deformacin de los materiales en la corteza terrestre, cuyas representaciones ms habituales son la formacin de pliegues y de fallas. La geologa estructural tiene relacin directa con la ingeniera geolgica, desde el momento en que suministra informacin y permite interpretar procesos geolgicos cotidianos con los que se encuentra la ingeniera en el desarrollo de obras civiles. Algunos hitos en la historia reciente del hombre que han marcado la necesidad de realizar estudios geolgicos detallados fueron la rotura de grandes presas, como la de San Francisco (1929) o la de Vanjoc en Italia (1963), o deslizamientos como el de El Berriche (Honduras, 1998).La geologa estructural tiene relacin directa con disciplinas geolgicas como la mecnica de suelos, de rocas y la geotecnia. La importancia de esta disciplina geolgica para la sociedad se manifest particularmente en dos campos: en forma de proyectos en estudio para obras de ingeniera (edicacin, obras lineales, aprovechamientos hidrulicos, etc.) y como herramienta de prevencin para la mitigacin y control de riesgos geolgicos. Es de destacar que uno de los nes prioritarios de la geologa en relacin con la vida del hombre ha sido la localizacin, valoracin y extraccin de los recursos naturales, es decir, materias minerales, combustibles fsiles y agua. Sin embargo, desde hace unas dcadas la geologa desempea un importante papel en las obras pblicas. Hoy en da no se concibe una obra importante de ingeniera o arquitectura sin que previamente se haya realizado el correspondiente informe geolgico del terreno donde se va a asentar. Esto ha dado origen a una nueva especialidad conocida como ingeniera geolgica. Las catstrofes ms importantes, en vidas humanas y en coste econmico, son debidas a los riesgos geolgicos. La geologa debe de ser la ciencia que ms se ocupe en estudiar los riesgos derivados de los procesos, tanto externos como internos, y los factores que condicionan tales riesgos.

1. TIPOS DE ESFUERZOS

Cuando se habla de esfuerzos se hace referencia a la fuerza aplicada a un rea determinada de roca. La unidad de medida ms habitual es el kilogramo por centmetro cuadrado (kg/cm2). En la naturaleza, segn la direccin de las fuerzas aplicadas, el esfuerzo puede reconocerse en tres variedades; la compresin, la tensin y la cizalla.

1.1. CompresinEsfuerzo al que son sometidas las rocas cuando se comprimen por fuerzas dirigidas unas contra otras a lo largo de una misma lnea. Cuando los materiales se someten a este tipo de esfuerzos, tienden a acortarse en la direccin del esfuerzo mediante la formacin de pliegues o fallas segn que su comportamiento sea dctil o frgil. 1.2. TensinResultado de las fuerzas que actan a lo largo de la misma lnea pero en direccin opuesta. Este tipo de esfuerzo acta alargando o separando las rocas. 1.3. CizallaEsfuerzo en el cual las fuerzas actan en paralelo pero en direcciones opuestas, lo que da como resultado una deformacin por desplazamiento a lo largo de planos poco espaciados.

2. DEFORMACIONES DE LAS ROCAS

Deformacin es un trmino general que se emplea para referirse a cambios en la forma y/o volumen que pueden experimentar las rocas. Como resultado del esfuerzo aplicado, una roca puede fracturarse o deformarse arrugndose. La deformacin se produce cuando la intensidad del esfuerzo es mayor que la resistencia interna de la roca. Las condiciones y ambientes de deformacin de las rocas son muy variados, ya que pueden encontrarse desde niveles muy superciales hasta los 40 kilmetros de profundidad. Generalmente, las condiciones de presin y de temperatura bajo las que se desarrollan son de hasta ms de 10 kilobares y ms de 1.000 C. Para poder interpretar las condiciones de formacin de cada estructura, es imprescindible asociarla a un nivel estructural.

3. NIVELES ESTRUCTURALES

Se entiende por nivel estructural cada uno de los dominios de la corteza en que los mecanismos dominantes de la deformacin permanecen iguales. El trmino nivel hace referencia a los diferentes dominios, que generalmente estn superpuestos entre s. Si consideramos la supercie de la Tierra, hacia zonas ms profundas, han sido denidos tres niveles estructurales en los que las rocas tienen diferente comportamiento. Como es lgico, a medida que nos encontramos en niveles ms profundos, las condiciones de presin y temperatura se incrementan, por lo que las rocas adquieren un comportamiento ms dctil.

3.1. Nivel estructural medio

Se sita entre la cota 0 m y unos 4.000 m de profundidad. El mecanismo predominante es la exin debido al comportamiento dctil de las rocas; son caractersticos de este nivel los pliegues.3.2. Nivel estructural inferior

Es el nivel del metamorsmo, y como media se localiza entre los4.000 m y los 8.000 o 10.000 m de profundidad. En los niveles ms superciales domina el aplanamiento, con el frente superior de esquistosidad. A mayor profundidad predominan estructuras de ujo, con pliegues acompaados siempre de esquistosidad y foliacin. Su lmite inferior viene marcado por el inicio de la fusin y la presencia del granito de anatexia.

4. TIPOS DE DEFORMACIN

Cuando los materiales se deforman plegndose se habla de deformacin dctil y cuando se fracturan se habla de deformacin frgil. Segn el comportamiento de la roca, puede hablarse de deformacin elstica y deformacin plstica.

4.1. Deformacin elstica

Una roca tiene comportamiento cuando, tras cesar el esfuerzo, la roca deformada recupera su forma original. En general, las rocas son poco elsticas en niveles muy superciales de la corteza terrestre, pero s pueden serlo cuando se encuentran sometidas a una gran presin litosttica y niveles ms profundos.

4.2. Deformacin plstica

Cuando una roca sometida a una deformacin elstica supera su lmite elstico, sufre una deformacin plstica, tras la que ya no puede recuperar su forma original. Si se supera el lmite de plasticidad, las rocas se fracturan y pasan a comportarse como cuerpos frgiles.

5. FACTORES DE LA DEFORMACIN

Los factores que controlan el tipo de deformacin son: la naturaleza de la roca, presin, temperatura, tipo de esfuerzo aplicado y tiempo de aplicacin del esfuerzo. Para comprender el proceso de fracturacin es necesario evaluar todos ellos conjuntamente.

5.1. Naturaleza de la roca

No todas las rocas tienen la misma resistencia interna, por lo que su res-puesta al esfuerzo es tambin diferente. En supercie y condiciones ambientales, algunas rocas tienen un comportamiento dctil (por ejemplo, las arcillas), y otras un comportamiento frgil (por ejemplo, la caliza).

5.2. Presin y temperatura

Son los factores determinantes de la deformacin. Como regla general, a mayor presin y temperatura, la roca tiene un comportamiento ms dctil y, por tanto, la de-formacin es mayor (ver niveles estructurales).

5.3. Tipo de esfuerzo aplicado

La compresin provoca acortamiento en los estratos, bien por pliegues o por fallas. Esfuerzos distintivos por tensin estiran y adelgazan los estratos, creando fallas a partir de un lmite. Cuando el esfuerzo aplicado es la cizalla, se produce la deformacin por desplazamiento a lo largo de planos poco espaciados. 5.4. Tiempo de aplicacin del esfuerzo

Inuye el tiempo de aplicacin y la intensidad. Un esfuerzo pequeo aplicado durante un largo periodo de tiempo favorece la deformacin plstica. Si el esfuerzo es muy grande pero aplicado puntualmente, se favorece el comportamiento frgil y, por tanto, la fracturacin de la roca.

6. DEFORMACIN DCTIL (LOS PLIEGUES Y SUS TIPOS. MECANISMOS DE PLEGAMIENTO)

6.1. Los pliegues

Una roca se pliega cuando una supercie de referencia denida antes del plegamiento como plana se transforma en una supercie curva. El plegamiento es tanto mayor cuanto ms numerosas y fuertes son las variaciones de buzamiento. Las rocas en las que se aprecia el plegamiento con mayor facilidad son las sedimentarias, cuyos planos de estraticacin se muestran como buenos planos de referencia. En las rocas gneas, cristalinas y de aspecto masivo, resulta ms compleja la identicacin de pliegues por la escasez de estructuras planares de referencia.

6.2. Partes de un pliegue

Las partes de los pliegues que pueden identicarse y nos permiten denirlos y clasicarlos son:a. Lneas de cresta

Las curvas que unen los puntos ms elevados de la supercie curvada. b. Lnea de valle

Las curvas que unen los puntos ms bajos de la supercie curvada.

c. Flanco del pliegue

Cada uno de los lados del pliegue.

d. Eje de pliegue

Lugar de los puntos de curvatura mxima. Tambin se puede denir como la lnea que resulta de la interseccin entre el pliegue y el plano axial.

e. Plano axial

Supercie que contiene los ejes de los pliegues de varios estratos.

f. Inmersin

Es el ngulo que forma una lnea (o eje del pliegue) con el plano horizontal medido sobre un plano vertical que contenga esa lnea. El valor de la inmersin de una lnea vara entre 0 y 90.

Dibuja un pliegue con indicacin de cada una de sus partes. Si lo consideras necesario, busca ayuda en la bibliografa recomendada.

6.3. Direccin y buzamiento de un pliegue Direccin

Este concepto se redera al ngulo que forma con el norte geogrco la lnea que resulta de la inter-seccin de un plano horizontal imaginario con la capa, estrato o estructura que se estudia. La direccin de un pliegue es, por tanto, el ngulo que forma la proyeccin del eje del pliegue sobre un plano horizontal con el norte geogrco. El valor de la direccin suele darse de 0 a 90, aadiendo si ese ngulo con respecto al norte es hacia el este o hacia el oeste.

Buzamiento

Se dene como el ngulo que forma la capa o estructura estudiada con un plano horizontal imaginario, medido en la lnea de mxima pendiente de la capa. El sentido del buzamiento de un plano es el ngulo que forma la proyeccin de la lnea de mxima pendiente en un plano horizontal con el norte geogrco e indica hacia dnde se inclina la capa en relacin con el norte.

6.4. Clasificacin y tipos de pliegues

Cada uno de los tramos de un estrato o conjunto de capas comprendidos entre los puntos de in-exin es un pliegue, por el que se da una sucesin de formas cncavas seguidas de otras convexas y a la inversa. Si consideramos un tren de pliegues, peridicamente se repiten y alternan formas convexas o antiformes, y formas cncavas o sin formes. Los conceptos de anticlinal y sinclinal informan, adems, de la convexidad o concavidad de la edad de los materiales en el pliegue.

a. Anticlinal

Pliegue arqueado o con la convexidad ascendente en el que los materiales ms antiguos se localizan en el ncleo.

b. Sinclinal

Pliegue arqueado o con la convexidad descendente en el que los materiales ms modernos se localizan en el ncleo. Anticlinales y sinclinales suelen sucederse en el espacio, y tienen planos axiales que dividen los pliegues en dos mitades, cada una de las cuales es un anco. Estas estructuras son ondulaciones de los estratos que no tienen por qu visualizarse como ondulaciones del terreno.6.5. Clasificacin de pliegues por el plano axial

Existen diferentes clasicaciones que emplean criterios distintos para denominar los pliegues. La clasicacin que se presenta en este apartado es una de las ms claras, y tiene en cuenta la inclinacin del plano axial:

Pliegue recto

La supercie del plano axial es vertical.

Pliegue inclinado

La supercie axial est inclinada. En este caso los ancos no tienen necesariamente el mismo buzamiento, y si uno de ellos rebasa la verticalidad, entonces tenemos un anco invertido. Pliegue tumbado

La supercie del plano axial es horizontal.

Pliegue en abanico

Tiene vergencias en dos direcciones opuestas, con dos planos axiales que se abren en forma de abanico.

6.6. Mecanismos de plegamiento

Para entender los mecanismos del plegamiento debe recurrirse a la tectnica de placas. Los movimientos de las placas litosfricas, en sus bordes constructivos y destructivos, son los responsables de la mayor parte de los procesos de plegamiento y fracturacin que actan sobre la corteza terrestre. Sin entrar en detalle de la tectnica de placas, a continuacin se repasan los tipos de borde, con indicacin del mecanismo de plegamiento o fracturacin dominante.

Bordes divergentes

Son los bordes donde las placas se separan produciendo un ascenso de material desde el manto, para crear nuevo suelo ocenico. Pueden encontrase sobre corteza ocenica o continental. En relacin con la deformacin de los materiales, tienen mayor importancia los que se inician bajo corteza continental, creando los rift o valles de rift. Durante este proceso se produce primero un abombamiento y adelgazamiento de la corteza, seguido de un estiramiento que da lugar a un sistema de fracturas (fallas normales) en cadena, alternado con episodios de vulcanismo, hasta llegar a formar una gran fosa tectnica. El rift en corteza ocenica no se comenta debido a su escaso inters en el proceso de deformacin.

Bordes convergentes

Las zonas de convergencia de placas son las zonas donde la litosfera subduce en el manto o crea grandes cadenas montaosas por el choque entre placas. En las zonas de subduccin se produce la fusin de la placa litosfera originando magmatismo, que al intruir en la corteza puede crear deformacin de los materiales que atraviesa. Cuando dos placas de litosfera continental chocan, se produce el mayor mecanismo de deformacin, al dar lugar a grandes cadenas montaosas con un gran nmero de estructuras plegadas que generalmente van acompaadas de todo tipo de fracturas. En este tipo de colisin es muy frecuente la formacin de grandes mantos de cabalgamiento. Un ejemplo actual de este tipo de borde es la formacin de la cordillera del Himalaya.

7. DEFORMACIONES FRGILES (DIACLASAS Y FALLAS)

Un material tiene comportamiento frgil cuando se rompe fracturndose bruscamente tras ser so-metido a un esfuerzo. Cuando en el estudio de las rocas se hace referencia a la deformacin frgil, se apunta a la fracturacin de los materiales en forma de diaclasas o fallas.

7.1. Diaclasas

Una diaclasa es un plano de fractura a favor del cual no se produce desplazamiento de los bloques que quedan a ambos lados de esta.

7.2. Fallas

Son fracturas en la corteza a lo largo de las cuales ha tenido lugar un desplazamiento apreciable. Pueden tener longitudes en planta desde pocos metros hasta centenares de kilmetros, como por ejemplo la de San Andrs en California. Los movimientos repentinos de las fallas son normalmente los responsables de la mayora de los terremotos. Las fallas antiguas suelen ser inactivas.

7.1.1. Partes de una falla

Las fallas se visualizan como planos o supercies que dividen una porcin del terreno desplazando una con respecto a otra, ya sea en la vertical, en la horizontal o en ambos sentidos. Los elementos que denen una falla son:

Plano de falla

Es la supercie de rotura sobre la que se produce el movimiento de un bloque sobre el otro. Labio levantado

Porcin del terreno o bloque con un movimiento de ascenso con respecto al labio hundido.

Labio hundido

Bloque del terreno con un movimiento descendente con respecto al labio levantado. Direccin de la falla

ngulo que forma con el norte geogrco la lnea que resulta de la inter-seccin de un plano imaginario horizontal con el plano de falla. Buzamiento de la falla

ngulo que forma el plano de falla con un plano horizontal imaginario, medido en la lnea de mxima pendiente. Espejo de falla Supercie pulida que se visualiza sobre el plano de falla como consecuencia de la friccin entre los dos bloques. Estras de falla Estras o hendiduras sobre el plano de falla por presin y friccin entre los dos bloques. Brecha de falla Material de aspecto catico que se encuentra en el plano de falla debido al desplazamiento y presin de los dos bloques.

Techo de falla Supercie rocosa que est inmediatamente por encima de la falla.

Muro de falla Supercie rocosa que est inmediatamente por debajo de la falla. Salto de falla

Desplazamiento de un bloque o labio con respecto al otro, medido en las componentes vertical y horizontal.

8. ASOCIACIONES DE FALLAS Y ESTRUCTURAS TECTNICAS

Las estructuras vinculadas con las fallas dependen del tipo de rgimen tectnico regional en el que se han formado. Sin embargo hay algunas formas y trminos comunes a todas ellas: es frecuente que las fallas varen de buzamiento en su recorrido, mostrando zonas relativamente horizontales,rellanos, alternando con zonas ms inclinadas,rampas. Los bloques delimitados entre rampas de fallas se denominanescamas tectnicasohorsesy el apilamiento de estas escamas se denominadplex

En regiones de extensin tectnica

En un rgimen de extensin limitado y en condiciones de deformacin frgil se desarrollan sistemas de fallas normales escalonadas, ms o menos paralelas, que forman zonas hundidas, denominadasGrabensofosas tectnicas, que pueden alternarse con zonas elevadas, denominadasHorstotectnicos. Si la extensin es amplia las fallas suelen horizontal izarse en profundidad (fallas lstricas). En el desarrollo de la extensin se pueden formar sistemas de fallas con rampas y rellanos que van sucedindose y reemplazndose, delimitando escamas que pueden agruparse en dplex extensionales.

8.1. En regiones de compresin tectnica

Las formas ms comunes asociadas a la compresin son producidas por fallas inversas:cabalgamientosymantos de corrimiento, tpicos de las zonas externas de losergenosde colisin, en lo que se denomina cinturn de cabalgamientos y se corresponde con el estilo.

En algunas regiones afectadas por compresin, con cabalgamientos con despegues en la base de la corteza superior o ms profundos (estilo tectnico de piel gruesa), se pueden producir elevaciones de tipopop-upy depresiones de tipopop-down(depresiones entre dos cabalgamientos de vergencia contraria), ambos limitados por fallas inversas en lo que se diferencian dehorstygrabens, limitados por fallas normales. Este modelo depops-upypops-downse aplica por ejemplo alSistema Centralespaol.

A escala cortical puede darse la imbricacin y apilamiento de fragmentos de corteza continental, como en el caso de la cordillera del Himalaya, en la que extensos bloques corticales, delimitados por grandes fallas, cabalgan unos sobre otros.8.2. En zonas de tectnica transcurrente

Los dos casos posibles de estructuras en abanico en la zona de alabeo de una falla de desgarre dextral: giro a la izquierda con elevacin tipopush-upy giro a la derecha con hundimiento tipopull-apart.

En las grandes fallas de desgarre, cuyo componente de desplazamiento es principalmente horizontal, pueden delimitarse reas de compresin o extensin locales que producen movimientos de elevacin o hundimiento. El relevo o puente entre dos fallas prximas o la curvatura local de una falla en direccin produce una zona en que la direccin local de la fracturacin es oblcua o perpendicular a la direccin de desplazamiento principal, formndose escamas ydplexasociados

Segn sea el relevo o giro de las fallas, a derecha o izquierda, y segn sea el desplazamiento horizontal de las mismas, destral o sinestral, la zona de enlace entre ambas tendr un comportamiento compresivo o distensivo de las escamas ydplexque se hubieran formado, desarrollndose elevaciones en abanico, tipopush-up, o depresiones tectnicas de tipopull-apart.

Rocas de falla

En muchos casos la friccin en el plano de falla produce la trituracin o deformacin de las rocas que lo conforman. La banda de deformacin puede alcanzar varias decenas de metros de espesor. Dependiendo de las condiciones de formacin pueden ser de distintos tipos, entre los que existe una gradacin continua:

En condiciones de deformacin frgil se producen lasbrechasde falla, cuando los fragmentos (clastos) se ven a simple vista, o lasharinas de falla, cuando los clastos son microscpicos. En condiciones ms profundas y con mayor temperatura, se formancataclasitas, que son rocas con una mayor cementacin que las anteriores. Si la friccin de la falla aumenta la temperatura, hasta el punto de fusin de alguno de los componentes ms finos de la roca, pueden producirsepseudotaquilitas, rocas oscuras de texturavtrea.

Cuando la deformacin se produce en el dominio dctil o frgil-dctil, en condiciones de metamorfismo, se producen lasmilonitasyultramilonitas, que definen las bandas de cizalla, con un caracterstico bandeado de la roca.

TEMA IIGEOLOGIA HISTRICA

La Geologa Histrica pretende describir y estudiar la historia de la Tierra desde que se origina hasta hoy, para lo cual se realizan estudios de las rocas de la Tierra: su distribucin en la corteza, contenido orgnico y cualquier otro aspecto que nos permita diferenciar reas de erosin (continentes) y reas de sedimentacin (cuencas).La diferencia entre la Estratigrafa y la Geologa Histrica estriba en la dimensin preferente, que para la primera es la dimensin espacial (las correlaciones) y para la segunda es el tiempo.La diferencia entre la Geocronologa y la Geologa Histrica es que la primera el tiempo de un fenmeno de forma independiente de aqul, mientras que la Geologa Histrica pretende ordenar en el tiempo los fenmenos geolgicos, que son el objeto de estudio de la Paleogeografa. As pues, se puede dibujar el siguiente esquema:

Tiempo - GeocronologaGeologa Histrica Espacio - Estratigrafa Fenmeno - PaleogeografaLa Geologa Histrica se basa toda ella en la teora de la Tectnica de Placas (1960), que fue enunciada por primera vez como Teora de la Deriva Continental por Wegner, en 1915. La teora de la Tectnica de Placas se ve corroborada por tres fenmenos:

A. Deriva continental: desplazamiento de unos continentes con respecto a otros (Movimientos EW).B. Divagacin polar: movimiento de la corteza terrestre con respecto a los polos de rotacin de la Tierra (movimientos NS)C. Expansin del fondo ocenico por generacin de nueva corteza. El Ciclo de Wilson explica la apertura y cierre de los ocanos como consecuencia de la deriva continental, estableciendo un punto inicial arbitrario en la apertura de un ocano y separacin de las dos masas continentales, pasando por una etapa de divergencia a una convergencia y colisin continental, generando un nico continente de partida. El hecho de que el fondo ocenico sea siempre posterior al Jursico indica que ha habido varias etapas de apertura y cierre de los ocanos, es decir, que han sucedido varios Ciclos de Wilson completos.

Algunas notas de datos interesantes

Edad estimada de la Tierra: 4.600 Ma.Rocas ms antiguas datadas: 3.960 Ma.El intervalo entre los 4.600 y los 3.960 corresponden a la astronoma y astrofsica.Edad estimada del Universo: entre 15.000 Ma. Y 18.000 Ma.Edad estimada del sistema Solar: 5.000 Ma.Primeros indicios de fsiles: 3.800 Ma.

1. TERMINOLOGAFsil de trilobites.La unidad de tiempo mayor utilizada en geologa histrica es el tiempo o superen, que est compuesto por eones. Los eones se dividen en eras, que a su vez se dividen en perodos, pocas y edades. Al mismo tiempo, los paleontlogos definen un sistema de etapas fanales, de duracin variable, basada en los cambios observados en los conjuntos de fsiles. En muchos casos, esas etapas de fauna se han adoptado a la nomenclatura geolgica, aunque, en general, se han establecido ms etapas fanales que unidades de tiempo geolgico.Los gelogos tienden a hablar en trminos de Superior/Tardo,Inferior/Temprano y Medio para referirse a partes de perodos y de otras unidades, como por ejemplo, "Jursico Superior" y "CmbricoMedio". Los trminos Superior, Inferior y Medio se suelen aplicar a las rocas, mientras que Tardo, Temprano y Medio se suelen aplicar al tiempo. Los adjetivos se escriben con la inicial en mayscula cuando la subdivisin es reconocida oficialmente, y en minscula cuando no.Puesto que las unidades de tiempo geolgicas que ocurren al mismo tiempo en diferentes partes del mundo pueden parecer diferentes y contener diferentes fsiles, hay muchos ejemplos histricos de diferentes nombres para el mismo perodo en diferentes ubicaciones. Por ejemplo, en Norteamrica al Cmbrico Inferior se le denomin serie Waucoban. Un aspecto clave de la labor de la Comisin Internacional de Estratigrafa es conciliar estos conflictos en terminologa y definir lmites universales que puedan ser utilizados en todo el mundo.2. HISTORIA DE LA ESCALA DE TIEMPO GEOLGICO Y DE SUS NOMBRESLa historia de la Tierra comprimida en un da.Uno de los principios ms importantes que subyacen en las escalas de tiempo geolgico es el principio de superposicin de estratos, propuesto por primera vez en el siglo XI por el gelogo persa Avicena (Ibn Sena).[1] [2] Ms tarde en el siglo XI, el naturalista chino Shen Kuo (1031-1095) reconoci tambin el concepto de "tiempo geolgico".Este principio fue redescubierto a finales del siglo XVII por Niel Stensen. El principio de superposicin de estratos establece que las capas de roca (o estratos) estn establecidas en sucesin, que cada estrato representa una "ranura" de tiempo y que cualquier estrato es probablemente ms antiguo que los que tiene encima y ms joven que los de debajo. Pero aunque el principio es simple, su aplicacin real a las rocas result bastante compleja.En el transcurso del siglo XVIII los gelogos se dieron cuenta que:1. Las secuencias de estratos estn a menudo erosionadas, distorsionadas, inclinadas o incluso invertidas, lo que tiene lugar despus de su deposicin.2. Los estratos depositados al mismo tiempo en diferentes lugares pueden tener una apariencia completamente diferente.3. Los estratos de cada rea representan slo una pequea parte de la larga historia de la Tierra.Estratos visibles en el Gran Can del Colorado.Los primeros intentos serios para establecer una escala de tiempo geolgico que pudiera aplicarse a cualquier lugar en la Tierra tuvieron lugar a finales del siglo XVIII. El ms influyente de los primeros intentos (defendido por Abraham Gottlob Werner, entre otros) divide las rocas de la corteza terrestre en cuatro tipos: primarias secundarias, terciarias y cuaternarias. Cada tipo de roca, de acuerdo con la teora, se form durante un perodo especfico en la historia de la Tierra. Por lo tanto, es posible hablar de un "Perodo Primario", as como de "rocas del Primario".En 1785 James Hutton, el fundador de la geologa moderna, propone que el interior de la Tierra est caliente y que ese calor es el motor que impulsa la formacin de nuevas rocas, luego las rocas son erosionadas por el aire y el agua y los sedimentos depositados en capas en el mar, el calor entonces consolida los sedimentos en rocas y levanta nuevas tierras. Esta teora se denomin Plutonista en contraste con la Neptunista, que consideraba que todas las rocas se depositaron a la vez en el transcurso de una inmensa inundacin.La identificacin de estratos por los fsiles que contienen, realizada por primera vez por William Smith, Georges Cuvier, Jean d'Omalius d'Halloy y Alexandre Brogniart a principios del siglo XIX, permiti a los gelogos a dividir la historia de la Tierra con mayor precisin. Tambin les permiti correlacionar los estratos a nivel nacional (o incluso continental). Si dos estratos distantes en el espacio o diferentes en su apariencia contienen los mismos fsiles, hay una alta probabilidad de que hayan sido depositados al mismo tiempo. Los estudios detallados de los estratos y fsiles de Europa que se realizaron entre 1820 y 1850 dieron lugar a la secuencia de perodos geolgicos que se sigue utilizando hoy en da. Las grandes extinciones durante el En Fanerozoico. El proceso estuvo dominado por los gelogos britnicos, y as se refleja en los nombres de los perodos: Cmbrico (el nombre romano de Gales), Ordovcico y Silrico (nombres de antiguas tribus galesas) fueron definidos utilizando secuencias estratigrficas de Gales. Devnico procede del condado ingls de Devon y Carbonfero de carbn. El Prmico fue establecido por un gelogo escocs y procede de Perm, Rusia. Sin embargo, algunos perodos fueron definidos por gelogos de otros pases. El Trisico fue bautizado as en 1834 por el gelogo alemn Friedrich August von Alberti por las tres capas distintas (del latn trada) que presentaba el terreno: areniscas rojas, dolomas con conchas y arcillas grises, encontradas en toda Alemania y Noroeste de Europa. El "Jursico" fue establecido por el gelogo francs Alexandre Brogniart en base a la amplia caliza marina expuesta en los montes Jura. El Cretcico (del latn Creta que significa "tiza") fue definido por vez primera por el gelogo belga Jean d'Omalius d'Halloy en 1822, utilizando los estratos de la cuenca de Parsy denominado as por las amplios depsitos de tiza (carbonato clcico depositado por las conchas de invertebrados marinos). Pecopteris arborescens, un helecho del Carbonfero. Inicialmente, la escala de tiempo poda estimarse slo de forma muy imprecisa. Los diversos tipos de tasas de cambio utilizados en las estimaciones eran muy variables. Aun as, los primeros gelogos sugieren millones de aos para los perodos geolgicos e incluso algunos sugieren una edad casi infinita para la Tierra, lo que contrasta con las fechas en torno a seis o siete mil aos de edad para la Tierra que haban propuesto los creacionistas basndose en la Biblia. Desde entonces, gelogos y paleontlogos han construido la escala geolgica sobre la base de las posiciones relativas de los diferentes estratos y fsiles y sobre las estimaciones de las escalas de tiempo basadas en el estudio de las tasas de diversos tipos de meteorizacin, erosin, sedimentacin y litificacin. El descubrimiento de la radiactividad en 1896 y el desarrollo de sus aplicaciones a la geologa a travs del datado radiomtrico durante la primera mitad del siglo XX (por gelogos tales como Arthur Holmes), permitieron una datacin absoluta de la edad de las rocas. En 1977, la Comisin Internacional de Estratigrafa inici un esfuerzo para definir las referencias mundiales (Secciones y Puntos de Estrato tipos Globales de Lmites) de los perodos geolgicos y de las etapas fanales. El trabajo ms reciente de la comisin se describe en la escala de tiempo geolgico de Gradstein et al. De 2004.Tambin est disponible un modelo UML de la forma en que el cronograma est estructurado, relacionndolo con los GPSS.3. ESCALA DE TIEMPO GEOLGICOLa siguiente tabla se basa en la escala propuesta por la Comisin Internacional de Estratigrafa (ICS). Ha de tenerse en cuenta, sin embargo, que la ICS no ha reconocido ninguna fecha ni subdivisin del En Hadeico y que tampoco ha establecido la fecha de comienzo del En Arcaico.a) Los eones Hadeico, Arcaico y Proterozoico se agrupan en el Tiempo Precmbrico, tambin denominado Criptozoico.b) Descubrimientos hechos durante el ltimo cuarto de siglo XX han cambiado substancialmente la forma de ver los eventos geolgicos y paleontolgicos inmediatamente anteriores al Cmbrico. La nomenclatura no se ha estabilizado. El trmino Neoproterozoico es utilizado aqu, pero otros escritores podran igualmente usar otros trminos como 'Ediacariano', 'Vendiano', 'Varangiano', 'Precmbrico', 'Protocambriano', 'Eocambriano', o podran haber extendido el perodo de duracin del Cmbrico. Todos estos trminos son considerados como un subconjunto del Proterozoico ms que como un perodo entre el Proterozoico y el Paleozoico.c) Estas eras no son reconocidas formalmente por la Comisin Internacional de Estratigrafa (ICS), sino que representan una propuesta que se inspira en la escala de tiempo geolgico lunar. Los paleontlogos generalmente hacen referencia a la etapa faunal en lugar de los perodos geolgicos. La nomenclatura de etapas es bastante compleja. Vase "The Paleobiolog Database" para obtener una lista ordenada por Etapas fauna les.e) Una reciente propuesta de la ICS pretenda eliminar el Cuaternario de la nomenclatura y extender el Negeno hasta el presente.f) En Amrica del Norte, el Carbonfero se subdivide en los perodos Misisipiense y Pensilvaniense.g) Todas las fechas se dan en millones de aos para el inicio de la poca en cuestin. Las fechas son inciertas mostrando una leve diferencia con las fuentes en comn. Esto se debe a la incerteza del fechado radiomtrico y el problema que depsitos que son susceptibles de ser fechadas radiomtricamente no siempre son examinados en el lugar exacto en la columna geolgica que se desea fechar.

3.1. DEFINICIONESGeosinclinal y geoclina: cuencas relativamente estrechas con respecto a su longitud.Geosinclinal: la cuenca est asociada a mrgenes activos.Geoclina: la cuenca est asociada a unos mrgenes pasivos.Aulacgeno: cuenca limitada por fallas normales originadas en etapas iniciales de desarrollo de una dorsal ocenica (brazo fallido de una dorsal). Siempre tienen corteza continental como sustrato y siempre se rellena con sedimentos someros siliciclsticos o carbonatados en muy poco tiempo. Se suelen desarrollar de forma perpendicular o prxima, a los bordes de las placas continentales.Terreno tectono-estratigrfico: rea caracterizada por una continuidad interna en toda su geologa (estratigrafa, fauna y tectnica muy similares, con una evolucin coherente en la petrologa gnea y metamrfica, adems de unas mismas propiedades geofsicas e idntico registro paleo magntico). Estas reas estn limitadas por grandes fallas o zonas de sutura, indicando que existi un ocano que separ esa zona de otra no relacionada con ella. Pueden ser pequeas placas aisladas que a lo largo de la historia geolgica llegaron a acrecionar para dar lugar a placas mayores.Cratn: son las races de los continentes, o las partes ms antiguas de los mismos que no han sufrido importante deformacin desde el Precmbrico.Escudo: parte del cratn donde aflora Precmbrico.Plataforma: parte del cratn ms estable que se encuentra cubierta por sedimentos ms recientes de escaso espesor. Las plataformas suelen estar adosadas a escudos.Diamictita: sedimento mal clasificado sin estratificar. Es un trmino sin connotaciones genticas, por lo que todas las tillitas son diamictitas pero no al revs, y lo mismo con los dobras falo, que tambin seran diamictitas. Es un trmino que debera usarse lo mnimo posible, pues indica que no conocemos el origen del sedimento que tratamos.

4. EL PRECMBRICO: 4.600 545 ma.

El Precmbrico es todo el tiempo geolgico anterior a la aparicin de metazoos de concha dura y por tanto abarca desde los ~4.600 Ma. A los 545 Ma. Es la etapa de la Tierra que ms se desconoce y que se ha dividido en: Hadenico, Arcaico y Proterozoico. Hadenico: 4.600 3.960 Ma. Es la etapa de la Tierra sin registro, desde los 4.600 a los 3.960 Ma., pues hace 3.960 Ma. Hubo una etapa termal importantsima que ocasion que todos los relojes se comportaran como sistemas abiertos: se elimin todo registro anterior... Arcaico: 3.960 2.500 Ma. Comprende desde los 3.960 a los 2.500 Ma. En este En aparecen dos tipos de registros sincrnicos: 1. Grandes masas granticas: son meta-granodioritas (gneises con una relacin K/Na baja; magmatismo sdico) que afloran en forma de domo y estn afectadas por metamorfismo en facies granulitas, con xenolitos de ortocuarcitas, mrmoles y cuarcitas con formaciones de hierro bandeado (BIF - Banded Iron Formation).Tambin se han encontrado pillow lavas asociadas, as como lentejones de rocas bsicas y ultrabsicas volcnicas metamorfizadas a anfibolitas. El conjunto aparece encajado en los cinturones de rocas verdes. 2. Cinturones de rocas verdes o greenstone: son sucesiones de rocas volcnicas (en el grupo inferior) y sedimentos (en el grupo superior) afectados por un metamorfismo de bajo grado y que aparecen en estructura sinclinal sin que medien estructuras anticlinales. Estas estructuras son alargadas apareciendo entre una y otra los domos granticos. Son reas muy subsidentes, presentando espesores de entre 6.000 y 20.000 m y parece que hubo dos etapas principales de formacin de estos cinturones verdes: en frica hace ms de 3.000 Ma. Y en los dems cratones entre los 2.700 - 2.600 Ma., existiendo siempre una evolucin comn para todos ellos: a. Grupo inferior: en orden de edad decreciente (de abajo a arriba) tenemos: peridotitas y una serie calco alcalina por encima, compuesta por basaltos, anfibolitas y vulcanismo flsico.

Grupo superior: compuesto por una parte arcillosa en la base, de pelitas y grauwacas turbidticas, y una parte superior arenosa somera con un conglomerado basal seguido de areniscas y cuarcitas, carbonatos y finalmente BIF. A partir de estos dos tipos de afloramientos se ha interpretado una evolucin de la corteza terrestre durante este periodo, donde los cinturones verdes seran los depsitos volcanosedimentarios de cuencas tras-arco y los domos granodiorticos como la raz del arco volcnico. Si esto es as, indicara que ya en el Arcaico haba actividad de placas y que la estructura interna de la Tierra era similar a la actual, pero seguramente con ms calor. Se considera que la velocidad con que se produce litosfera es proporcional a la velocidad con que se produce calor radio gnico en el manto, por lo que cabra esperar que en esta poca hubiera una mayor produccin de litosfera, que implica mayor actividad en las dorsales y mayor nmero de ellas, lo que a su vez sera indicador de ms zonas de subduccin, ms placas tectnicas y ms pequeas. Por otra parte, se cree que la corteza continental era mucho ms delgada y ms dctil, predominando un rgimen tectnico horizontal exotrmico importante (per mvil), con poca cratonizacin y sedimentos inmaduros (grauwacas) con cinturones subsidentes (verdes). En esta etapa se localiza la Orogenia Kensica1, en la que muchas placas pequeas colisionan entre s dando lugar a un nmero menor de placas y ms grandes. Estas colisiones ocasionan deformaciones que afectan a toda la micro placa, algo que no volver a suceder al ser las placas de mayor tamao en el Proterozoico. El fin de la Orogenia Kensica marca el fin del Arcaico.

5. PROTEROZOICO: 2.500 545 Ma.El registro rocoso del Proterozoico es muy diferente de la poca Arcaica, y aparece siempre sobre aqul.En esta etapa disminuye el calor procedente del manto y se caracteriza por una intensa cratonizacin con corteza continental mucho ms estable que en el Arcaico, producindose los primeros orgenos claros con cinturones de plegamiento asimtricos y las primeras cuencas de tipos aulacgeno, geosinclinal y geoclina. Adems, la relacin K/Na del magmatismo se presenta alta (magmatismo potsico) y ya aparecen sedimentos maduros.En este En aparece la vida, supuestamente a partir de los aminocidos y molculas orgnicas formadas durante el Arcaico, donde la carencia de atmsfera propici que los rayos UV bombardearan la Tierra para dar lugar a estas complejas molculas.La vida comienza con clulas hetertrofas procariotas y sufre importantsimos cambios en este periodo (los primeros metazoos de cuerpo blando aparecen hacia los 680 Ma.). Esta evolucin de la vida ocasiona un cambio en la atmsfera e hidrosfera hacia las condiciones actuales que queda reflejado en el registro rocoso: la atmsfera se torna oxidante antes del fin del Proterozoico.Hacia los 1.900 Ma. Ya hay organismos quimio- y foto-auttrofos y comienzan a aparecer las rocas que constituyen los principales yacimientos de hierro del mundo: las BIF (Banded Iron Formation), que nunca ms han vuelto a producirse. Estas formaciones, son el resultado de la exorbitante liberacin de O2 a la atmsfera por las cianobacterias, que primero se usa en oxidar todo el Fe2+ a Fe3+ (en forma de magnetita y hematites2) hasta que por fin se agota y queda oxgeno libre en la atmsfera.Adems, durante el Proterozoico ya hay indicadores climticos y se cree que en esta poca hubo variaciones climticas muy similares a las del Fanerozoico: Proterozoico inferior (2.500 1.700 Ma.): aparecen tillitas en el Escudo Canadiense, dentro del grupo Cobalto y en el Escudo Sudafricano, en ambos con edad 2.300 Ma. Y paleo latitudes de unos 60 (N para el Escudo Canadiense y S para el Escudo Sudafricano). Esto indica que hubo una glaciacin que alcanz esas latitudes. Dentro del grupo cobalto y por encima de las tillitas aparecen carbonatos potentes y costras laterticas (clima tropical) en el resto de continentes, con paleolatitudes inferiores a 40 (prximos al ecuador: cinturn rido). Todo esto indica que durante el Proterozoico inferior los continentes migran de altas latitudes hacia bajas latitudes, penetrando incluso el cinturn rido.

Proterozoico medio (1.700 1.000 Ma.): Abundan los estromatolitos en el Escudo Canadiense (clima tropical o ecuatorial), y por encima evaporitas (clima rido), con paleolatitudes menores a 30

TEMA IIIGLACIARES

Un glaciar es una masa de hielo, con movimiento descendente desde el rea de acumulacin nivel por accin de la gravedad. Los glaciares se forman en las altas montaas y en las latitudes septentrionales, donde las precipitaciones en forma de nieve son abundantes.1. FORMACIN DE LOS GLACIARESPara la formacin de los glaciares es necesario que la temperatura media anual sea inferior o prxima a cero y que la cantidad de nieve cada en invierno sea superior a la que se funde en verano.Las zonas de alimentacin de los glaciares estn situadas por encima del nivel de las nieves perpetuas.Aqu la nieve acumulada ao tras ao se va comprimiendo y recristalizando al tiempo que expulsa el aire que contiene, hasta que se forma el hielo glaciar.La superficie ocupada actualmente por los glaciares es de unos 14 millones de km aproximadamente la dcima parte de la superficie continental del Planeta.Los glaciares son producto del clima y estn permanentemente intercambiando masa con otras partes del sistema hidrolgico. Los glaciares crecen con la adicin de nieve y otros tipos de hielo y pierden masa por fusin de hielo en agua y el desmembramiento de tmpanos de hielo. La diferencia entre ganancias y prdidas de masa de un glaciar se llama balance de masa. Cuando el balance de masa da negativo el glaciar pierde masa y cuando es positivo gana masa creciendo. A la adicin de masa de un glaciar se le llama acumulacin y a la prdida ablacin.Las principales formas de acumulacin son la precipitacin directa de nieve, la escarcha, el congelamiento de agua lquida, nieve transportada por vientos, nieve y hielo trados por avalanchas, cencelladas y el congelamiento de agua en las capas basales.5 En los glaciares se suele trazar una lnea imaginaria llamada lnea de equilibrio la cual divide al glaciar en cuestin en dos zonas, una de acumulacin y una de ablacin en trminos netos.

2. MOVIMIENTO DE UN GLACIARBalance de un glaciar es la diferencia entre lo que se acumula en la parte superior con respecto a lo que se derrite en la parte inferior.Un glaciar se mueve por deslizamiento o por deformacin a razn de 1 m/da en promedio alcanzando hasta 22 m/das.

3. ZONAS PRINCIPALES DE UN GLACIAR Zona de acumulacin (ganancia neta):Esta zona se encuentra en sectores altos de los glaciares, que son ms fros y donde comnmente precipita en forma slida, donde ocurre una acumulacin neta de masa Zona de ablacin (prdida neta):Esta zona se encuentra en los sectores bajos, que son ms clidos y donde comnmente existe prdida de masa glaciar, ya sea por desprendimiento, sublimacin o desprendimiento de tmpanos a lagos o mar. Lnea de equilibrio (ganancia = prdida):Es la lnea que separa la zona de acumulacin y ablacin, al cabo de un perodo anual definido usualmente al final del verano.

4. TIPOS DE GLACIARES

A. Glaciares de valle: fluyen hacia abajo a travs de valles, como las corrientes de agua B. Glaciares de pie de monte: situados sobre una planicie en la base de una montaaC. Casquete o manto de hielo: glaciar de forma irregular, que cubre una amplia superficie de terreno.

5. FORMACIN DE HIELO A GLACIAREn los lugares de un glaciar donde la acumulacin de nieve es mayor a la ablacin se va acumulando nieve de ao a ao y las capas ms profundas de la nieve se van transformando en hielo glaciar. La transformacin en hielo glaciar se debe a dos procesos uno de compactacin y otro de metamorfismo. La velocidad de la transformacin depende de la humedad y la temperatura. Los cristales de nieve que precipitan sobre un glaciar tienen formas que van desde hexgonos y agujas a otras ms complicadas, pero estas formas son inestables al acumularse ya sea en un glaciar o en otra parte. Y se evaporan en reas de alta exposicin y reciben condensacin en lugares ms protegidos, lo que termina por darles un aspecto ms redondo. Antes de convertirse en hielo glaciar la nieve se torna en neviza, que esencialmente es nieve que ha sobrevivido mnimo un ao.En los glaciares, donde la fusin se da en la zona de acumulacin de nieve, la nieve puede convertirse en hielo a travs de la fusin y el re congelamiento (en perodos de varios aos). En la Antrtida, donde la fusin es muy lenta o no existe (incluso en verano), la compactacin que convierte la nieve en hielo puede tardar miles de aos. La enorme presin sobre los cristales de hielo hace que stos tengan una deformacin plstica, cuyo comportamiento hace que los glaciares se muevan lentamente bajo la fuerza de la gravedad como si se tratase de un enorme flujo de tierra.6. PROCESOS DE EROSIN, TRANSPORTE Y DEPOSICION

6.1. Proceso de Erosin Es la accin de desgaste de las rocas producida por el hielo de los glaciares y las rocas que transporta.Su intensidad est en relacin con el espesor y velocidad de la masa de hielo.La erosin glaciar tambin forma estras, superficies pulidas y arranque de rocas.La erosin de los glaciares produce geo formas caractersticas en el paisaje, que son diferentes y distintivas de las originadas por cualquier otro agente geolgico. Se aprecian cuando el ascenso de las temperaturas ha eliminado el hielo de las reas enlazadas.

6.1.1. Arranque glaciar. Cuando un glaciar fluye sobre extensas reas de rocas fracturadas, puede desprender y levantar grandes bloques de rocas y transportarlas; este proceso se conoce como arranque glacial. La fuerza del flujo de hielo puede ser lo suficientemente grande como para levantar grandes bloques, y la accin puede ser ayudada por las grandes presiones que operan en el fondo de un glaciar, que trae como consecuencia la fusin del hielo. Esta agua de fusin discurre hacia una zona de menor presin, quizs dentro de una fractura de la roca misma, donde se congela formando una fuerte cua entre el glaciar y la roca; esta accin se denomina accin de cua de las heladas que con el tiempo produce el desprendimiento rocoso. Tanto el arranque glaciar como la accin de cua actan juntos.6.1.2. Abrasin glaciar. A medida que un glaciar avanza, arrastra sobre el fondo los materiales desprendidos como cantos rodados, guijarros, arenas y limo, produce friccin contra la superficie rocosa al actuar estos materiales como abrasivos que a su vez sufren tambin el efecto de la abrasin. Esta abrasin mutua es la que produce la harina de roca, que es el resultado de la pulverizacin de las rocas y da un alto pulimento conocido como lustre glaciar a muchas de las superficies rocosas a travs de las cuales se mueven los glaciares. La abrasin tambin produce rayas o estriaciones tanto en el fondo como en las rocas arrastradas por el hielo, las cuales actan como herramientas. La abrasin ms acentuada produce surcos sobre la superficie del fondo. Tanto las estriaciones como los surcos a lo largo de la superficie indican la direccin del movimiento del glaciar.Valle glacial:Los glaciares de valle son el modelo bsico de glaciar, sobre todo el tipo alpino, por lo que estos glaciares tambin se llaman alpinos, son los tpicos ros de hielo. Constan de dos partes el circo y la lengua y precisan de la existencia de surcos en las laderas por donde canalizar los hielos. El circo glaciar es el rea de cabecera, que desempea la funcin de acumulacin de la neviza. Presenta una topografa cncava, enmarcada por altas alienaciones o cordales notablemente verticales. Entre la roca y el hielo se encuentra una grieta profunda llamada rimaya, resultante del calor desprendido de la roca. El aire dentro de la rimaya se encuentra en torno al punto de congelacin, pero sin grandes diferencias. Es a lo largo de la rimaya donde el hielo glaciar inicia su proceso de descenso por la pendiente, y la excavacin de la roca. El hielo del circo est cubierto de neviza y nieve, por lo que no llega a verse el hielo glaciar.Valles colgados Son otra caracterstica de las reas sujetas a la glaciacin. Son valles en forma de U cuya boca ha quedado a cierta altura por encima del valle principal, a travs del cual pas el glaciar. Como resultado, las corrientes de los valles colgados caen verticalmente al valle principal en una serie de cascadas y declives.Las formas erosivas de terreno ms espectaculares en reas de valles glaciares se encuentran en los extremos superiores de los valles del glaciar y a lo largo de las divisorias que separan a los glaciares:A. CIRCO GLACIAR: (depresin excavada en la montaa, donde se acumula el hieloB. ARISTAS: crestas de bordes puntiagudos formados en la divisoria de dos circosC. HORNS (O AGUJAS): picos formados por la unin de varios circos.D. CUELLO: Es el paso o desfiladero, que se forma cuando dos circos erosionan hacia su cabecera desde lados opuestos.E. LAGO: Depresin de origen glacial ocupada por el agua.

6.2. Proceso de TransporteLa capacidad de transporte de los glaciares es muy grande; pueden transportar bloques de grandes dimensiones denominados bloques errticos, as como "harina de roca" producto de la pulverizacin. La carga transportada de acuerdo a su ubicacin con respecto al glaciar puede ser:i. Carga Supraglaciar, que es el material que sufre transporte en la superficie del glaciar.ii. Carga Intraglaciar, que es el material transportado dentro del glaciar.iii. Carga Infraglaciar, que es el material empujado por el fondo del glaciar

6.3. Proceso de Deposicin La deposicin de los materiales por parte de los glaciares se produce porque el hielo que los transporta se funde o son depositados por el agua de deshielo descargadas por los glaciaresEl trmino depsito de glaciar se aplica a todos los depsitos asociados directamente a los glaciares o que, por actividad de la glaciacin, se depositan en lagos y ocanos. Los depsitos de glaciar se pueden dividir en dos categoras: depsitos sin-estratificar y estratificados.A. Depsitos sin estratificarLos depsitos sin estratificar transportados por el hielo del glaciar se llaman tul y tillitas cuando se consolidan. Se componen de fragmentos de rocas de todos los tamaos, variando desde bloques hasta fragmentos diminutos y partculas coloidales. Este material est distribuido en forma catica, no es clasificado ni estratificado, esto es, sus componentes no estn ordenados por su tamao y forma ni presentan estratos.Las tillitas tienen una gran variedad de formas topogrficas, que incluyen a morrenas, drumlins, los bloques errticos, etc.Morrenas: Es un trmino general para describir muchas formas topogrficas que se componen de tillitas y toman diversos nombres de acuerdo al lugar donde se encuentren con respecto al glaciar: Morrena frontal o terminal. Es el depsito de tillita que marca el lmite de avance de un glaciar. Esta morrena se forma cuando un glaciar alcanza el punto crtico de equilibrio, el punto en el cual la prdida o desgaste alcanza exactamente la misma velocidad que su alimentacin. La morrena terminal tiene forma de luna en creciente con el lado convexo extendido valle abajo. Morrena de retroceso. Son pequeos promontorios ubicados detrs de la morrena terminal y a diferentes distancias de sta, que indican la posicin en que se estabiliz el frente del glaciar temporalmente durante la retirada o retroceso del glaciar. Morrena de fondo. Es aquel depsito en forma de capa que presenta planicies suavemente onduladas a travs del fondo del valle y se forma por la fusin gradual de los glaciares. Morrena lateral. Es un tipo especial de morrena de los glaciares de valle, que se forma por el desprendimiento de grandes bloques de sus paredes y se juntan a lo largo de los lados del glaciar, cuando el hielo se funde todos estos materiales se alinean en forma longitudinal a ste. Hacia el extremo del valle, 'a morrena lateral se confunde gradualmente con la morrena terminal. Morrena central. Es otro tipo especial de depsito, que se origina cuando dos glaciares de valle se unen para formar una sola corriente de hielo; el material arrastrado al principio a lo largo de los bordes laterales de los dos glaciares separados, se combina en una sola morrena cerca del centro del nuevo y ms grande glaciar. Aun cuando las morrenas centrales son representativas de los glaciares, rara vez se conservan como rasgos topogrficos despus de la desaparicin del hielo.

Drumlins: Son lomas alargadas compuestas principalmente de tillitas. La forma ideal del drumlin tiene un perfil asimtrico con una parte roma que apunta en direccin del avance del glaciar y con una pendiente ms larga y suave, que seala la direccin opuesta.

Bloques errticos: Son grandes bloques de rocas que han sido transportados desde su lugar de origen por un glaciar y que queda aislado sobre un lecho rocoso de composicin diferente. Los llamados trenes de bloques son una serie de bloques errticos que provienen de una misma fuente de origen, normalmente con una caracterstica que permite reconocer su procedencia.

B. Depsitos estratificadosEl depsito de glaciar estratificado es el material transportado por el hielo que ha sido deslavado y clasificado por las aguas de fusin glacial de acuerdo con el tamao de las partculas. Puesto que el agua es un agente clasificador ms selectivo que el hielo, los depsitos de glaciar se depositan en capas reconocibles.Depsitos fluvio-glaciares. Son depsitos de arenas y gravas arrastrados desde el frente del glaciar por el agua de fusin proveniente del deslavado de los derrubios glaciares. Estos depsitos se extienden por kilmetros, formando lo que se llama una planicie fluvio-glacial.Eskers. Son elevaciones alargadas, sinuosas y ondulantes de arena y grava estratificada con laderas abruptas, que algunas veces se ramifican y a menudo son discontinuas. Se originan por la acumulacin de material causada por una corriente de agua de fusin en la parte frontal de los glaciares.Kames. Son depsitos estratificados, en forma de lomas bajas, de laderas relativamente abruptas y que se forman como montculos aislados o en conjuntos. A diferencia de los drumlins, los kames tienen formas caprichosas, indefinidas, y se formaron con el material colectado en las aberturas del hielo estancado.Varvas. Son depsitos estratificados constituidos por un par de lechos sedimentarios delgados, uno de grano grueso y el otro de grano fino. Generalmente se interpreta esta pareja de capas como representativa de los depsitos ocurridos en un mismo ao, uno del perodo de cada de nieve y el otro del perodo de sequa.

Las ESTRAS son araazos producidos por la abrasin y arrastre de los fragmentos transportados por el glaciar.Algunas son muy profundas.Indican la direccin del glaciar cuando ste se ha retirado.

ROCAS ABORREGADASLasrocas aborregadassuelen aparecer, generalmente en grupos, sobre sustratos de rocas cristalinas que estuvieron cubiertas por glaciares de casquete o en las zonas de los umbrales en glaciares de tipo alpino. El tamao es muy variable, desde alrededor del metro hasta varios cientos.Su gnesis y forma asimtrica se explican como resultado de un mecanismo llamadoquarrying: El empuje de la masa de hielo sobre la superficie de un resalte rocoso(A)provoca la fusin del hielo sometido a presin a la vez que la abrasin da lugar al pulido y las estras en la direccin de flujo (E, sealadas con flechas blancas en la figura 1). El agua as formada migra a la zonaB, donde el despegue de la lengua de hielo crea una zona de baja presin, y penetra en grietas y fisuras. Al decrecer la presin ese agua recristaliza y provoca la rotura de la roca por crioclastia en la zonaBadems de soldarla a la lengua de hielo, que fracciona arrancando fragmentos y dando as forma a esa superficie quebrada e irregular.

En muchos casos se ha podido constatar que tambin influye la fracturacin previa de la roca, pues la orientacin de los planos de diaclasas (D, sealadas con flechas amarillas en la figura 1) es paralelo a la cara abrupta de la roca aborregada y tienen la misma direccin que las fuerzas de empuje del hielo, como se esquematiza en la figura 2, facilitando la rotura segn esos planos:

LA LENGUA GLACIAR Es el curso por donde se desplaza en hielo valle abajo. Es el rgano difusor que asegura la evacuacin del hielo y constituye la zona de ablacin. La pendiente sobre la que se desliza es bastante fuerte, hasta llegar al frente de la lengua, donde termina, en forma de lbulo. Parte de la lengua puede descender por debajo del lmite de las nieves perpetuas, por lo que se ve afectada en mayor o menor grado por la fusin. El perfil transversal adopta una forma convexa en U o de artesa, con fondo plano, fruto de la intensificacin de la abrasin provocada por las rocas de las laderas. Las aguas de fusin se canalizan a travs de surcos, o bedieres, y penetran a travs de sumideros, o molinos, hasta llegar al frente de la lengua. Al pie del frente normalmente se desarrolla un lago, ya que es donde desembocan las aguas de fusin. En la parte superior, donde la pendiente se atena, aparecen las hombreras. Cuando una artesa es inundada por el mar se llama fiordo.La lengua est surcada numerosa grieta, fruto de las tensiones de compresin y distensin que el hielo sufre por la irregularidad del lecho.LAS GRIETAS LONGITUDINALES Se encuentran en los estrechamientos de los valles, como consecuencia del abombamiento del hielo en el paso. Las grietas transversales son provocadas por las rupturas de pendiente. Estas grietas se expresan en una ruptura ortogonal del hielo que recibe el nombre de srac. Las grietas oblicuas se forman en los bordes de un ngulo agudo abierto hacia la parte superior y dan lugar a formas dentadas. Adems de las grietas tambin encontramos crestas, producidas por comprensin en el interior de las curvas de los valles.EL GLACIAR ALPINO Puede ser simple, con una sola lengua, o compuesto, cuando varias lenguas confluyen en una principal, a manera de afluentes. Estos pueden estar suspendidos sobre la lengua principal, glaciares colgados, y caen sobre ella en una cascada de hielo, o cascada de sracs. Hay diversas variantes de glaciares alpinos. Los glaciares hipertrofiados presentan colectores que se sueldan unos con otros, rebasando los collados. A este fenmeno se le llama transferencia. Sin embargo, si el glaciar emite una lengua hacia un valle adyacente, libre del glaciar, decimos que es una difluencia. Cuando diversas lenguas desembocan en el piedemonte o en una cuenca intramontaosa los lbulos coalescentes forman un tipo alaskasiano.

El nivel de excavacin glaciar suele ser disimtrica, ms activa en los glaciares situados en las laderas de sotavento. En los sistemas ms complejos las paredes entre sendas lenguas glaciares se estrechan hasta formar paredes muy delgadas incluso pueden presentarse de manera coalescente y formar circos compuestos.

GLACIACINEdad durante la cual se produce un cambio climtico global que conduce a un descenso de las temperaturas de laTierra, y un aumento de las precipitaciones niveles y pluviales, desde los polos hacia el ecuador.Durante la historia de la Tierra ha habido hasta siete, y quizs ms, episodios de amplias glaciaciones, en las Eras Precmbrica y Paleozoica.Las glaciaciones han sido lo ms caracterstico de los ltimos dos millones de aos de la historia de la Tierra. Su influencia es tan grande que marcan el inicio de un periodo geolgico distinto que llamamos Cuaternario.