Tema 4 Geomorfología - LICENCIATURA DE...

GEOGRAFIA FISICA GENERAL

Tema 4

Geomorfología

1. LA GEOMORFOLOGÍA COMO CIENCIA

Principio de superposición de estratospropuesto por primera vez en el siglo XI por el médico y filósofo persa Avicena (IbnSina). En el siglo XI, el naturalista chino Shen Kuo (1031-1095) reconoció también el concepto de "tiempo geológico". Pero quién formuló el principio que transcendió a la comunidad científica actual es Nicolas Steno en el siglo XVII. El principio de superposición de estratos establece que las capas de roca (o estratos) están establecidas en sucesión, que cada estrato representa una "etapa" de tiempo y que cualquier estrato es más antiguo que los que tiene encima y más joven que los de debajo.


James Ussher,arzobispo anglicano de Armagh, primado de Irlanda en 1650 construyó una cronología de la historia de la Tierra y la humanidad donde estableció que la creación fue realizada en el año 4004 a. C., se creía que la edad de la Tierra, e incluso del propio universo, era de 666 millones de años.

Desde tiempos de la cultura clásica, hubo una paralización generalizada del desarrollo científico, que no retornaría hasta el siglo XVI. Durante estos años, reinaron las ideas catastrofistas y cataclismicas en varios ámbitos de la ciencia amparadas por el pensamiento religioso dominante en la época. En concreto, la argumentación del Diluvio Bíblico fue el dogma dominante para la explicación de los fenómenos naturales en la esfera terrestre

Steno

EL CATASTROFISMO

supone que la Tierra en sus inicios, se formó súbitamente y de forma catastrófica. Este paradigma estuvo en vigor durante los siglos XVII y XVIII

Uno de los defensores de esta teoría fue Georges Cuvier, que explicó que los cambios geológicos y biológicos producidos en nuestro planeta se debían no a cambios graduales, sino a cambios repentinos y violentos, las catástrofes que dan nombre a la teoría, dándole base científica: propuso que los fósiles eran el resultado de la extinción de animales creados por Yaveh (Dios) en las catástrofes bíblicas o producto de sucesivas creaciones. Así, por ejemplo, un animal que no hubiera entrado en el arca de Noé, nos dejaría ese vestigio de su existencia. Posteriormente aparecerían de nuevo otras especies totalmente diferentes a las extintas. A raíz de esta teoría se estableció la Teoría de las creaciones sucesivas.

El principio de sucesión faunística establece la identificación de estratos por los fósiles que contienen, realizada por primera vez por William Smith y Georges Cuvier, a principios del siglo XIX, permitió a los geólogos dividir la historia de la Tierra con mayor precisión. También les permitió correlacionar los estratos a nivel regional (o incluso continental). Si dos estratos distantes en el espacio o diferentes en su apariencia contienen los mismos fósiles, hay una alta probabilidad de que hayan sido depositados al mismo tiempo.

Durante esta época, defensores de las hipótesis catastrofistas, como los clérigos Buckland y Sedgwick, y cuyo más importante representante fue Jean-Louis-Rodolphe Agassiz , argumentaron una explicación errónea de la existencia de glaciares y valles colgados alpinos por parte de los uniformistas, concluyendo que solamente se podía explicar a partir del Diluvio Universal.

Agassiz

Cuvier,

Sedgwick,


La edad de la Tierra

Los creacionistas propusieron fechas en torno a seis o siete mil años de edad para la Tierra basándose en la Biblia.Los primeros geólogos sugieren millones de años para los períodos geológicos e incluso algunos sugieren una edad casi infinita para la Tierra.

Geólogos y paleontólogos han construido la escala geológica sobre la base de las posiciones relativas de los diferentes estratos y fósiles y sobre las estimaciones de las escalas de tiempo basadas en el estudio de las tasas de diversos tipos de meteorización, erosión, sedimentación y litificación.

Los primeros intentos serios para establecer una escala de tiempo geológico que pudiera aplicarse a cualquier lugar en la Tierra tuvieron lugar a finales del siglo XVIII.

El más influyente de los primeros intentos fué Abraham Gottlob Werner (1787) que divide las rocas de la corteza terrestre en cuatro tipos: primarias, secundarias, terciarias y cuaternarias. Cada tipo de roca, de acuerdo con la teoría, se formó durante un período específico en la historia de la Tierra. Por lo tanto, es posible hablar de un "Período Primario", así como de "rocas del Primario". Es el creador de la teoría Neptunista que consideraba que todas las rocas se depositaron a la vez en el transcurso de una inmensa inundación, el diluvio.

Werner


Eón Era Período Época M. años atrás

Fanerozoico

Cenozoico

CuaternarioHoloceno 0,011784

Pleistoceno 2,588

NeógenoPlioceno 5,332

Mioceno 23,03

Paleógeno

Oligoceno 33,9 ±0,1

Eoceno 55,8 ±0,2

Paleoceno 65,5 ±0,3

Mesozoico

Cretácico 145,5 ±4,0

Jurásico 199,6 ±0,6

Triásico 251,0 ±0,4

Paleozoico

Pérmico 299,0 ±0,8

Carbonífero318,1 ±1,3

359,2 ±2,5

Devónico 416.0 ±2,8

Silúrico 443,7 ±1,5

Ordovícico 488,3 ±1,7

Cámbrico 542,0 ±1,0

Proterozoico

Neoproterozoico 1000

Mesoproterozoico 1600

Paleoproterozoico 2500

Arcaico 4000

Hadeico 4570

El descubrimiento de la radiactividad en 1896 y el desarrollo de sus aplicaciones a la geología a través del datado radiométrico durante la primera mitad del siglo XX (por geólogos tales como Arthur Holmes), permitieron una datación absoluta de la edad de las rocas.En 1977, la Comisión Internacional de Estratigrafía inició un esfuerzo para definir las referencias mundiales (secciones y puntos de estratotipos de límite globales) de los sistemas (o períodos) y pisos (o edades) geológicos. El trabajo más reciente de la comisión se describe en la escala de tiempo geológico de Gradstein et al. de 2004.


En 1785 James Hutton, el fundador de la geología moderna, establece la teoría Plutonista que propone que el interior de la Tierra está caliente y que ese calor es el motor que impulsa la formación 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.

EL UNIFORMISMO

Estas ideas catastrofistas en el ámbito de la Geomorfología encontraron su contrapunto en las ideas uniformistasemitidas a finales del siglo XVIII, con la aparición del actualismo de Hutton (1726-1797) en su “Teoría de la Tierra”,

Hutton estableció también la tesis uniformista, según la cual la Tierra se habría formado lentamente a lo largo de extensos períodos de tiempo y a partir de las mismas fuerzas físicas que hoy rigen los fenómenos geológicos (actualismo): erosión, terremotos, volcanes, inundaciones, etc.

En esta época, Playfair publicó en 1802 su obra “Ilustraciones de la Teoría Huttoniana de la Tierra” estableciendo, a partir de la obra de Hutton, la célebre Ley de Playfair: cada corriente corta su propio valle, que es proporcional a su tamaño actual y que la conjunción de las corrientes en el valle son proporcionales a la profundidad, dependiendo del nivel del río.

Las ideas posteriormente desarrolladas por Lyell (1797-1875) en su libro “Principios de Geología” estableciendo las bases de la Geología moderna basadas en la transformación del relieve a partir de procesos de enorme lentitud similares a los que se desarrollan en el presente acuñando a la erosión, a la meteorización, a la sedimentación o al transporte fluvial un protagonismo relevante en el transcurso de dichos procesos.

Hutton

Playfair


Entre 1830 y 1833 Charles Lyell publica Principios de geología (Principles of Geology), en varios volúmenes, La obra tiene tres dimensiones:

1. Actualismo: explicación de los fenómenos pasados a partir de las mismas causas que operan en la actualidad.2. Uniformismo: los fenómenos geológicos pasados son uniformes, excluyéndose cualquier fenómeno catastrófico.3. Equilibrio dinámico: la historia de la Tierra se rige por un ciclo constante de creación y destrucción.

A partir de estos principios establece la Teoría del equilibrio dinámico en el contexto geológico, para después aplicarla al mundo de lo orgánico:

• En la historia de la Tierra, Lyell distingue dos procesos básicos de la morfogénesis geológica, que se habrían producido periódicamente, compensándose el uno al otro: los fenómenos acuosos (erosión y sedimentación) y los fenómenos ígneos (volcánicos y sísmicos).

•Paralelamente, en la historia de la vida, Lyell supuso que se habían dado períodos sucesivos de extinción y creación de especies: el movimiento aleatorio de los continentes habría originado profundos cambios climáticos y muchas especies, al no poder emigrar o competir con otros grupos biológicos, se habrían extinguido, siendo sustituidas por otras creadas mediante leyes naturales.

Lyell

La lenta implantación de las ideas contrastadas de Lyell y la edición del libro de Agassiz (1807-1873) “Estudios sobre los Glaciares” en el que se recogían ideas de predecesores como Scheuchzer, Martel, de Saussure y Charpentier sobre la importancia del hielo en la erosión, sedimentación y modelado de los valles glaciares pusieron fin a la argumentación catastrofista. Con el desarrollo de las teorías de Ramsay (1862), el uniformismo se estableció como la gran rama argumentativa de la Geomorfología moderna


MODELOS DE EVOLUCION DEL RELIEVE: teorías diastróficas

El diastrofismo es el conjunto de procesos y fenómenos geológicos de deformación, alteración y dislocación de la corteza terrestre por efecto de las fuerzas tectónicas internas. Atribuye el origen de algunos fenómenos de erosión así como de las formas que de ellos se deriven a una serie de deformaciones lentas o torcimientos de la corteza terrestre.

Por oposición al catastrofismo, el diastrofismo explica las deformaciones terrestres por fenómenos de curvatura y de plegamiento extremadamente lentos. En ciertos casos se trata de epirogénesis: el levantamiento o el hundimiento de la corteza abarca extensiones muy grandes; el radio de curvatura de las deformaciones se hace entonces muy grandes y los declives tienen escasa pendiente. La orogénesis, por su parte, hace referencia a las deformaciones que son mucho más importantes, aunque netamente localizadas, proceso que ha dado lugar a la formación de grandes cordilleras. En la epirogénesis el fenómeno fundamental es el ascenso o descenso de grandes superficies; en la orogénesis, el plegamiento o fractura.

La causa principal por la que se produce el diastrofismo es la existencia de corrientes convectivas de magma en la astenosfera, las que determinan el desplazamiento de las placas tectónicas.Las tres teorías principales diastróficas son los modelos evolutivos de William Morris Davis, Walter Penck y Lester Charles King.


Teorias eustáticas y la geomorfología climática

El eustatismo es la variación global del nivel del mar respecto a los continentes. Puede tener varias causas:

•Glacioeustatismo. Es una de las causas principales, reside en las variaciones que puede experimentar el volumen total de las aguas contenidas por las cuencas oceánicas, en razón de los cambios climáticos, especialmente los más importantes y de largo periodo, representados por la alternancia de las glaciaciones e interglaciares. El ejemplo de la glaciación de Würm es elocuente: durante ese periodo la masa de las aguas marítimas evaporadas y progresivamente congeladas sobre los continentes hizo bajar el nivel de los mares en unos 120 m .

•Termoeustatismo, debido al enfriamiento o calentamiento de las aguas marítimas, que provoca su contracción o dilatación, respectivamente, en proporciones considerables, ya que 1 ºC en más o en menos de la temperatura media de los mares provoca, respectivamente, una elevación o un descenso de 2 m de su nivel general

•También existe un eustatismo diastrófico o tectonoeustatismo, debido a las deformaciones tectónicas de las cuencas de los océanos tras el fenómeno geológico del diastrofismo. Así es como la elevación de una cordillera submarina desaloja un volumen igual de agua por encima del nivel anterior.


Eustatismo y la geomorfología climática

1835 Darwin publica su libro sobre los La distribución y estructura de los Arrecifes de Coral , en el que aporta la teoría de la subsidencia del volcán de Isla de Morea /Tahití) trae consigo el crecimiento vertical del arrecife para generar un atolón. Esta teoría fue apoyada por Dana en 1872 en su libro Corales e Islas Coralinas y en 1915 por Daily con su teoría del control glaciar de los arrecifes coralinos.

Eduard Suess

1928 culminación de la teoría eustática con el libro Le Plateau Central de La France de Henri Baulig

Desde 1930 Enfrentamiento entre los defensores del diastrofismo y del eustatismo

En la primera mitad del siglo XX se desarrolla la morfoclimatologia y la geormofologia climática con Julius Büdel (1963) como principal representante, que incluye el estudio de las paleoformas o formas heredadas

(1883-1908) publicación de los tres volúmenes de La Faz de la Tierra de EduardSuess que pone de manifiesto las transgresiones y regresiones continentales y su sincronismo a nivel global.

1909 Walter Penck y Brückner plantean los periodos glaciares Gunz, Mindel, Riss y Wurm

1894 Albrecht Penck apoya la teoría eustática y el eustatismo glaciar.

BüdelHenri Baulig


Jean Nicod

El concepto de control climático de las formas del relieve ha sido posteriormente desarrollado al máximo por los geomorfólogos europeos, especialmente franceses, entre los que destacan por su pionerismo J. Tricart (1953 a), Tricart y A. Cailleux (1955), P. Birot (1960) y J. Nicod (1967) aplicado al karst, y más recientemente J. Demangeot con Les milieux naturels du globe

Jean TricartPierre Birot J. DemangeotAndre Cailleux


Davis desarrolló una teoría de la creación y destrucción del paisaje, a la cual llamó "ciclo geográfico“ que explica que las montañas y demás accidentes geográficos están modelados por la influencia de una serie de factores que se manifiestan en dicho ciclo.

El ciclo comienza con el levantamiento del relieve por procesos geológicos (fallas, volcanismo, solevantamiento tectónico, etc.). Los ríos y el escurrimiento superficial comienzan a crear los valles de forma de V entre las montañas (la etapa llamada "juventud"). Durante esta primera etapa, el relieve es más escarpado y la más irregular. En un cierto plazo, las corrientes pueden tallar valles más anchos ("madurez") y después comenzar a serpentear, sobresaliendo solamente suaves colinas ("senectud"). Finalmente, todo llega a lo que es un llano plano, llano en la elevación más baja posible (llamado el "nivel de base"). Este llano fue llamado por Davis "peneplanicie" que significa "casi un llano" (dado que un llano es realmente una superficie totalmente plana). Entonces, puede ocurrir el "rejuvenecimiento" y hay otro levantamiento de montañas y el ciclo continúa.

William Morris Davis (1850-1934)

Su modelo establece como “normal” para zonas templadas húmedas y los procesos glaciares y áridos era excepciones. Esta es una de las principales críticas a su modelo

1. LA GEOMORFOLOGÍA COMO CIENCIALOS MODELOS EVOLUTIVOS

La tectónica de placas es una teoría geológica que explica la forma en que está estructurada la litosfera (la porción externa más fría y rígida de la Tierra). La teoría da una explicación de:

-Las placas tectónicas que forman la superficie de la Tierra -Los desplazamientos que se observan entre ellas en su movimiento sobre el manto terrestre fluido, sus direcciones e interacciones.

También explica la formación de las cadenas montañosas (orogénesis) y por qué los terremotos y los volcanes se concentran en regiones concretas del planeta (como el cinturón de fuego del Pacífico) o de por qué las grandes fosas submarinas están junto a islas y continentes y no en el centro del océano.

Alfred Lothar Wegener (1880-1930)


Penck

Puso en duda elementos clave del ciclo davisiano de erosión, concluyendo que el proceso de levantamiento y denudación ocurren simultáneamente, a un ritmo gradual y continuo. En su ciclo Penck identifica las siguientes fases:El Primärrumpf es la superficie primera que se levanta y se erosiona dando lugar a otras superficies, encajadas unas a otras dando lugar a un escalonamiento de piedemonte o Piedmonttreppen, bancos descendentes de erosión en un área levantada en forma de domo, en el que cada escalón funciona como un nivel de base independiente. Cuando el levantamiento decrece actua con más intensidad la erosión y se desarrolla una superficie aplanada terminal, el Endrumpf, paisaje de bajo ángulo con pendientes cóncavas donde inselbergs y pedimentos se erosionan.

Walter Penck (1888-1923)1. LA GEOMORFOLOGÍA COMO CIENCIA

https://en.wikipedia.org/wiki/Pediment

Lester Charles Kin. (1907-1989),

Las ideas de King expuestas en su libro La Morfología de la Tierra eran un intento de refutar Davis ciclo de erosión, sus planteamientos son de naturaleza cíclica. Para él, el sistema morfogenético árido o de sabana (con estacionalidad contrastada) es el “normal”.El ciclo comienza con un diastrofismo rápido, seguido de un periodo de calma tectónica, durante el cual se generan extensos pedimentos, que acaban por conformar una pedillanura, en la que destacan relieves residuales de forma variable, mesas en regiones tabulares y bornhardts en relieves graníticos.

Si tiene lugar con posterioridad un nuevo levantamiento, da comienzo un nuevo ciclo. La suscesión de ciclos da lugar a un escalonamiento de pedillanuras a escala continental , semejante el piedmonttreppen de Penck.También fue uno de los precursores de la deriva continental, después de una conferencia sobre este asunto en varias universidades de Estados Unidos durante una gira en 1958.


GEOMORFOLOGIA DE PROCESOS Y LA GEOMORFOLOGÍA CUANTITATIVA

Se preocupa mas por los procesos que por la forma y se desarrolla en la segunda mitad del siglo XX. Se centra en una escala detallada espacial y temporal, por lo que se abandona la evolución geomorfológica de los grandes conjuntos morfodinámicos. El estudio de los procesos se efectúa en un sistema proceso-respuesta, siendo el proceso el agente creador y la respuesta la forma resultante.

El inicio de los estudios dinámico-cuantitativos es el trabajo de Grove Karl Gilbert (1914) The transportation of DebrisbyRunning Water,. Horton (1945) fue el pionero de la Geomorfología Cuantitativa, en sus trabajos de morfometría de las cuencas de drenaje, que tuvo sus seguidores en los artículos de Strahler (1950), Schum (1956) y el libro de Procesos fluviales en Geomorfología Luna Bergere Leopold (1964), y más recientemente Goudie (1981).


Strahler LeopoldHorton A. S. Schumm

Jean Tricart (1956) defiende que la geomorfología debe apoyarse en el estudio de los procesos y de la morfogénesis antrópica.

Goudie

La geomorfología cuantitativa ha derivado con el apoyo de la tecnología informática a la elaboración de modelos, siendo su principal representante M.J. Kirkby

M.J. Kirkby

Relieves de primer orden: Continentes (29%) y cuencas oceánicas (71%)Existen amplias áreas de costas continentales hasta 180 m de profundidad que constituyen las plataformas continentales, que aumenta un 35% la superficie de los continentes.

Relieves de segundo orden oceánicos:En el Atlántico 60 mill de años:- Dorsal media oceánica con rift

axial- Cuencas oceánicas a los lados de

la dorsal- Pendiente continental- Talud continental- Plataforma continental

2. UNIDADES DE RELIEVE2. UNIDADES DE RELIEVE

RELIEVES DE SEGUNDO ORDEN CONTINENTALES:1. Cinturones activos de formación de montañas2. Regiones inactivas de rocas antiguas

2. UNIDADES DE RELIEVE

Cinturones activos de formación de montañas

a) Por vulcanismob) Por actividad tectónica: montañas, mesetas y depresiones

Las CADENAS ALPINAS son cinturones activos estrechos (como el cinturón circumpacífico) que están constituidos de arcos montañosos (Andes y Motañas Rocosas). Fuera de la costa continental se conforman arcos montañosos que son los arcos de islas (cinturón eurasiático-indonesio).

Tipo americano: impacto de una masa litosférica pequeña con una masa continental más grande. La parte pequeña se suelda a la grande (Kuriles, Antillas Mayores, Filipinas y Oeste de Norteamérica)

Tipo eurasiático: colisión de dos grandes masas litosféricas continentales que se unen (placa euroasiática con las placas africana, arábiga e indú)

Andes Himalaya


Tepuis (Venezuela)Monte Uhlu, Australia

Montes Zwarts (Sudáfrica)Pan de Azúcar, Rio de Janeiro, Brasil Inselberg en Nigeria

ESCUDOS: superficies arrasadas continentales con rocas ígneas y metamórficas del Proterozoico, o más antiguas, que presentan colinas residuales (tepuis e inselbergs) y mesetas o pedillanuras, algunas cubiertas por capas sedimentarias más recientes del Paleozoico al Cenozoico

Son los restos de corteza continental más antiguos. Los bordes sedimentarios han sido arqueados dando relieves que se han erosionado. Se diferencia entre:

Regiones inactivas de rocas antiguas2. UNIDADES DE RELIEVE

Sistema Central

Extremadura. La Serena

Sierra Morena

ZOCALO: restos de antiguos cinturones montañosos del Paleozoico y Mesozoico, muy deformados y convertidos en rocas metamórficas por la orogenia Caledoniana (Silúrico), o de la Apalachiense-Herciniana (Carbonífero-Pérmico) o las orogenias del mesozoico (Nevádica y Lamárica)


TEORIA DE PLACAS y DERIVA CONTINENTALSUBDUCCION: hundimiento de una placa bajo otra

LIMITES DE PLACAS:- Expansión: nueva litosfera a partir de la dorsal oceánica- Convergencia: subducción en progreso. Alta actividad tectónica y volcánica (Java)- Transformación: las placas se deslizan una delante de otra en una falla de transformación

OROGENIAS: a) procesos tectónicos de compresión: márgenes convergentes de placasb) Procesos tectónicos de extensión: placas oceánicas que se están separando o fracturandoc) rift valley: ruptura continental y nuevas cuencas oceánicas con montañas de bloques fallados con fosas.


Las placas tectónicas se desplazan unas respecto a otras con velocidades de 2,5 cm/año lo que es, aproximadamente, la velocidad con que crecen las uñas de las manos.

Las placas tectónicas se componen de dos tipos distintos de litosfera: la corteza continental, más gruesa, y la corteza oceánica, la cual es relativamente delgada.

Uno de los principales puntos de la teoría propone que la cantidad de superficie de las placas (tanto continental como oceánica) que desaparecen en el manto a lo largo de los bordes convergentes de subducción está más o menos en equilibrio con la corteza oceánica nueva que se está formando a lo largo de los bordes divergentes (dorsales oceánicas) a través del proceso conocido como expansión del fondo oceánico.

También se suele hablar de este proceso como el principio de la "cinta transportadora". Las placas tectónicas se pueden desplazar porque la litósfera tiene una menor densidad que la astenósfera, que es la capa que se encuentra inmediatamente inferior a la corteza.


MARGENES CONTINENTALES

b) ActivosEn el Pacífico, que generan fosas oceánicas, arcos de islas y arcos montañosos (tectónicos)

a) PasivosEn el Atlántico, Artico e Índico. Depósitos continentales en la plataforma continental y depósitos marinos al borde del talud continental que son aportados pos corrientes de turbidez, generando cañones y deltas submarinos


MARGENES CONTINENTALES ACTIVOSMARGENES CONTINENTALES PASIVOS


Mineral: sustancia inorgánica y natural con una composición química definida y una estructura atómica característica

Roca: agregado de minerales en estado sólido. En general existen cuatro grupos de rocas: .

3. MATERIALES DE LA CORTEZA TERRESTRE

- Sedimentos: producto de la meteorización-erosión y transporte: rocas blandas como arena y grava.

- rocas sedimentarias: por temperatura, presión y transformaciones químicas un sedimento blando puede cambiarse a una roca sedimentaria (dura). Este proceso se llama diagénesis.

- rocas ígneas o magmáticas: rocas que tienen su origen en la cristalización de un magma (fundición). Incluye dos subgrupos: rocas intrusivas y rocas extrusivas.

- rocas metamórficas: Si una roca sufre temperaturas más de 200°C y presión se cambiará a una roca metamórfica

Una roca puede pasar a ser otro tipo de roca por causa de cambios físicos y/o químicos como la meteorización / erosión que puede afectar una roca ígnea para formar un sedimento.


En las zonas profundas de la litosfera la presión, temperatura y la composición química de los materiales, son muy distintos a los que existen en la superficie por lo cual se forman rocas características de esta zona llamadas rocas intrusivas, por haberse originado al interior de la corteza terrestre y el manto.

Consolidación del magma

Un magma es una mezcla muy compleja de silicatos fundidos, a temperaturas elevadas, entre 700º y 1000ºC, con una proporción de agua y otros compuestos volátiles que a grandes presiones pueden permanecer en el magma.

Los compuestos del magma tienen gran importancia pues hacen que la mezcla sea mas fluida y permiten que el magma permanezca fluido a temperaturas relativamente bajas. Estos compuestos al desprenderse del magma facilitan su ascensión durante una erupción volcánica.

Cuando un magma se enfría, comienzan a formarse cristales de ciertos minerales, según un orden que no siempre coincide con el punto de fusión de los minerales, cuando los consideramos aisladamente.

Diferenciación magmática

Como la cristalización de un magma es fraccionada, en un determinado momento coexistirá una parte sólida que contiene los cristales ya formados y una parte liquida (residuo) que esta fundido. Los mecanismos de separación pueden ser varios, él más frecuente es por diferencia de densidad: los mas pesados se irán al fondo donde se produce la consolidación del magma; los minerales mas pesados son por lo general los ferro-magnesianos (olivino, piroxenos) y las rocas en el fondo de una masa plutonica serán más básicas que en la superficie

Rocas Igneas

1. Rocas intrusivas (cristalización en altas profundidades, dentro de la Tierra), 2. Rocas extrusivas o volcánicas (cristalización a la superficie de la Tierra).

a) subgrupo de las rocas subvolcanicas o hipabisales (cristalización dentro de la tierra pero en sectores cercanos a la superficie

b) el grupo de las rocas piroclásticas que se forman en conjunto con procesos atmosféricos como el viento.


Origen y textura de las rocas ígneas

Un cuerpo de rocas cristalizado en altas profundidades se llama intrusión. Cuerpos intrusivos muy grandes se llaman batolitos.

Intrusiones y batolitos tienen un techo, es el sector del contacto arriba con las rocas de caja. Algunas veces se caen rocas de la caja al magma que no se funden. Este trozos extraños se llaman xenolitos. Las rocas de este zona se convierten a causa de la temperatura a rocas metamórficas (metamorfísmo de contacto).

Generalmente un magma tiene un peso especifico menor que una roca sólida, por eso un magma puede subir hacia arriba apoyado por la alta presión y por los gases adentro del magma y, como factor muy importante, por un régimen tectónico de expansión. Sí el magma sube hacia la superficie se va a formar un volcán. Pero algunas veces no alcanza para subir hasta la superficie por falta de presión, y entonces se forman diques , stocks y lacolitos que pertenecen a las rocas hipabisales.


Las rocas ígneas pueden clasificarse, en función de la proporción de silicatos claros y oscuros, como sigue:

- Rocas félsicas o de composición granítica. Son rocas ricas en sílice (un 70 %), en las que predomina el cuarzo y el feldespato, como por ejemplo el granito y la riolita. Son, en general, de colores claros, y tienen baja densidad. Además de cuarzo y feldespato poseen normalmente un 10 % de silicatos oscuros, usualmente biotita y anfíbol. Las rocas félsicas son los constituyentes principales de la corteza continental.

- Rocas andesíticas o de composición intermedia. Son las rocas comprendidas entre las rocas félsicas y máficas. Reciben su nombre por la andesita, las más común de las rocas intermedias. Contienen al menos del 25 % de silicatos oscuros, principalmente anfíbol, piroxeno y biotita mas plagioclasa. Estas rocas están asociadas en general a la actividad volcánica de los márgenes continentales (bordes convergentes).

- Rocas máficas o de composición basáltica. Son rocas que tienen grandes cantidades de silicatos oscuros (ferromagnésicos) y plagioclasa rica en calcio. Son, normalmente, más oscuras y densas que las félsicas. Los basaltos son las rocas máficas más abundantes ya que constituyen la corteza oceánica.

- Rocas ultramáficas. Roca con más de 90 % de silicatos oscuros. Por ejemplo, la peridotita. Aunque son raras en la superficie de la Tierra, se cree que las peridotitas son el constituyente principal del manto superior.


BASALTO

GABRO

ANDESITA

DIORITA

TRAQUITA

SIENITA

RIOLITA

GRANITO

ROCAS EXTRUSIVAS

ROCAS INTRUSIVAS

Plagioclasasalcalinas

Plagioclasasintermedias

Plagioclasasacidas

CuarzoOrtoclasasComponentes

claros

Olivino Piroxeno Anfíboles Anfíboles BiotitaComponentes

oscuros

1300o 800o 650o

<52% 52-65% >65%Contenido

en SiO2

Temperatura


Los minerales silíceos se diferencian en su sensibilidad a la alteración. De más a menos suceptibles son (escala de Goldich):


Rocas sedimentariasPueden clasificarse por su génesis en:

Rocas detríticas, formadas por acumulación de derrubios procedentes de la erosión y depositados por gravedad. Éstas a su vez se clasifican sobre todo por el tamaño de los clastos, que es el fundamento de la distinción entre conglomerados, areniscas y rocas arcillosas.Rocas organógenas, las formadas con restos de seres vivos. Las más abundantes se han formado con esqueletos fruto de los procesos de biomineralización; algunas, sin embargo, se han formado por la evolución de las partes orgánicas (de la materia celular), y se llaman propiamente rocas orgánicas (carbones).Rocas químicas o rocas de precipitación química, formadas por depósito de sustancias previamente disueltas o neoformadas por procesos metabólicos; en este último caso se llaman fósiles. El mayor volumen corresponde a masas de sales acumuladas por sobresaturación del agua del mar que se llaman evaporitas, como el yeso y la sal gema.Margas, mezcla de rocas detríticas y rocas químicas (de origen químico).

Por su composición se clasifican en:

Terrígenas (arcilla o limo (lutita), conglomerado, arenisca, etc.). Sedimentación y diagénesis de partículas de origen continental, sin o con influencia de precipitación de carbonatos marinos (marga).

Carbonatadas (creta, caliza, dolomita, etc.)

Silíceas (Diatomita, radiolarita, calcedonia, caolín, etc.) Sedimentación y diagénesis de partículas orgánicas silíceas; o de meteorización de granitos cuarzosos.

Orgánicas (carbón mineral, petróleo, etc.). Reducción de sedimentos orgánicos en medios palustres.

Ferro-aluminosas (limonita, laterita, etc.). De procesos de meteorización de menas férrico-alumínicas.

Fosfatadas (fosforitas sedimentarias, turquesa, etc.). De sedimentación y transformación del guano, o a partir de la precipitación de geles fosfatados en medios alumínicos.


diatomita

calizalutita

conglomerado brecha

arenisca

turba

lignito

hulla


ROCAS METAMORFICAS

Las rocas metamórficas son las que se forman a partir de otras rocas mediante un proceso llamado metamorfismo. El metamorfismo se da indistintamente en rocas ígneas, rocas sedimentarias u otras rocas metamórficas, cuando éstas quedan sometidas a altas presiones (de alrededor de 1.500 bar), altas temperaturas (entre 150 y 200 °C) o a un fluido activo que provoca cambios en la composición de la roca, aportando nuevas sustancias a ésta. Al precursor de una roca metamórfica se le llama protolito

Las rocas metamórficas se clasifican según sus propiedades físico-químicas. Los factores que definen las rocas metamórficas son dos: • los minerales que las forman • las texturas que presentan dichas rocas. Las texturas son de dos tipos, foliadas y no foliada.

Textura foliada: Algunas de ellas son la pizarra (al romperse se obtienen láminas), el esquisto (se rompe con facilidad) y el gneis (formado por minerales claros y oscuros).

Textura no foliada: Algunas de ellas son el mármol (aspecto cristalino y se forman por metamorfismo de calizas y dolomías), la cuarcita (es blanca pero puede cambiar por las impurezas), Y la serpentinita (que al transformarse origina el asbesto).


ESQUISTOPIZARRA GNEIS

Rocas metamórficas

Roca ProtolitoMineralesprincipales

Antracita Hulla, lignito Carbono

CorneanaCaliza, arenisca

pizarra

Cuarcita Arenisca Cuarzo

Mármol Caliza Calcita

GneisRocas ígneas o sedimentarias

Cuarzo, feldespatomica

Eclogita Basalto, gabro Granate, piroxeno

Espilita BasaltoAlbita, clorita,

calcita

Esquisto azul Basalto Glaucofana

Granulita BasaltoPiroxeno,

plagioclasa,feldespato

Anfibolitabasaltos y los gabros

Anfiboles

Filita Lutita, pizarraMoscovita, cuarzo,

clorita

Esquisto Pizarra, filita>50 % minerales

planos y alargados

Migmatita gneisCuarzo, feldespaoy silicatos oscuros


Antracita Corneana Cuarcita

Mármol Eclogita Espilita

Granulita Anfibolita Filita

Migmatita

METEORIZACION DE LAS ROCAS

Es la desagregación y descomposición química de las rocas por acción de agentes físicos (meteorización física) o químicos (meteorización química)

METEORIZACION FISICA

• Acción del hielo (crioclastia)• Acción de las sales (haloclastia)• Cambia de temperatura (termoclastia)

TAMAÑO DE LAS PARTICULAS MINERALES


METEORIZACION QUIMICA

Conocida como alteración mineral, consiste en una serie de reacciones químicas que transforman los minerales silíceos (minerales primarios) en nuevos compuestos (minerales secundarios) que son estables en el medio ambiente.

• Oxidación: unión química de átomos de oxígeno disuelto en el agua que entra en contacto con los elementos metálicos abundantes en los minerales silíceos

• Disolución y carbonatación: por acción del dioxido de carbono en solución forma ácido carbónico que reacciona con muchos minerales.

• Hidrólisis: es una reacción química entre una molécula de agua y otra molécula, en la cual la molécula de agua se divide y sus átomos pasan a formar parte de otra especie química.



Illita: Montmorillonita Vermiculita Caolín

limonita

Bauxita

hematita

PRODUCTOS MINERALES DE LA ALTERACION QUIMICA

Illita: aluminosilicato hídrico de potasio resultado de la alteración de los feldespatos y de la mica moscovita.

Montmorillonita: mineral de arcilla derivado de la alteración del feldespato o ciertos minerales máficos. Tiene la cualidad de expandirse cuando se hidrata

Vermiculita: alumino silicato hídrico rico en magnesio y hierro. similar a la montmorillonita. No se expansiona al hidratarse. Se forma por hidrólisi de minerales silíceos máficos como la biotita y la hornblenda

Caolín: transformación del feldespato potásico por hidrólisis. En contacto con el agua forma una sustancia plástica que al secarse se endurece

La hematita y la limonita son dos productos de lalteración de minerales máficos que se encuEntra ampliamente distribuido en rocas y suelo. Suele estar asociado a la bauxita.

Bauxita: sexquioxido de aluminio por alteración de los feldespatos en condiciones de mucha humedad y calor (tropicales) y da un producto muy sólido y resistente (costras bauxíticas).

Las arcillas son minerales silicatados hidratados o filosilicatos hidratados. Los filosilicatos están conformados por mallas hexagonales de tetraedros dispuestos en hojas o capas. Según la disposición de estas capas dan una estructura cristalina del:


Tipo 1:1 (arcillas monosialíticas) una capa de alúmina (octaédrica) y otra de sílice (tetraédrica) CAOLINITAS

Tipo 2:1 (arcillas bisialíticas) dos capas de sílice y una de alúmina en medio. Admiten agua y cationes intercambiables ILLITAS -VERMICULITAS - ESMECTITAS (MONTMORILLONITAS). (degradación por complexolisis). En este tipo la lámina tetraédrica de los sílice pueden ser sustituidos por aluminio y se completa con iones de potasio (K)

Así los procesos de alteración tendrán dos fases:

a) FASE RAPIDA: bisialitización, que da lugar a arcillas 2:1 por transformación o neoformaciónb) FASE LENTA: monosialitización con lavado del 60% de la sílice y el 100% del potasio que da lugar a arcillas 1:1;

alitización que da lugar a hidróxidos de aluminio, la GIBSITA


3. MATERIALES DE LA CORTEZA TERRESTREHIDRÓLISIS

afecta a los silicatos y se produce una sustitución en la red estructural de los silicatos de un catión (Na, K,…) por un ion de igual carga pero de tamaño menor (H+), ocasionando una deformación de la malla estructural del silicato, que puede dar lugar a la pÉrdida de otros cationes más grandes como Ca y Mg. Puede ser:

- Hidrólisis neutra: en medios subtropicales no ácidos y ricos en bases. Las illitas pasan a montmorillonitas,

como en los suelos fersialíticos y vertisoles. Se elimina parcialmente el K interfoliar de las arcillas.

a) Acidolisis: los aniones complejantes se insolubilizan y se biodegradan. Transforma las illitas envermiculitas al expulsar totalmente los iones potasio K interfoliares. Medios templados con humus activo (mull ácido) con materia orgánica soluble abundante (hojarasca).

b) Complexolisis: compuestos orgánicos complejan el hierro y el aluminio y los extraen. Medios fríos y ácidos con acción de compuestos orgánicos solubles (ácidos oxálico y cítrico, y compuestos fenólicos). Importante en la podzsolización. La illita se transforma en montmorillonitas, sericitas y esmectitas, y puede dar neoformaciones en clima templado generando caolinita.

- Hidrólisis parcial: alteración bioquímica que conserva las estructuras cristalinas iniciales. Característica de climas templados, y ligada a la acción de la materia orgánica. Afecta a suelos poco evolucionados. Da lugar a procesos de transformación:


- Hidrólisis total: alteración geoquímica que produce la liberación total de los constituyentes del mineral: sílices, bases. Característica de los climas tropicales:

a) En medios neutros bien drenados y sin aniones orgánicos ácidos favorecen la acidificación rápida. Se eliminan las bases y la sílice, dando lugar a caolinita (arcilla de neoformación) que puede evolucionar a gibsita.

b) Si están en medios confinados y mal drenados la acidificación es lenta. Produce neoformación de arcillas. Da lugar a arcillas ricas en sílice (montmorilloniotas y esmectitas de los suelos pardos eutróficios y suelos vérticos)

Un agente geomorfológico de erosión puede ser a la vez un agente de destrucción, agente de transporte y agente de depósito. La gravedad, el agua (el hielo), y el viento o son agentes morfogenéticos porque crean nuevas formas.

Dichos agentes destruyen, transportan o depositan de manera diferencial según diversos mecanismos que varían en función de factores como la pendiente o el medio climático bajo el cual actúan.

Se conoce como procesos morfogenéticos la sucesión de mecanismos que dan como resultado la creación de un relieve original,.

Los procesos morfodinámicos corresponden a una serie de acciones sucesivas y/o simultaneas y sinérgicas a través de las cuales los agentes morfogenéticos, principalmente los externos, son capaces de modelar las formas de la superficie terrestre.

Los procesos morfodinámicos están asociados a una secuencia conformada por la erosión de las rocas, el transporte de los materiales removidos y la sedimentación de dichos detritos. En consecuencia, los procesos morfodinámicos dependen de:

a) factores externos relacionados con la energía del agente morfogenético y la posición geomorfológicab) factores internos tales como la composición mineralógica de las rocas, su textura y grado de cohesión.

4. MORFOGÉNESIS Y MORFODINÁMICA: GRAVITACIONAL, HIDROLÓGICA, EOLICA, y de ALTERACION.

4. MORFOGÉNESIS Y MORFODINÁMICA

Los procesos morfodinámicos presentan diferencias en su actividad dependiendo de la eficacia del agente morfológico.

La intensidad del proceso morfodinámico depende de la cantidad de energía cinética necesaria para generar tales procesos o, dicho de otra forma, la intensidad de los procesos morfidinámicos dependen de la cantidad de energía potencial liberada en un evento morfodinámico.

La magnitud de los procesos morfodinámicos corresponde al área en que se manifiesta un proceso morfodinámico. Esto va a depender tanto de la intensidad del proceso como de caracteres espaciales tales como la posición geomorfológica y la escala, es decir, la relación de orden entre las dimensiones de las geoformas.

- Sistemas morfogenéticos y meteorización física y química- Sistema morfogenético de laderas- Sistema morfogenético fluvial- Sistema morfogenético litoral- Sistema morfogenético eólico

Una vertiente es el espacio inclinado entre una divisoria de aguas y una vaguada. En su modelado intervienen:

- procesos gravitacionales: desplazamientos de material impulsados por su propio peso.- procesos pluviales, procesos estacionales producidos por la acción de las aguas de escorrentía sobre las vertientes

Los materiales que resultan de la meteorización de las rocas están sometidos a la acción de la gravedad por lo que hay una tendencia a que se deslicen hacia lugares más bajos. En las laderas pueden ocurrir movimientos casi imperceptibles de partículas individuales o bien, movimientos descendentes de gran magnitud que desplazan un volumen considerable de materiales.

MORFODINAMICA DE VERTIENTES

Grupos de procesos Tipo de proceso Características Condicionantes

Desprendimientosde tierra

(landslide)

Deslizamientosde tierra

Las masas de tierra se movilizan resbalando sobre la ladera.

Pendiente moderadas a fuertes con material detrítico

grueso.

Corrimientos odeslizamiento

rotacional (slump)

Las masas de tierra deslizadas rotan al mismo tiempo respecto

al eje horizontal.

Pendientes moderadas a fuertes con material detrítico

fino.

Despendrimientosde rocas

(rock slide)

Desmoronamientos Las rocas fuertemente meteorizadas en una cornisa se

van desprendiendo según su masa (en forma selectiva) y caen al vacío no en paquetes sino en

unidades rocosas según su meteorización.

Pendientes fuertes y rocas meteorizadas.

Derrumbes oaludes

En rocas diaclasadas sobre cornisas o laderas de muy fuerte pendiente las masas rocosas en

paquete se desprenden y caen al vacío en un movimiento rápido.

Pendientes fuertes y rocas meteorizadas

PROCESOS GRAVITACIONALES


Proceso Características Condicionantes

Solifluxión(solifluction)

El agua en los poros actúa licuando la masa provocando elasticidad plástica y el deslizamiento del suelo. Consisten en deformaciones continuas superficiales muy lentas,

poco perceptibles a simple vista, a veces precursores de roturas mayores. Gelifluxión:En regiones periglaciares la reptación por solifluxión es común, interviniendo los ciclos

hielo-deshielo.

Pendiente moderada. Suelos de matriz

arcillosos-limosos.

Flujo de tierra(earthflow)

Cuando el agua en el suelo supera el punto de saturación todo el perfil edáfico se moviliza bruscamente a favor de la pendiente.

Pendiente moderada. Umbría. Suelos porosos.

Flujo de barro(mudflow)

Si el peso específico de suelo movilizado sólo comprende menos del 40% de la masa movilizada y el resto es agua se produce una licuefacción que busca las líneas de talwegpara evacuar. Lahar: En regiones de vulcanismo activo es frecuente este fenómeno, al

ponerse en movimiento las grandes acumulaciones de ceniza en momentos de alta precipitación o deshielo.

Pendiente fuerte. Materiales con al menos un 50% de fracción fina y con un contenido en agua suficiente como para permitir que el

material fluya

Flujo de detritos(debris flow)

En torrentes y quebradas el caudal puede aumentar hasta el punto de colmatación sobrepasando la capacidad de evacuación del canal de escurrimiento (aluviones).

Materiales con un alto contenido de fragmentos gruesos. La masa que se desliza se divide en pequeñas partes con movimiento lento. Cuando éste es rápido y progresivo suele

utilizarse el término avalancha

Talweg profundos.

Los flujos corresponden a movimientos gravitacionales de tierra asistidos por agua que el embebe la masa removida. De la cantidad de agua y de la inclinación de la pendiente dependerá la velocidad con que el flujo se movilice.

En general, todos los flujos en vertientes se denominan solifluxión mientras que aquellos que se movilizan por las vaguadas se denominan coladas o, simplemente, flujos.

PROCESOS PLUVIALES 4. MORFOGÉNESIS Y MORFODINÁMICA

b) FLUVIAL

Dependiendo del sustrato en el que se desarrolla, el cauce de un río genera formas de artesa que contienen las aguas de escurrimiento. Estas formas reciben el nombre de lecho fluvial.

Cuando el río está en período de estiaje, el agua sólo escurre por el lecho menor, encausado en el canal de estiaje. En cambio, en los períodos de crecida, el agua inunda el lecho mayor. En períodos extraordinarios de grandes avenidas, el río ocupa el lecho mayor excepcional.

De acuerdo a su patrón de escurrimiento, los ríos pueden tener lechos con: canales con meandros, con canales anastomosados, o bien, lechos rectilíneos. El desarrollo de ríos anastomosados o meandriformes depende fundamentalmente de la pendiente y el caudal. Así, caudales y/o pendientes más elevados favorecen la formación de ríos anastomosados.

En los ríos meandriformes(izquierda) el canal es sinuoso y circula sobre un valle amplio relleno de aluviones o llanura de inundación. En los ríos anastomosados (derecha)los cauces son muy anchos y el flujo se ramifica entre bancos alargados de aluviones.

Morfologias de erosión fluvial


El contacto entre la tierra y el océano ocurre en el estrán, espacio comprendido entre el nivel de la máxima pleamar y de la máxima bajamar (amplitud de marea).

Las costas no han estado siempre localizadas en su emplazamiento actual; se han sucedido transgresiones y regresiones en el curso de la historia geológica en que las glaciaciones y los movimientos tectónicos han hecho fluctuar el nivel marino. Es por ello que, en un sentido amplio, la zona costera abarca todas las geoformas cuyo origen haya sido la acción marina, aún cuando, actualmente, ellas no estén en contacto con el mar.

En el sistema de circulación costera inducido por las olas tiene gran importancia el ángulo de incidencia de los trenes de ola, el cual está controlado a su vez por la orientación de la costa con respecto a los vientos dominantes y a los frentes de mal tiempo. Cuando hay una dirección de oleaje predominante, el flujo costero desplaza los sedimentos en un sentido determinado, dando lugar a una componente neta de transporte a lo largo de la costa que se conoce como deriva litoral: Desplazamiento general de los materiales de una playa a lo largo del litoral debido al efecto de olas que rompen oblicuamente en la playa.

El flujo (saca) de las olas al romper transporta material oblicuamente hacia la alta playa en un movimiento ascendente, pero el reflujo (resaca) trae consigo directamente hacia la baja playa parte de los sedimentos, que describen de esta manera una trayectoria de movimiento en zig-zag.

C) COSTERA4. MORFOGÉNESIS Y MORFODINÁMICA

Arrecifes de coral: es una estructura subacuática hecha del carbonato de calcio secretado por corales. Es un tipo de arrecife biótico formado por colonias de corales pétreos que generalmente viven en aguas marinas que contienen pocos nutrientes. Los corales pétreos son animales marinos que constan de pólipos que secretan exoesqueletos de carbonato que apoyan y protegen a sus cuerpos. Los arrecifes de coral crecen mejor en aguas cálidas, poco profundas, claras, soleadas y poco agitadas.

Los tres principales tipos de arrecife de coral son:

Arrecife frangeante o arrecife costero (1) - este tipo se conecta directamente a una orilla costera o está separada de ella por un canal o una laguna poco profunda.Arrecife de barrera (2) - un arrecife separado de la costa continental o de una isla por un profundo canal o laguna.Arrecife de atolón (3) - un arrecife de barrera más o menos circular o continuo que se extiende alrededor de una laguna sin una isla central.

1

2

3


MORFODINAMICA EOLICA

Cuando el viento pierde su velocidad y con ello su capacidad para transportar las partículas de arena y de polvo que ha levantado de la superficie, éstas caen nuevamente sobre el terreno. Las partículas de arena acumuladas por el viento constituyen dunas que pueden tener tamaños desde algunos decímetros a enormes acumulaciones. Normalmente la disminución de la velocidad del viento se origina por la presencia de una superficie de desplazamiento rugosa o por un obstáculo. Las arenas eólicas también pueden ser litificados constituyendo eolianitas.

morfologias de acumulación eólica

Erg: campo de dunas en una acumulación arenosa


La Geomorfología climática estudia el relieve según la influencia del medio bioclimático bajo el cual evoluciona. El clima puede actuar directamente sobre la superficie terrestre o bien indirectamente, cuando se interpone una cubierta vegetal entre la litosfera y la atmósfera. De acuerdo a esto se reconocen:

• sistemas morfogenéticos en que dominan procesos geomorfológicos con acciones mecánicas • sistemas morfogenéticos en que dominan los procesos físico-químicos y bioquímicos.

Las variaciones climáticas del Cuaternario, caracterizadas por la alternancia de períodos glaciales e interglaciales, han tenido efectos geomorfológicos significativos. Esto demuestra que el modelado se efectúa por pulsaciones sucesivas y que la morfogénesis es discontinua en el tiempo y en el espacio. El período Cuaternario es de gran inestabilidad climática y muchos de los modelados actuales sobre la superficie terrestre son heredados de paleoclimas.

5. GEOMORFOLOGÍA CLIMÁTICA

- Sistemas morfoclimáticos- Sistema morfoclimático glaciar- Sistema morfoclimático periglaciar- Sistema morfoclimaticos tropical- Sistema morfoclimático árido y semiárido

5. GEOMORFOLOGIA CLIMATICA

Se distinguen glaciares locales como los glaciares de valle, de meseta, de desbordamiento, de piedemonte y los glaciares regionales como calotas o casquetes, y los inlandsis.

a) GEOMORFOLOGIA GLACIAL

Antártica Groenlandia

13,5 millones Km2 1,7 millones Km2

4270 m altitud máxima 3240 m altitud

espesor 2300/2600 m espesor 1500 m

Glaciar de meseta de Vatnajökull,


Las condiciones ambientales del dominio periglacial se refieren principalmente a las características del comportamiento de los elementos del clima:• temperaturas anuales inferiores a 10ºC. • el mes más frío presenta temperaturas medias inferiores a -3ºC, • los inviernos son largos y duran más de 6 meses,• los veranos son cortos de menos de 3 meses, y templados a fríos. • Las precipitaciones no superan los 1300 mm anuales y son principalmente sólidas.

El regolito y sustrato rocoso de estas áreas permanecen permanentemente congelados y el espacio poroso del suelo se llena de agua que se congela en lóbulos denominados permafrost o pergelisol. La presencia de este permafrost es el principal indicador del dominio periglacial.

El permafrost continuo, es decir, aquél que se presenta en forma estable y continuado, se desarrolla entre los 80 y los 65º de latitud norte, sobre el círculo polar Ártico, con una potencia de hasta 400 m de espesor por herencia glacial.

El permafrost discontinuo, es decir, aquél que se presenta disgregado, se desarrolla entre los 65 y 55º de latitud norte con una potencia de entre 10 y 50 m de espesor.

Finalmente, el permafrost esporádico, es decir, aquél que se forma en los períodos fríos, se presenta hasta los 45º de latitud norte con una potencia de hasta 5 m de espesor o bien en sectores relativamente llanos de las áreas montañosas

b) GEOMORFOLOGIA PERIGLACIAR 5. GEOMORFOLOGIA CLIMATICA

Karst nivalSe desarrolla generalmente en la alta montaña, sin llegar a condiciones periglaciales, con alimentación de nieve en la estación fría. Aparecen desde las formas superficiales, donde el jou es la forma de absorción típica, así como los lapiaces muy desarrollados sobre las escarpadas vertientes calizas.La gran agresividad del agua de fusión y la alta velocidad de circulación motivan un gran desarrollo de las cavidades subterráneas

Karst periglaciarEn este caso el principal agente erosivo es la gelivación derivada de la alternancia hielo-deshielo, que aparece con más intensidad en la actividad periglaciar de altitud que de latitud.


c) GEOMORFOLOGIA MEDIOS ARIDOS

Las regiones áridas cubren aproximadamente un 31% de las tierras emergidas.

Según el tipo de materiales de la superficie, los desiertos se clasifican en erg, que son desiertos en los cuales predominan las arenas y en reg, aquellos desiertos recubiertos de ventifactos.

Según el clima los desiertos se dividen fríos y cálidos. En los desiertos fríos la temperatura media del mes más frío es menor de 0ºc desierto frío. Se localizan en latitudes medias por ejemplo en Asia en donde hay fuertes oscilaciones entre las temperaturas y meses fríos con baja evaporación.

La aridez se manifiesta por un conjunto de aspectos como:

• Un balance hídrico deficitario, permanente en el aire y en el suelo.• La xerofilia (xerox, seco) de la vegetación y la inexistencia de vegetación o bien, formaciones vegetales abiertas con una

disminución del número de especies, respecto de lo que ocurre en otros dominios morfoclimáticos.• La desorganización de la red hidrográfica existiendo generalmente un régimen endorreico y cursos de agua

intermitentes los cuales en Chile se denominan quebradas y wadi o oued en Africa. Dichos oled tienen lechos menores muy amplios y permanecen secos.

La aridez se puede expresar en forma cuantitativa por medio de índices como los que se señalan a continuación:

Indice de Aridez (De Martonne) = Total anual Pp (mm) / (ToC anual + 10) Inferior a 15: hiperárido o muy árido; 15 - 20: árido;20 - 30: semiárido.

Repartición de las regiones áridas por tipos de dominio

Hiperárido Árido Semiárido

Región Sahara central,Arabia y desiertos de Chile, Perú, Namibia.

Kalahari,Desiertos continentales Americanos,

Australia.

Márgenes de los desiertos, desiertos de latitudes templadas.

Precipitaciones menos de 50 mm 50 a 100 mm 100 a 250 mm

Indice de aridez inf. 15 15 a 20 Sup. 20

superficie 7,5 % 12,1% 17.7%


Los principales factores de la aridez son de tipo climáticos, orográficos y oceanográficos. De este modo:

* Los anticiclones subtropicales que generan gran estabilidad de las masas de aire impidiendo su ascenso, éste es seco y subsidente. Los anticiclones determinan la existencia de los desiertos zonales de las áreas tropicales y subtropicales.

Ejemplos: - Hemisferio Norte: Sahara, desiertos de Arabia, desierto Mohave y desiertos mexicanos. - Hemisferio Sur: desiertos australianos, Kalahari, Atacama.

• La continentalidad es la causa de los desiertos de latitudes medias entre los 50-55º, especialmente en el Hemisferio Norte con los desiertos de Asia central.

• Efecto orográfico en que las barreras montañosas dispuestas en el sentido meridiano aíslan al territorio de los vientos húmedos. Es el caso de los desiertos al abrigo de grandes cordilleras como el Chaco y la Patagonia Argentina, la gran cuenca y piedemonte oriental de las Rocallosas en Estados Unidos.

• Las corrientes oceánicas frías como Humboldt y Benguela, inhiben la evaporación del agua de la superficie del mar y las masas de aire forman bruma, siendo el caso de los desiertos costeros frente a corrientes marinas frías en las fachadas occidentales de los continentes como el desierto chileno-peruano, Namibia, Baja California.


D) MEDIOS TROPICALES HUMEDOS

Abarca toda la zona intertropical 23-24º de latitud en ambos hemisferios, pudiendo extenderse a latitudes que sobrepasen los trópicos en las fachadas orientales de los continentes en el sudeste asiático, Africa, América y Australia oriental. Aproximadamente un 20 % de las tierras emergidas evolucionan bajo este dominio morfogenético el cual comprende un ámbito tropical húmedo en la zona ecuatorial lluviosa de la selva tropical y un dominio tropical con estación seca de la sabana.

De acuerdo a Coque, R (1977) las características comunes para este dominio:

• La coexistencia del calor y las lluvias, que durante 3 o 4 meses son superiores a la evapotranspiración.

• Las lluvias abundantes con o sin estacionalidad. • La ausencia de invierno. • Una temperatura media mensual superior a 18ºC. • La amplitud térmica anual no sobrepasa los 10ºC.

Todas las condiciones climáticas anteriores permiten la existencia de formaciones vegetales densas ya sea de selva tropical (pluvisilva), bosques, o sabanas arbustivas o herbáceas. La sabana se relaciona con la existencia de una estación seca a medida que el territorio se aleja del ecuador, lo que tiene consecuencias fundamentales en el sistema morfogenético y en el modelado del relieve.

La persistencia del calor y la humedad determinan la existencia de procesos intensos de alteraciones físico químicas y bioquímicas. Son regiones que permanecen en biostasia.

El aspecto del relieve es suave con laderas cubiertas por potentes alteritas formadas bajo la pluvisilva, emergiendo a veces algunos afloramientos rocosos.

La meteorización química ocurre por efecto de la hidratación e hidrólisis de los silicatos. En las zonas tropicales húmedas la meteorización continua se intensifica por la descomposición del humus, generándose una laterita y la formación de suelos ferralíticos que son típicos de la selva densa, pudiendo alcanzar hasta 40 metros de espesor.


En los escasos afloramientos rocosos observables en este medio, las paredes rocosas están afectadas por desagregación granular, descamación y exfoliación que se produce en láminas gruesas a partir de las diaclasas curvas de las rocas cristalinas.

Cuando disminuye la cubierta vegetal se producen movimientos en masa localizados, debido a condiciones favorables como las fuertes lluvias y el carácter arcilloso del manto de alteritas, las formas resultantes son nichos de desprendimiento y coladas de solifluxión.

Las formas que caracterizan al dominio tropical húmedo se diferencian entre las que se producen en las alteritas como las media naranja, y las formas de los afloramientos rocosos, como los pan de azúcar.

TROPICAL SIEMPRE HUMEDO 5. GEOMORFOLOGIA CLIMATICA

El modelado de las rocas calizas en el dominio tropical húmedo, ocupa superficies pequeñas en los bordes de los grandes escudos, o fuera de ellos. Son relieves originales de espigones verticales llamados mogotes en Cuba. Al igual que en los relieves cristalinos, el ataque permanente del agua en la base de los mogotes explica la verticalidad de sus laderas y la abrupta ruptura de pendiente.

KARST TROPICAL


TROPICAL DE ESTACIONALIDAD CONTRASTADA

La existencia de una estación seca marcada, provoca un proceso de encostramiento típico de los medios tropicales de sabana. Estas costras o corazas provienen de la concentración y fijación permanente de sales metálicas liberadas por la alteración provocada por las lluvias estacionales abundantes. A su vez, la evaporación intensa favorece las migraciones internas y la acumulación y precipitación en la superficie por aspiración climática, dando origen a suelos ferruginosos de perfiles bien diferenciados.

El afloramiento de las concentraciones de hierro en la superficie del suelo, provoca su endurecimiento por deshidratación y desecación en la estación seca; según la intensidad de la compactación se generan corazas muy duras o costras de hierro más quebradizas.

Un modelado característico del medio tropical seco son las plataformas con coraza denominadas bowal en Guinea; son extensas superficies tabulares que en el detalle poseen una morfología discontinua.


Tema 4 Geomorfología - LICENCIATURA DE...

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