DEFORMACIÓN DE LA CORTEZA TERRESTRE Y SISMOS

La Tierra es un planeta dinámico, la meteorización, los procesos gravitacionales y la erosión causada por el agua, el viento y el hielo modelan continuamente el paisaje. Además, las fuerzas tectónicas deforman las rocas de la corteza. Entre las evidencias que demuestran la actuación de fuerzas enormes dentro de la tierra se cuentan los miles de kilómetros de estratos que están doblados, plegados, volcados y a veces muy fracturados.

En las montañas Rocosas canadienses, por ejemplo, algunas unidades de roca han sido empujadas sobre otras de una manera casi horizontal durante centenares de kilómetros. A una escala menor, durante los grandes terremotos, la corteza se mueve unos pocos metros a lo largo de las fallas.

1. MECÁNICA DE DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS1.1. DEFINICIÓN:

La deformación es un término general que se refiere a todos los cambios de forma o de volumen que afectan a aun cuerpo rocoso.

Cualquier cuerpo de roca, con independencia de su dureza, tiene un punto en el que se fracturará o fluirá. La deformación (de = fuera; forma = forma) es un término general que se refiere a todos los cambios de tamaño, forma, orientación o posición de una masa rocosa. La mayor parte de la deformación de la corteza tiene lugar a lo largo de los márgenes o bordes de las placas. Los movimientos de las placas y las interacciones a lo largo de los límites de placas generan las fuerzas tectónicas que provocan la deformación de las unidades de roca.

1.2. ORIGEN:Cuando las rocas son sometidas a esfuerzo mayores que su propia resistencia, empiezan a deformarse, normalmente plegándose, fluyendo o fracturándose. Para entender como las fuerzas deforman las rocas, debemos comprender lo que es un esfuerzo. Es la cantidad de fuerza que actúa sobre una unidad de roca para causar deformación, produciéndose cambios de forma o de volumen.El esfuerzo puede actuar de manera uniforme en la unidad de roca, es decir en todas las direcciones, este tipo de esfuerzo es debido a la presión litostática. Por otra parte se tienen los esfuerzos que se aplican de manera no uniforme, es decir en direcciones diferentes, generando los esfuerzos diferenciales, estos pueden ser: compresivos, tensionales y de cizalla.

a) Estratos no deformados (cuerpo rocoso)

b) El esfuerzo compresional horizontal hace que la rocas se acorten horizontalmente y se engrosen verticalmente.

c) El esfuerzo tensional horizontal hace que las rocas se alarguen horizontalmente y se adelgacen verticalmente.

d) El esfuerzo de cizalla provoca desplazamientos a lo largo de las zonas de falla o por el flujo dúctil.

2. DIASTROTISMO2.1. PLEGAMIENTOS

Para entender los pliegues y el plegamiento, debemos familiarizarnos con la terminología utilizada para nombrar las partes de un pliegue. Los dos lados de un pliegue se denominan flancos. Una Línea trazada a lo largo de los puntos de máxima curvatura de cada estrato se llama línea de charnela, o simplemente charnela. En algunos pliegues, como el ilustrado en la Figura A, la charnela es horizontal, o paralela a la superficie. Sin embargo, en los pliegues más complejos, la charnela del pliegue está a menudo inclinada según un ángulo conocido como inmersión en la figura B. Además, el plano axial es una superficie imaginaria que divide un pliegue de la manera más simétrica posible.

2.2. FALLASLas fallas son fracturas en la corteza a lo largo de las cuales ha tenido lugar un desplazamiento apreciable. A veces, pueden reconocerse pequeñas fallas en los taludes de las carreteras, observándose estratos sedimentarios desplazados unos pocos metros. Las fallas de esta escala normalmente aparecen como pequeñas rupturas aisladas. Por el contrario, las grandes fallas, como la de San Andrés en California, tienen desplazamientos de centenares de kilómetros y consisten en muchas superficies falladas interconectadas. Estas zonas de falla pueden tener una anchura de varios kilómetros y a menudo son más fáciles de identificar a partir de fotografías aéreas que a nivel del suelo. Los movimientos súbitos a lo largo de las fallas son la causa de la mayoría de los terremotos. Sin embargo, la gran mayoría de las fallas son inactivas y por tanto, restos de una deformación antigua. A lo largo de las fallas, las rocas suelen romperse y pulverizarse conforme los bloques de corteza situados en los lados opuestos de una falla se rozan unos con otros. El material arcilloso débilmente coherente que resulta de esta actividad se denomina salbanda de falla. En algunas superficies de falla, las rocas acaban muy pulidas y estriadas, o con surcos, a medida que los bloques de corteza se deslizan unos con respecto a otros. Estas superficies pulidas y estriadas, denominadas espejos de falla, proporcionan a los geólogos pruebas de la dirección del desplazamiento más

reciente a lo largo de la falla. Los geólogos clasifican las fallas por sus movimientos relativos, que pueden ser predominantemente horizontales, verticales u oblicuos.

a) Fallas con desplazamiento verticalLas fallas en las que el movimiento es fundamentalmente paralelo al buzamiento (o inclinación) de la superficie de falla, se denominan fallas con desplazamiento vertical. Este tipo de movimiento puede producir pequeños resaltes denominados escarpes de falla (escarpe: pendiente). Estos últimos, como el que se muestra en la Figura, son producidos por desplazamientos que generan terremotos.

Escarpe de falla localizado cerca del monumento nacional Joshua Tree, California

Los dos tipos principales de fallas con desplazamiento vertical se denominan fallas normales y fallas inversas, Además, cuando una falla inversa tiene un ángulo de buzamiento (inclinación) menor de 45º, se denomina cabalgamiento.

Se ha convertido en una práctica común denominar a la superficie rocosa que está inmediatamente por encima de la falla el techo y a la superficie de roca inferior, el muro.

Fallas

normales

Las fallas con desplazamiento vertical se clasifican como fallas normales cuando el bloque de techo se desplaza hacia abajo en relación con el bloque de muro. La mayoría de las fallas normales tienen buzamientos de unos 60º, que tienden a disminuir con la profundidad. Sin embargo, algunas fallas con desplazamiento vertical tienen buzamientos mucho menores, aproximándose en algunos casos a la horizontal. Debido al movimiento descendente del techo, las fallas normales acomodan el alargamiento, o la extensión, de la corteza.

La mayoría de las fallas normales son pequeñas, con desplazamientos más o menos de un metro. Pero hay algunas que se extienden decenas de kilómetros, dibujando sinuosamente el límite de un frente montañoso.

Fallas inversas y cabalgamientosLas fallas inversas y los cabalgamientos son fallas con desplazamiento vertical en las cuales el bloque de techo se mueve hacia arriba con respecto al bloque de muro.

b) Fallas de desplazamiento horizontal

Las fallas en las que el desplazamiento dominante es horizontal y paralelo a la dirección de la superficie de la falla, se denominan fallas de desplazamiento horizontal o desgarres. Debido a su gran tamaño y a su naturaleza lineal, muchas fallas de desplazamiento horizontal tienen una traza que es visible a lo largo de una gran distancia. En vez de una fractura única a lo largo de la cual tiene lugar el movimiento, las fallas de desplazamiento horizontal consisten en una zona de fracturas aproximadamente paralelas, cuya anchura puede ser superior a varios kilómetros. El movimiento más reciente, sin embargo, suele producirse a lo largo de una banda de tan sólo unos pocos metros de ancho que puede cortar estructuras como los cauces de los ríos.

Además, las rocas trituradas y rotas producidas durante la formación de la falla son erosionadas con más facilidad, produciendo, a menudo, valles lineales o depresiones que marcan la ubicación de estas fallas transcurrentes.

2.3. DIACLASAS

Entre las estructuras más comunes se cuentan diaclasas. A diferencia de las fallas, las diaclasas son fracturas a lo largo de las cuales no se ha producido desplazamiento apreciable. Diaclasas de retracción. éstas son causadas por un sistema

de fuerzas tensionales que actúan sobre el cuerpo rocoso, como resultado de un enfriamiento (en una roca ígnea) o de una desecación (de una roca sedimentaria).

Diaclasas de descompresión. Un sistema de diaclasas puede desarrollarse más o menos paralelamente a la superficie del terreno, especialmente en intrusiones ígneas plutónicas, tales como el granito.

3. MOVIMIENTOS SÍSMICOS3.1. CONCEPTO: Un movimiento sísmico es un movimiento vibratorio producido

por la pérdida de estabilidad de masas de corteza. Cuando el movimiento llega a la superficie y se propaga por ésta le llamamos terremoto.

3.2. CAUSAS: TECTÓNICA: Se refiere a que los sismos se originan por el

desplazamiento de las placas que conforman la corteza. Las zonas más extensas de mayor actividad sísmica son aquellas donde también tienen lugar los terremotos más profundos (200 a 600 km). De acuerdo a lo que se acaba de indicar los sismos de mayor intensidad están ubicados en las zonas más profundas donde se producen los roces entre las placas (zona de Benioff). Cuando las placas se ven sometidas a tensiones mayores a las que pueden resistir, permiten que éstas se fracturen para desprender la presión acumulada qué se extiende en ondas concéntricas, es el caso de la falla de San Andrés (California). La causa tectónica es la que más genera sismos, pues las zonas sísmicas coinciden con las zonas de impacto o roce de las placas

VOLCÁNICA: Es muy poco frecuente, pero cuando la erupción es violenta genera grandes sacudidas que afectan sobre todo a los lugares cercanos, pero a pesar de ello su campo de acción es reducido, en comparación con los de origen tectónico, que afectan grandes extensiones.

HUNDIMIENTO: Cuando al interior de la corteza, se ha producido la acción erosiva de las aguas subterráneas, va dejando un vacío, el cual termina por ceder ante el peso de la parte superior, es esta caída que genera vibraciones, que en este caso sería lo que conocemos como sismos. Su ocurrencia es poco frecuente y de poca extensión.

EXPLOSIONES ATÓMICAS: Las que se realizan como ensayos, parece que guardan relación con los movimientos sísmicos. Es el caso de las seis

pruebas nucleares que realizó Francia en 1996 en el atolón de Mururoa, el que se ubica en el archipiélago de Tuamotu (Polinesia).

3.3. ESCALAS SÍSMICAS Escala de Mercalli: Es una escala subjetiva y mide la intensidad de un

terremoto. Tiene 12 grados establecidos en función de las percepciones y de los daños provocados por el terremoto a los bienes humanos.

ESCALA DE MERCALLI MODIFICADA:Grad

oIntensidad Efectos

I Instrumental

Registrado sólo por sismógrafos.

II Muy débil Percibido por algunas personas en pisos altos.

III Ligero Perceptible en interiores, los objetos suspendidos se balancean, similar al paso de un camión.

IV Moderado Percibido por la mayoría de las personas en la calle y en interiores, oscilación de objetos colgantes, ventanas y cristalería crujen.

V Algo fuerte Despiertan las personas dormidas, algunos objetos caen, cuadros, puertas y contraventanas se balancean.

VI Fuerte Los muebles se mueven, los cuadros se caen, los platos y la cristalería se rompen, las campanas suenan solas y algunas chimeneas se derrumban, los tabiques se resquebrajan.

VII Muy fuerte Es difícil mantenerse en pie, se caen los aleros de los tejados, tejas chimeneas y cornisas de edificios, se forman olas en los estanques. Suenan todas las campanas.

VIII Destructivo Caen algunas estatuas y muros, torres y edificios son deteriorados. Aparecen grietas en suelos húmedos y en taludes abruptos. Cambian los niveles de los acuíferos.

IX Ruinoso Pánico general, las casas comienzan a caer, grietas en el suelo, raíles de tren deformados, puentes y conducciones subterráneas rotas.

X Desastroso Pánico general. Muchos edificios destruidos, graves daños en presas. Desprendimientos de tierras, desbordamientos de ríos, canales, lagos, etc.

XI Muy desastroso

Pánico general. Pocos edificios en pie, raíles muy deformados, conducciones subterráneas inservibles. Aparecen fallas en el terreno de salto apreciable.

XII Catastrófico Destrucción total, los objetos son lanzados al aire, desplazamiento de grandes masas rocosas. La topografía queda cambiada.

Escala de Ritcher: es una escala matemática y, por tanto objetiva. Mide la magnitud del terremoto y está relacionada con la energía liberada en el sismo. Teóricamente no tiene límite, pero un 9 en esta escala equivaldría a un Grado XII de Mercalli, es decir "destrucción total". Se basa en la amplitud de la onda registrada en un sismógrafo situado a menos de 100 km del epicentro.

METEORIZACIÓN Y SUELOS

1. DEFINICIÓNLa meteorización es la desintegración, descomposición y disgregación de una roca en la superficie terrestre o próxima a ella como consecuencia de su exposición a los agentes atmosféricos y físico-químicos, con la participación de agentes biológicos.

2. CICLO GEOLÓGICO:El ciclo geológico es el nombre dado al conjunto de procesos que tienen lugar en el interior y el exterior del planeta (agentes geológicos), que continuamente modifican el relieve, destruyéndolo y reconstruyéndolo simultáneamente. La acción de los agentes geológicos internos y externos se produce gracias a los procesos geológicos, que a su vez se clasifican en:      

a. Procesos geológicos externos:

Magnitud en

Escala Richter

Efectos del terremoto

Menos de 3.5

Generalmente no se siente, pero es registrado

3.5 - 5.4 A menudo se siente, pero sólo causa daños menores

5.5 - 6.0 Ocasiona daños ligeros a edificios6.1 - 6.9 Puede ocasionar daños severos en áreas muy

pobladas.7.0 - 7.9 Terremoto mayor. Causa graves daños

8 o mayor Gran terremoto. Destrucción total a comunidades cercanas.

Erosión: desgaste de las rocas producido por la acción conjunta del agua, el hielo, la atmósfera y los seres vivos. Se ve favorecida por la meteorización, que fragmenta y altera químicamente las rocas por acción de los fenómenos atmosféricos (lluvia, hielo y variaciones de temperatura) 

Transporte: desplazamiento de los materiales desprendidos por la erosión hacia las zonas más bajas del relieve. Las partículas de menos peso suelen llegar más lejos que las más pesadas.   

Sedimentación: es el acúmulo de materiales sueltos en cuencas de sedimentación cuando el agente transportador deja de actuar. La sedimentación puede ser mecánica, por decantación, o química, por precipitación de las sustancias disueltas. Los sedimentos resultantes pueden transformarse en rocas sedimentarias mediante el proceso de litificación (o diagénesis), que comprende tres etapas:

- Compactación: debido a la presión, los huecos entre las partículas de los sedimentos se reducen considerablemente.

- Cementación: el agua que hay entre los fragmentos de material deposita productos que rellenan los huecos.

- Cambios químicos y mineralógicos: la temperatura y presión que actúan sobre los sedimentos aumentan, transformándose estos en otros materiales diferentes.

b. Procesos geológicos internos: son el metamorfismo, el magmatismo y las deformaciones de las rocas. Metamorfismo: transformaciones que ocurren en las rocas en estado sólido por

acción de las altas temperaturas y presiones, actúen por separado o simultáneamente. Estos agentes transforman algunos minerales en otros sin fundirlos.

Magmatismo: proceso de formación de magmas y de las rocas originadas a partir de ellos. Las rocas formadas por solidificación de los magmas se denominan rocas ígneas, y se clasifican en:

- Rocas plutónicas: se originan por enfriamiento lento del magma en zonas profundas de la corteza. Tiene cristales visibles a simple vista.

- Rocas filonianas: se forman por enfriamiento del magma en grietas de la corteza. Tienen cristales grandes.

- Rocas volcánicas: aparecen por enfriamiento rápido del magma en la superficie, tras una erupción. Presentan cristales pequeños, y en algunos casos ni siquiera aparecen.

Deformaciones de las rocas: son alteraciones mecánicas producidas en las rocas por acción de los agentes geológicos internos, sobre todo las fuerzas asociadas al  movimiento de las placas litosféricas. Estas fuerzas pueden ser:

- De compresión: producen el acortamiento de los materiales. Fuerzas alineadas y convergentes.

- De distensión: estiran los materiales. Fuerzas alineadas pero divergentes.- De cizallamiento: provocan la torsión de los materiales. Fuerzas

paralelas convergentes no alineadas.Estas fuerzas pueden causar distintas deformaciones:

- Plástica: al cesar las fuerzas, el material no recupera su forma original.

- Elástica: al detenerse las fuerzas, el cuerpo recupera su forma original.- Por rotura: las fuerzas fragmentan el material.

Estos procesos pueden dar lugar a muchos fenómenos diferentes, como pliegues, fallas, diaclasas, volcanes, terremotos, ETC.

3.

TIPOS DE METEORIZACIÓN O INTERPERISMO3.1. FÍSICA

La meteorización física produce desintegración o ruptura en la roca, sin afectar a su composición química o mineralógica. En estos procesos la roca se va deshaciendo, es decir, se va disgregando en materiales de menor tamaño y ello facilita el proceso de erosión y transporte posterior. Las rocas no cambian sus características químicas pero sí las físicas. Está causada por las condiciones ambientales (agua, calor, sal, etc.). Los agentes que la provocan son:

La descompresión: Es la expansión y el agrietamiento que se producen en rocas que se han formado a gran profundidad, al encontrarse en la superficie donde la presión es mucho menor. A causa de esta dilatación comienzan a experimentar la formación de grietas o diaclasas con lo que se forman losas horizontales.

Termoclastia es la fisura de las rocas aflorantes como consecuencia de la diferencia de temperatura entre el interior y la superficie. La diferencia térmica día-noche es la causa: durante el día, al calentarse, la roca se dilata; sin embargo, por la noche, al enfriarse, se contrae. Al cabo de un tiempo acaba rompiéndose. Este tipo de meteorización es importante en climas extremados con gran oscilación térmica entre el día y la noche (como el desierto).

Exfoliación del granito dando lugar a esferas de roca cuyo espesor va disminuyendo por termoclastia.

Gelifracción: es la rotura de las rocas aflorantes a causa de la presión que ejercen sobre ellas los cristales de hielo. El agua, al congelarse, aumenta su volumen en un 9%. Si se encuentra en el interior de las rocas, ejerce una gran presión sobre las paredes internas que acaba, tras la repetición, por fragmentarlas. Este tipo de meteorización es importante en climas húmedos y con repetidas alternancias hielo-deshielo (+0 °C/-0 °C), como los montañosos.

Haloclastia: es la rotura de las rocas por la acción de la sal. En determinados ambientes hay una gran presencia de sal. Esto es en los ambientes áridos, ya que las lluvias lavan el suelo llevándose consigo la sal. La sal, se incrusta en los poros y fisuras de las rocas, y, al recristalizar y aumentar de volumen, aumenta la presión que ejercen sobre las paredes internas (similar a la gelifracción) con lo que se puede ocasionar la ruptura. El resultado son rocas muy angulosas y de menor tamaño, lo que generalmente da lugar a los procesos de erosión.

3.2. QUÍMICA

La meteorización química es el conjunto de los procesos llevados a cabo por medio del agua o por los agentes gaseosos de la atmósfera como el oxígeno y el dióxido de carbono. Las rocas se disgregan más fácilmente gracias a este tipo de meteorización, ya que los granos de minerales pierden adherencia y se disuelven o desprenden mejor ante la acción de los agentes físicos.

Disolución: Consiste en la incorporación de las moléculas de un cuerpo sólido a un disolvente como es el agua. Mediante este sistema se disuelven muchas rocas sedimentarias compuestas por las sales que quedaron al evaporarse el agua que las contenía en solución.

Hidratación: Es el proceso por el cual el agua se combina químicamente con un compuesto. Cuando las moléculas de agua se introducen a través de las redes cristalinas de las rocas se produce una presión que causa un aumento de volumen, que en algunos casos puede llegar al 50%. Cuando estos materiales transformados se secan se produce el efecto contrario, se genera una contracción y se resquebrajan.

Oxidación: La oxidación se produce por la acción del oxígeno, generalmente cuando es liberado en el agua. En la oxidación existe una reducción simultánea, ya que la sustancia oxidante se reduce al adueñarse de los electrones que pierde la que se oxida. Los sustratos rocosos de tonalidades rojizas, ocres o parduzcas, tan abundantes, se producen por la oxidación del hierro contenido en las rocas.

Hidrólisis: Es la descomposición química de una sustancia por el agua, que a su vez también se descompone. En este proceso el agua se transforma en iones que

pueden reaccionar con determinados minerales, a los cuales rompen sus redes cristalinas. Este es el proceso que ha originado la mayoría de materiales arcillosos que conocemos.

Carbonatación: Consiste en la capacidad del dióxido de carbono para actuar por sí mismo, o para disolverse en el agua y formar ácido carbónico en pequeñas cantidades. El agua carbonatada reacciona con rocas cuyos minerales predominantes sean calcio, magnesio, sodio o potasio, dando lugar a los carbonatos y bicarbonatos.

Acción biológica: Los componentes minerales de las rocas pueden ser descompuestos por la acción de sustancias liberadas por organismos vivos, tales como ácidos nítricos, amoniacos y dióxido de carbono, que potencian la acción erosionadora del agua.

4. SUELOS

4.1. CONCEPTOSe denomina suelo a la parte superficial de la corteza terrestre, biológicamente activa, que tiende a desarrollarse en la superficie de las rocas emergidas por la influencia de la intemperie y de los seres vivos (meteorización).Los suelos son sistemas complejos donde ocurren una vasta gama de procesos químicos, físicos y biológicos que se ven reflejados en la gran variedad de suelos existentes en la tierra.

4.2. FORMACIÓN

La formación del suelo es un proceso en el que las rocas se dividen en partículas menores mezclándose con materia orgánica en descomposición. El lecho rocoso empieza a deshacerse por los ciclos de hielo-deshielo, por la lluvia y por otras fuerzas del entorno:

El lecho de roca madre se descompone cada vez en partículas menores. Los organismos de la zona contribuyen a la formación del suelo desintegrándolo

cuando viven en él y añadiendo materia orgánica tras su muerte. Al desarrollarse el suelo, se forman capas llamadas horizontes.

El horizonte A, más próximo a la superficie, suele ser más rico en materia orgánica, mientras que el horizonte C contiene más minerales y sigue pareciéndose a la roca madre. Con el tiempo, el suelo puede llegar a sustentar una cobertura gruesa de vegetación reciclando sus recursos de forma efectiva

Cuando el suelo es maduro suele contener un horizonte B, donde se almacenan los minerales lixiviados.

4.3. CLASIFICACIÓN

Para denominar los diferentes tipos de suelo que podemos encontrar en el mundo, se han desarrollado diversos tipos de clasificaciones que, mediante distintos criterios, establecen diferentes tipologías de suelo. De entre estas clasificaciones, las más utilizadas son:

Clasificación Climática o Zonal, que se ajustan o no, a las características de la zona bioclimática donde se haya desarrollado un tipo concreto de suelo, teniendo así en cuenta diversos factores como son los climáticos y los biológicos, sobre todo los referentes a la vegetación. Esta clasificación ha sido la tradicionalmente usada por la llamada Escuela Rusa.

Clasificación Genética, en la que se tiene en cuenta la forma y condiciones en las que se ha desarrollado la génesis de un suelo, teniendo en cuenta por tanto, muchas más variables y criterios para la clasificación.

Clasificación Analítica, en la que se definen unos horizontes de diagnóstico y una serie de caracteres de referencia de los mismos.

Hoy día, las clasificaciones más utilizadas se basan fundamentalmente en el perfil del suelo, condicionado por el clima. Se atiende a una doble división: zona climática y, dentro de cada zona, el grado de evolución. Dentro de ésta, se pueden referir tres principales modelos edáficos que responderían a las siguientes denominaciones:

Podzol: es un suelo típico de climas húmedos y fríos. Chernozem: es un suelo característico de las regiones de climas húmedos con

veranos cálidos. Latosol o suelo laterítico: es frecuente en regiones tropicales de climas cálidos

y húmedos, como Venezuela y en Argentina (Noreste, Provincia de Misiones, frontera con Brasil)

4.4. TIPOS

Existen dos clasificaciones para los tipos de suelo, una según su funcionalidad y otra de acuerdo a sus características físicas.

Por funcionalidad- Suelos arenosos: No retienen el agua, tienen muy poca materia orgánica

y no son aptos para la agricultura, ya que por eso son tan coherentes.- Suelos calizos: Tienen abundancia de sales calcáreas, son de color

blanco, seco y árido, y no son buenos para la agricultura.- Suelos humíferos (tierra negra): Tienen abundante materia orgánica en

descomposición, de color oscuro, retienen bien el agua y son excelentes para el cultivo.

- Suelos arcillosos: Están formados por granos finos de color amarillento y retienen el agua formando charcos. Si se mezclan con humus pueden ser buenos para cultivar.

- Suelos pedregosos: Formados por rocas de todos los tamaños, no retienen el agua y no son buenos para el cultivo.

- Suelos mixtos: Tiene características intermedias entre los suelos arenosos y los suelos arcillosos, es decir, de los dos tipos.

Por características físicas- Litosoles: Se considera un tipo de suelo que aparece en escarpas y

afloramientos rocosos, su espesor es menor a 10 cm y sostiene una vegetación baja, se conoce también como leptosales que viene del griego leptos que significa delgado.

- Cambisoles: Son suelos jóvenes con proceso inicial de acumulación de arcilla. Se divide en vértigos, gleycos, eutrícos y crómicos.

- Luvisoles: Presentan un horizonte de acumulación de arcilla con saturación superior al 50%.

- Acrisoles: Presentan un marcado horizonte de acumulación de arcilla y bajo saturación de bases al 50%.

- Gleysoles: Presentan agua en forma permanente o semipermanente con fluctuaciones de nivel freático en los primeros 50 cm.

- Fluvisoles: Son suelos jóvenes formados por depósitos fluviales, la mayoría son ricos en calcio.

- Rendzina: Presenta un horizonte de aproximadamente 50 cm de profundidad. Es un suelo rico en materia orgánica sobre roca caliza.

- Vertisoles: Son suelos arcillosos de color negro, presentan procesos de contracción y expansión, se localizan en superficies de poca pendiente y cercanos escurrimientos superficiales.

4.5. PERFIL DE LOS SUELOS EN EL PERÚ

El Perú es un país pobre en buenos suelos, a pesar de su gran extensión. De las 128, 521,560 ha del país, sólo 25, 525,000 ha (19,86%) son aptas para la agricultura y la ganadería. En forma general los suelos del Perú se han clasificado en siete regiones de suelos o regiones geoedáficas.

1. Región yermosólica: En la Costa desértica, que abarca unas 10, 000,000 ha. Los suelos buenos están en los escasos valles costeros. En los valles irrigados predominan los suelos aluviales (Fluvisoles), de alta calidad. En los desiertos predominan los suelos arenosos (regosoles), los salobres (solonchaks), y los aluviales secos en los cauces secos (fluvisoles secos). En los cerros y colinas predominan los suelos rocosos (litosoles). En la Costa norte (Piura y Tumbes) los suelos son arcillosos y alcalinos (vertisoles). En la Costa sur existen suelos volcánicos (andosoles) de reacción neutra.

2. Región litosólica: En las vertientes occidentales áridas de los Andes, donde la topografía es muy desfavorable. Predominan los suelos pedregosos y rocosos (Litosoles). En las partes bajas hay arenosos (regosoles) y áridos con calcio (yermosoles cálcicos). En las partes medias los hay con arcilla y cal (yermosoles lúvicos); con capa oscura y cal (xerosoles), y suelos pardos (kastanozems).

3. Región paramosólica o andosólica: En las alturas andinas encima de 4,000 msnm, donde existen buenos suelos, pero el uso agrícola está limitado por el frío. Predominan los suelos ricos en materia orgánica y ácidos (paramosoles), y existen suelos rocosos (litosoles), calcáreos (redzinas), arcillosos profundos (chernozems), y orgánicos profundos (histosoles).

4. Región kastanosólica: En los valles interandinos entre 2,200 y 4,000 msnm y en la parte superior de la selva alta. Predominan los suelos calcáreos de color rojizo y pardo rojizo (kastanozems cálcicos), arcillosos (kastanozems lúvicos) y profundos y finos (phaeozems). En el sur predominan los suelos de origen lacustre (planosoles), a veces con mal drenaje (gleisoles), y suelos de origen volcánico (andosoles).

5. Región líto-cambisólica: En la selva alta entre 2,200 y 3,000 msnm. La pendiente es extrema y los suelos son pobres y erosionables por las altas precipitaciones. Predominan los suelos superficiales (litosoles) y de formación incipiente o jóvenes (cambisoles). Pueden ser ácidos o calcáreos, y con frecuencia, de color amarillo.

6. Región acrisólica: En las partes medias e inferiores de la selva alta entre 500 y 2,800 msnm. Comprende algunos valles con buenos suelos. Predominan suelos profundos, de tonos amarillos y rojizos con buen drenaje (acrisoles) y arcillosos muy profundos (nitosoles). Hacia la selva baja aparecen suelos arcillosos ácidos y con fierro (acrisoles plínticos). En las pendientes los suelos son rocosos (litosoles). En los fondos de los valles los suelos son aluviales (fluvisoles), a veces con mal drenaje (gleisoles), y suelos arcillosos (vertisoles).

7. Región acrísólica ondulada: En la selva baja. Hay suelos rojos y amarillos, ácidos y de baja fertilidad natural (ultisoles), jóvenes de perfil poco diferenciado (entisoles), jóvenes con diferenciación en horizontes (inceptisoles), mal drenados (aguajales), moderadamente fértiles y bien drenados (alfisoles, vertisoles, molisoles), muy infértiles arenosos (spodosoles), de arenas blancas.

AGENTES Y PROCESOS DE EROSIÓN

1. EROSIÓN DE AGUAS SUPERFICIALES1.1. CORRIENTES DE AGUA

Las corrientes de agua se originan en las precipitaciones, en forma de lluvia o de nieve. El agua corre en la medida en la que el suelo se lo permite. Inicialmente el suelo absorbe agua hasta que en algún momento colma su capacidad de absorción y se satura. De este modo, el agua que no puede ser absorbida fluye por la superficie, erosionándola, cavando el suelo sobre el que corre, formando un cauce. Las corrientes de agua son los agentes erosivos más importantes del planeta.Una corriente de agua fluye según la inclinación del terreno hasta que alcanza su desembocadura, es decir, el menor nivel de elevación al que llegan sus aguas, nivel que se conoce como el nivel de base. Este nivel puede ser el océano, un lago u otra corriente.

El nivel de base absoluto es el océano pero también existen niveles de base locales o temporales: lagos o capas de rocas resistentes a la erosión. Por eso, muchas veces decimos que nos encontramos a tantos metros sobre el nivel del mar. Las corrientes de agua también pueden desembocar en otras corrientes, por ejemplo, cuando un río tiene afluentes, es decir, otros ríos que desembocan en él.Cuando una corriente de agua llega a un lago su velocidad disminuye casi a cero y cesa su capacidad de erosionar, evitando que la corriente erosione por debajo de su nivel. Si la corriente de agua trae sedimentos, estos se depositan y acumulan en el lago, y modifican el nivel de base del lago.

1.2. TRANSPORTEEn relación con el transporte, lo primero a destacar es la capacidad tan enorme para arrastrar materiales que tiene el agua. Además de los mecanismos de suspensión, saltación y reptación, ya vistos para el aire, puede transportar por disolución aquellos compuestos solubles como, por ejemplo, las sales. La característica diferencial es la superior energía que hace que el tamaño de las partículas sea para cada momento superior en el caso del agua comparándola con el viento.

1.3. DEPÓSITO Aluviones: El aluvión es un material detrítico transportado y depositado

transitoria o permanentemente por una corriente de agua, que puede ser repentina y provocar inundaciones. Puede estar compuesto por arena, grava, arcilla o limo. Se acumula en los canales de las corrientes, en las planicies inundables y en los deltas.

Las terrazas fluviales: constituyen pequeñas plataformas sedimentarias o mesas construidas en un valle fluvial por los propios sedimentos del río que se depositan a los lados del cauce en los lugares en los que la pendiente del mismo se hace menor, con lo que su capacidad de arrastre también se hace menor.

Estuarios y deltas: El final del proceso erosivo fluvial tiene lugar en la desembocadura del rio, aunque en algunos casos la fuerza de la corriente es capaz de seguir erosionando el fondo de la plataforma continental y formar un valle submarino. En muchos casos, sobre todo en grandes ríos con mucha erosión, los materiales más finos se depositan en la desembocadura formando un delta. Los deltas son, pues, terrenos sedimentarios extensos en los cuales hay un equilibrio constante entre la fuerza destructiva de la corriente y el depósito de nuevos materiales .Un estuario es la parte más ancha y profunda la desembocadura de un río en el mar abierto o en el océano, generalmente en zonas donde las mareas tienen amplitud u oscilación. La desembocadura en estuario está formada por un solo brazo ancho y profundo en forma de embudo ensanchado. Suele tener playas a ambos lados, en las que la retirada de las aguas permite el crecimiento de algunas especies vegetales que soportan aguas salinas

2. EROSIÓN MARINA2.1. FORMAS

Las formas de erosión en la costa son debidas al choque del oleaje contra las rocas. Este choque continuo provoca dos efectos: compresiones de aire en el interior de las rocas (que se rompen por los lugares más débiles) y abrasión por el golpeteo

continuo de las partículas que arrastra el agua contra la roca. El desgaste producido por el oleaje se llama abrasión marina.

Destacan las siguientes formas de erosión por la acción del mar: los acantilados, la plataforma de abrasión, y los arcos naturales, islotes, farallones y cuevas.

a. Acantilados y playas:

Las costas acantiladas son aquellas que terminan abruptamente en la línea de la costa. Por debajo del acantilado en sí mismo, de fuerte pendiente o vertical, están el punto de inflexión, justo encima de la línea de costa, y la plataforma suavemente inclinada hacia el mar, que puede ser arenosa o de cantos o rocosa.

La acción del oleaje y las corrientes marinas arranca material rocoso, lo acumula al pie del acantilado y forma un depósito que, al principio, queda bajo el agua pero después puede emerger formando una pequeña playa. La acción de las mareas también es importante, ya que durante un tiempo introduce agua entre las rocas, reblandeciéndolas, y durante el resto del día las deja a la intemperie para que actúen

los agentes atmosféricos. Además, proporciona varios niveles de actuación de las olas.

b. Plataforma de abrasión, es una plataforma rocosa costera, al nivel de la marea baja, que aparece por delante de un acantilado rocoso. Se trata de una formación debida a la erosión del mar sobre éste, que se produce solo si se dan una serie de factores como son los tipos y disposición en capas de las rocas y una diferencia intermareal significativa (altura entre la marea alta y la baja).

c. Islotes: Los islotes son pequeñas islas donde normalmente no viven seres humanos por su pequeño tamaño.

d. Farallones: Cuando la erosión diferencial sobre la línea de costa es muy intensa, pueden llegar a formarse cuevas en las partes más blandas de un acantilado. Los arcos o puentes que forman estas cuevas horadadas en las paredes terminarán finalmente por desprenderse, dando lugar a los denominados farallones, chimeneas o skerries, que en ocasiones pueden superar el centenar de metros de altura. Estos promontorios o salientes quedan aislados y sujetos a una erosión progresiva, lo que terminará por reducirlos a simples arrecifes.

2.2. CLASIFICACIÓN

a. Acción mecánica de la erosión marina

Las acciones mecánicas son, sin duda, las de mayor eficacia, extensión y vigor, y hasta espectaculares, de todos los procesos morfogenéticos que afectan al litoral. Distinguimos entre la acción de las olas y las corrientes marinas.

b. Acción química de la erosión marina

En el agua marina se encuentran disueltas diversas sales, particularmente cloruro de sodio, lo que proporciona al agua de una notable actividad química. Sus consecuencias morfológicas se concretan en elementos de detalle. Los más relevantes están relacionados son la disolución de la caliza y la hidrólisis de las rocas silíceas.

c. Acción biológica de la erosión marinaEn el medio marino la acción de los seres vivos sobre la disolución de las calizas carece de transcendencia geomorfológica. Lo más significativo es la construcción de arrecifes creados por los corales y las algas calcáreas que atrapan el carbonato cálcico en suspensión. La acción de los seres vivos es a la vez mecánica y química.

2.3. CORRIENTES MARINAS

Las corrientes marinas también tienen sus efectos morfogenéticos. Las de mayor competencia son aquellas que afectan al litoral, las mareas o la los mecanismos de arrastre de la carga sólida. La ruptura de las olas genera diversas corrientes. El

movimiento de resaca genera una corriente de fondo o bien una corriente de arrastre localizadas en puntos concretos de la costa. Ambas son corrientes perpendiculares a la costa. También existe una corriente paralela a la costa, que aparece cuando las olas inciden oblicuamente sobre ella, llamada deriva litoral.

La alternancia de mareas, altas y bajas, generan corrientes de marea. Son más fuertes cuanto más estrecho en el paso de salida y cuanto más diferencia hay entre la bajamar y la pleamar. La penetración de la marea en un estuario, a contracorriente del flujo del río, normalmente va acompañada de la formación de un mascaret, ola formada por el encuentro de los dos flujos y que tiende a subir río arriba. Este mecanismo tiene pocas consecuencias morfogenéticas, ya que los vectores de actuación son reversibles, según domine la marea alta o la marea baja. Cuando las aguas marinas se invaden las fluviales impulsadas por un mascaret se llama marea de salinidad, mientras que cuando las aguas fluviales penetran en el mar generan un reflujo que se llama marea dinámica. Estas dos corrientes, opuestas, pueden reforzarse cuando hay aportes masivos de agua, creando una corriente de descarga.

Todas estas corrientes afectan a masas de aguas localizadas y turbulentas, hasta las cercanías del fondo, y afectan a la morfogénesis litoral movilizando los fragmentos sueltos. En función de la velocidad podemos tener formas de deposición, según el calibre, y fenómenos de transporte. Las modalidades de transporte coinciden con las que se dan en las corrientes de agua, suspensión, saltación, rodamiento y arrastre. Su competencia morfogenética es mucho mayor que la de las grandes corrientes oceánicas.

3. EROSIÓN DEL VIENTOEn regiones sin vegetación y con mucho viento la atmósfera contiene una gran cantidad de polvo (de tamaño arena). El choque de estas partículas contra una roca dura provoca una abrasión (erosión eólica). Una forma especial de erosión eólica son los tafoni.

3.1. TIPOSLa erosión producida por el viento se denomina abrasión eólica o corrasión, y es el desgaste que tiene lugar en las rocas por el impacto repetido de las partículas que transporta el viento.

Entre las formas de erosión producidas por el viento, se suelen destacar los alveolos, los montes isla, los campos empedrados y las rocas fungiformes. Los alveolos son las pequeñas oquedades ocasionadas en las rocas por el efecto

de la corrasión. Estos alveolos se pueden observar, por ejemplo, en las pirámides de Egipto, producidos a lo largo de miles de años.

Los montes isla son formaciones rocosas más duras que el resto de materiales del entorno, que han resistido mejor los efectos de la corrosión.

Los campos empedrados son debidos a la deflacción, el transporte selectivo de las partículas finas.

Las rocas fungiformes o en seta son rocas más erosionadas por la parte más próxima al suelo, que es donde la corrasión es más intensa, ya que hay una mayor cantidad de partículas.

3.2. TRANSPORTE

El viento puede transportar desde partículas finas hasta partículas del tamaño arena. Más frecuente son partículas del tamaño arena. En casos especiales las partículas pueden volar algunos miles de kilómetros para depositarse en regiones totalmente distintas, los depósitos eólicos más conocidos son las denominadas dunas.

Por último es importante decir que la erosión es uno de los factores principales para la modelación y creación del relieve, esto estará dado por las condiciones existentes y sobre todo el papel fundamental que juega el agua para poder desgastar, transportar y depositar los materiales originando así nuevas llanuras y terrazas que producirán moldeamiento por una parte y formación por otra.

3.3. DEPOSITO

DESIERTOS Y DUNAS: Generalmente se llama desierto a un área cuya precipitación media anual es inferior a 250 mm y donde en la mayoría de los casos, la evaporación excede a la precipitación como resultado de una temperatura media alta. Debido a la falta de humedad en el suelo y en la atmósfera, los rayos del Sol inciden con fuerza. Las temperaturas durante el día pueden alcanzar los 55 °C a la sombra; durante la noche, el suelo del desierto irradia el calor a la atmósfera y las temperaturas pueden descender hasta el punto de congelación.

Las dunas son como montaña de arena que se forman en los desiertos, aunque también lo hacen en el borde de los lagos y del mar, donde los vientos son fuertes y tienden a soplar en una sola dirección. Los campos de dunas se extienden a lo largo de miles de kilómetros cuadrados en los desiertos del norte de África, en la península Arábica y en Asia central.

El viento, al mover los granos de arena, causa el crecimiento en altura de las dunas, así como su traslado. Una duna en crecimiento puede desplazarse hasta 30 m por año. La cara que opone al viento es siempre más larga y menos empinada que la cara contraria.

Los depósitos de dunas antiguas que quedan enterrados se transforman en arenisca, la cual presenta una estratificación asimétrica, llamada estratificación cruzada, que revela la dirección del viento que la originó.

4. EROSÓN GLACIAL

La erosión glaciar es el proceso de abrasión que causa el hielo al desplazarse lentamente por el terreno. Este proceso es causado por glaciares. Durante el día, el sol (o la temperatura si es en sombría) puede derretir parte del hielo de la superficie del glaciar, convirtiéndolo en agua que puede filtrarse en las rocas y congelarse a la noche. Éste hielo se expande ganando volumen, por lo tanto, crea brechas en la roca que potencialmente puede romperla.

4.1. FORMACIÓN

Los glaciares se forman en áreas donde se acumula más nieve en invierno que la que se funde en verano. Cuando las temperaturas se mantienen por debajo del punto de congelación, la nieve caída cambia su estructura ya que la evaporación y recondensación del agua causan la recristalización para formar granos de hielo más pequeños, espesos y de forma esférica. A este tipo de nieve recristalizada se la conoce como neviza. A medida que la nieve se va depositando y se convierte en neviza, las capas inferiores son sometidas a presiones cada vez más intensas. Cuando las capas de hielo y nieve tienen espesores que alcanzan varias decenas de metros, el peso es tal que la neviza empieza a desarrollar cristales de hielo más grandes.En los glaciares de montaña, el hielo se va compactando en los circos, que vendrían a ser la zona de acumulación equivalente a lo que sería la cuenca de recepción de los torrentes. En el caso de los glaciares continentales, la acumulación sucede también en la parte superior del glaciar pero es un resultado más de la formación de escarcha, es decir, del paso directo del vapor de agua del aire al estado sólido por las bajas temperaturas de los glaciares, que por las precipitaciones de nieve. El hielo acumulado se comprime y ejerce una presión considerable sobre el hielo más profundo. A su vez, el peso del glaciar ejerce una presión centrífuga que provoca el empuje del hielo hacia el borde exterior del mismo donde se derrite; a esta parte se la conoce como zona de ablación.

4.2. TIPOS

Glaciar alpino: Esta clase incluye a los glaciares más pequeños, los cuales se caracterizan por estar confinados en los valles montañosos: razón por la que se los denomina glaciares de valle o alpinos o de montaña, la tasa de alimentación de nieve es elevada y su velocidad también: 60m/mes.

Casquete glaciar: Consiste en enormes capas de hielo que pueden cubrir una cadena montañosa o un volcán; su masa es menor que la presente en los glaciares continentales. Estas formaciones cubren gran parte del archipiélago de las islas noruegas de Svalbard, en el Océano Glacial Ártico.

Glaciar continental de casquete: Los glaciares más grandes son los glaciares continentales de casquete: enormes masas de hielo que no son afectadas por el paisaje y se extienden por toda la superficie, excepto en los márgenes, donde su espesor es más delgado. La Antártida y Groenlandia son actualmente los únicos glaciares continentales en existencia. Estas regiones contienen vastas cantidades de agua dulce. El volumen de hielo es tan grande que si Groenlandia se fundiera causaría que el nivel de mar aumentase unos 21 m a nivel mundial, mientras que si la Antártida lo hiciera, los niveles subirían hasta 108 m. La fusión combinada resultaría en una elevación de cerca de 130 m

4.3. TRANSPORTEEl hielo se comporta como un sólido quebradizo hasta que su acumulación alcanza los 50 metros de espesor. Una vez sobrepasado este límite, el hielo se comporta como un material plástico y empieza a fluir. El hielo glaciar consiste en capas de moléculas empaquetadas unas sobre otras. Las uniones entre las capas son más débiles que las existentes dentro de cada capa, por lo que cuando el esfuerzo sobrepasa las fuerzas de los enlaces que mantienen a las capas unidas, éstas se desplazan unas sobre otras.El desplazamiento de un glaciar no es uniforme ya que está condicionado por la fricción y la fuerza de gravedad. Debido a la fricción, el hielo glaciar inferior se mueve más lento que las partes superiores. A diferencia de las zonas inferiores, el hielo ubicado en los 50 metros superiores, no están sujetos a la fricción y por lo tanto son más rígidos. A esta sección se la conoce como zona de fractura. El hielo de la zona de fractura viaja encima del hielo inferior y cuando éste pasa a través de terrenos irregulares, la zona de fractura crea grietas que pueden tener hasta 50 metros de profundidad.La velocidad de desplazamiento de los glaciares está determinada por la fricción y la pendiente. Como se sabe, la fricción hace que el hielo de fondo se desplace a una velocidad menor que las partes superiores. En el caso de los glaciares alpinos, esto también se aplica para la fricción de las paredes de los valles, por lo que las regiones centrales son las que presentan un mayor desplazamiento.

4.4. DESGLACIACIÓN: Es el derretimiento de los casquetes polar, principalmente producto del calentamiento global.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

Deformación de la corteza terrestre/ disponible en: http://rutageologica.cl/index.php?option=com_content&view=article&id=385&Itemid=487&showall=1/ accedido el 07-11-2012.

Deformación de las rocas/ disponible en: http://www.unsa.edu.ar/introgeo/download/apoyobiblio/deformacion_de_las_rocas.pdf/accedido el 07-11-2012.

Deformación de la corteza terrestre/ disponible en: http://glosarios.servidor-alicante.com/geologia/diaclasa/ accedido el 07-11-2012.

Sismos/ disponible en: http://cienciageografica.blogspot.com/2011/09/causas-de-los-sismos.html/ accedido el 07-11-2012.

Escala de Mercalli/ disponible en: http://www.angelfire.com/ri/chterymercalli/ accedido el 07-11-2012.

Meteorización/ disponible en: http://es.wikipedia.org/w/index.php?title=Meteorización&oldid=61173379/ accedido el 07-11-2012.

Meteorización y erosiones/ disponible en: http://galeon.hispavista.com/luisjaimes/meteorizacion.html/ accedido el 07-11-2012.

Ciclos geológicos/ disponible en: http://bilbo.unizar.es/juanito/Educared_A_Navegar_11/geologia_espanol_3.html/ accedido el 07-11-2012.

Suelo/ disponible en: http://es.wikipedia.org/w/index.php?title=Suelo&oldid=61204689/ accedido el 08-11-2012.

Erosión Marina/ disponible en: http://enciclopedia.us.es/index.php/Erosi%C3%B3n_marina/ accedido el 08-11-2012.

Erosión glaciar: disponible en: http://amplacionbg443.blogspot.com/2010/02/erosion-glaciar.html/ accedido el 08-11-2012.