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Geología y Morfología del Terreno

1º Curso

I.T.O.P.

UNIDAD: 4

GEODINÁMICA

Profesor: Victor Barrientos

Curso 2009-2010

Universidad de A Coruña

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Tectónica Discordancias

Entre los acontecimientos geológicos que tienen mayor importancia y que ayudan mucho a datar estructuras y/o períodos de movimiento estructural, hay que destacar la discontinuidad sedimentaria o discordancia. La discordancia es una superficie de erosión o de no-deposición que separa rocas más modernas (arriba) de rocas más antiguas (abajo). Existen varios tipos de discordancia. Una discordancia angular se caracteriza por la existencia de un plano de separación entre dos series de materiales o estratos no paralelos. Una disconformidad está caracterizada por una superficie de discontinuidad marcada e irregular entre dos familias de estratos, a grandes rasgos paralelos. Los hiatos sedimentarios o paraconformidad corresponden a superficies que evidencian un periodo de no-sedimentación en ausencia aparente de erosión. En algunas circunstancias, es difícil reconocer esas superficies de discontinuidad sin un detallado análisis paleontológico, geoquímico, etc. Por último, la discontinuidad heterolítica o no-conformidad corresponde con una situación en la que el plano de discontinuidad erosiva separa rocas estratificadas de otras que no lo están (por ejemplo, rocas ígneas.

La facilidad para el reconocimiento de discordancias en mapas geológicos depende de su propia naturaleza. Así, las heterolíticas y angulares se caracterizan por la aparición de eventuales puntos triples donde se ponen en contacto tres litologías distintas. En el caso de las disconformidades, el análisis de las direcciones de capa pondrá evidenciar variaciones entre el techo y la base de una determinada formación geológica. Por último, en el caso de las paraconformidades, habremos de analizar la secuencia temporal de materiales a fin de identificar posibles pérdidas de secuencia (lagunas o hiatos estratigráficos).

Así, como hemos visto, los acontecimientos geológicos pueden ser ordenados aunque no existan determinaciones absolutas de la edad. Cuando existe una interrupción en la sedimentación, un periodo de erosión o de deformación y sedimentación ulterior, las formaciones sedimentarias son susceptibles de registrar esa circunstancia mediante la formación de superficies denominadas discordancias. Las dicordancias pueden ir desde pequeñas interrupciones erosionales hasta muy marcadas diferencias angulares entre los estratos. Una discordancia indica un periodo en el que el registro rocoso no está presente y, por esa misma razón, su alcance temporal puede llegar a ser muy largo.

Principales tipos de discordancia entre formaciones geológicas. a) Discordancia angular; b) disconformidad; c) paraconformidad; d) discordancia heterolítitca o no-concordancia.

Ragan, D.M. (1973) Structural Geology. An introduction to Geometrical Techniques, 2ª Ed.; John Wiley & Sons, 208

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Todo ello puede ser indicativo de que durante determinados periodos geológicos se hayan producido levantamientos (o regresiones marinas), plegamientos, hundimientos (o transgresiones marinas), ausencias de sedimentación, movimientos tectónicos o bien acontecimientos magmáticos que pudieran de algún modo configurar la historia geológica de la región.

Aspecto de afloramientos donde se muestran claramente discordancias angulares

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Correlación

El método de emplear similitudes entre unidades geológicas a fin de extender espacialmente la información geológica recibe el nombre de correlación. Dicha correlación puede ser de tipo litológico (cuando se comparan características de los tipos de roca dentro de las secuencias sedimentarias), biológico (asociaciones fósiles), etc.

Correlación litoestratigráfica a partir de columnas estratigráficas geográficamente separadas

Correlación bioestratigráfica. Las flechas indican que, entre la localidad 1 y la 2 existe una discontinuidad faunística atribuible a la presencia de una laguna o hiato estratigráfico (un

tipo de discordancia)

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Pliegues Elementos Geométricos que Describen un Pliegue y Otras Definiciones

Pliegue (Fold): Curvatura desarrollada sobre una superficie planar (estratos, cualquier tipo de foliación, etc.) como resultado de la actuación de esfuerzos. Dichos esfuerzos pueden tener un origen tectónico o gravitatorio.

Cresta (Crest): Punto del pliegue que se encuentra a mayor cota

topográfica.

Seno o Valle (Trough): Punto del pliegue que se encuentra a menor cota topográfica.

Longitud de onda (Wavelength): Distancia que separa dos

crestas o dos valles consecutivos en una superficie plegada.

Punto de inflexión (Inflection point): Punto en los flancos de un pliegue en el que la curvatura de la superficie plegada pasa de cóncava a convexa o viceversa.

Superficie o Plano medio (Median surface): Plano o superficie

que une los puntos de inflexión de una superficie plegada.

Amplitud (Amplitude): Distancia que separa los puntos de inflexión de la cresta o valle de una superficie plegada, medida de forma perpendicular a su superficie media.

Elementos geométricos de un pliegue. Ragan, D.M. (1973) Structural Geology. An introduction to Geometrical Techniques, 2ª Ed.; John Wiley & Sons, 208 pp.

Charnela y Zona de Charnela (Hinge): Alineación de puntos dentro de una superficie plegada que han experimentado la máxima deformación. La zona de charnela es la región inmediatamente adyacente a la línea de charnela.

Flanco (Limb): Zonas adyacentes a la zona de charnela y que,

comparativamente, han experimentado una deformación mucho menor, llegando a ser incluso nula en los puntos de inflexión.

charnela charnela

charnela charnela

cresta

Punto de inflexión Punto de inflexión

Punto de inflexión

Seno o valle

PLIEGUE 1 PLIEGUE 2

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Elementos geométricos de un pliegue y tipo de pliegue de acuerdo con la longitud de sus flancos. Powell, D. (1992) Interpretation of Geological Structures Through Maps; Longman

Scientific and Technical, 176 pp.

Eje de un Pliegue (Fold axis): Línea generatriz ideal de cualquier pliegue. Para un pliegue cilíndrico, la revolución de una recta daría lugar a la generación del pliegue. De esa manera, no tiene una localización específica en ningún punto del pliegue.

Plano o Superficie Axial (Axial surface): Superficie geométrica

ideal que une las líneas de charnela de distintas superficies plegadas, dentro de un pliegue.

Pliegue cilíndrico e indicación de sus elementos geométricos principales. Las superficies plegadas se representan con la letra S mientras que S1 corresponde a la superficie axial. Con una trama punteada se indica la localización de la zona de charnela y con otra rayada la de flanco. A la derecha, sección vertical del mismo pliegue de acuerdo con el plano indicado a la izquierda. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed.

Omega, 518 pp.

Eje anticlinal

Eje sinclinal

inmersión

eje

Plano axial

Plano Horizontal

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Elementos geométricos de un pliegue. Ramsay, J.G. (1977) Plegamiento y fracturación de rocas; Ed. Blume, 590 pp.

Clasificación de los Pliegues De Acuerdo con la Forma y/o Edad de los Materiales

Anticlinal (Anticline). Pliegue, en general convexo hacia arriba, y

en cuyo núcleo se encuentran las rocas estratigráficamente más antiguas.

Anticlinorio (Anticlinorium). Estructura anticlinal compuesta

de escala regional y formada por pliegues laxos.

Antiforme (Antiform). Pliegue de morfología convexa hacia arriba pero del cual se desconoce la edad (absoluta o relativa) de los materiales que se encuentran en el flanco o en el núcleo.

Sinclinal (Syncline). Pliegue, en general cóncavo hacia arriba, y

en cuyo núcleo se encuentran las rocas estratigráficamente más modernas.

Sinclinorio (Synclinorium). Estructura sinclinal compuesta de

escala regional y formada por pliegues laxos.

Sinforme (Synform). Pliegue de morfología cóncava hacia abajo pero del cual se desconoce la edad (absoluta o relativa) de los materiales que se encuentran en el flanco o en el núcleo.

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Tipos de afloramientos en estructuras anticlinales y sinclinales

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Definiciones de antiforme, sinforme, anticlinal y sinclinal, de acuerdo con un criterio de polaridad (laminaciones cruzadas). Ramsay, J.G. (1977) Plegamiento y fracturación de

rocas; Ed. Blume, 590 pp.

Ejemplo de situación en la que la geometría de un pliegue observada en una escala local puede inducir a pensar que se rata de otro tipo de estructura

De Acuerdo con la Naturaleza del Eje Axial (Geometría e Inclinación) Cualquier superficie ondulada puede ser generada como resultado de la revolución de una línea que se vaya desplazando respecto de un cierto origen de coordenadas. En el caso de los pliegues, la línea de revolución se denomina eje del pliegue. En función de si la línea es rectilínea o no lo es así como en función del ángulo que esta forma respecto de la horizontal, podemos denominar los pliegues como:

Pliegues cilíndricos: Aquellos pliegues cuyo eje axial es horizontal y rectilíneo.

Pliegues cilíndricos con inmersión: Aquellos pliegues cuyo eje

axial es rectilíneo pero no horizontal.

Pliegues no cilíndricos: Aquellos en los que el eje axial es curvilíneo (careciendo de significado, por tanto, el criterio de horizontalidad).

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Relación entre el tipo de pliegue y las direcciones de capa (isohipsas). Observar la distinta traza de las mismas en función del tipo de pliegue. Powell, D. (1992) Interpretation of

Geological Structures Through Maps; Longman Scientific and Technical, 176 pp.

En el caso de los pliegues cilíndricos, las direcciones de capa son un conjunto de rectas paralelas entre sí, mientras que en el caso de los pliegues con inmersión y en los no cilíndricos las direcciones de capa pierden su carácter rectilíneo.

La traza de un pliegue con inmersión vista sobre un mapa describe una curvatura de forma que el buzamiento de la superficie plegada va cambiando progresivamente de orientación, de acuerdo con un patrón de distribución que tiende a aproximarse a una semiesfera. La zona donde las capas enraízan (se ‘hincan’ en el terreno) y en las que se da la circunstancia anteriormente enunciada se denomina terminación Periclinal.

De Acuerdo con la Potencia Ortogonal de las Capas Plegadas Otro criterio comúnmente empleado para clasificar los pliegues tiene en cuenta un parámetro geométrico importante denominado potencia ortogonal o real. Esta no es otra cosa que la distancia que separa el plano superior e inferior de cualquier cuerpo rocoso estratificado, medida perpendicularmente a ambos planos.

Modelo de generación de pliegues de tipo paralelo, concéntrico o isopaco. Ragan, D.M. (1973) Structural Geology. An introduction to Geometrical Techniques, 2ª Ed.; John Wiley

& Sons, 208 pp.

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Modelo de generación de pliegues de tipo similar. Ragan, D.M. (1973) Structural Geology.

An introduction to Geometrical Techniques, 2ª Ed.; John Wiley & Sons, 208 pp.

Esquema mostrando la diferencia entre la geometría de los pliegues similares y concéntricos. Mattauer, M. Las Deformaciones de los Materiales de la Corteza Terrestre.

Omega. 97 pp.

Cuando el espesor ortogonal de las capas plegadas permanece constante, el pliegue se denomina paralelo, concéntrico o isopaco. Sin embargo, cuando el espesor ortogonal de las capas es variable, tenemos entonces los pliegues anisopacos y en general los similares o semejantes. En los pliegues similares es frecuente que la zona de charnela vea su grosor incrementado mientras que la correspondiente a los flancos se vea disminuida.

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Para caracterizar rigurosamente tales tipos de pliegues es cómodo utilizar el concepto de isógonas, es decir las curvas que unen los puntos de igual pendiente en todos los estratos. En los pliegues similares las isógonas corresponden a rectas paralelas, pero se pueden obtener pliegues con isógonas rectas o curvas, convergentes o divergentes.

Pliegue isopaco de isógonas convergentes Concéntrico o paralelo

Pliegue anisopaco de isógonas paralelas Similar o semejante

Pliegue anisopaco de isógonas divergentes Mattauer, M. Las Deformaciones de los Materiales de la Corteza Terrestre. Omega. 95 pp. Una característica geométrica que suele estar presente en los pliegues de tipo similar es el desarrollo de planos de esquistosidad. Muchas veces los planos de esquistosidad se disponen de forma paralela al plano axial de los pliegues. En ese caso, la esquistosidad se califica como de plano axial.

Ejemplos de esquistosidad de plano axial. Refracción de la misma al atravesar de unidades litológicas de distinta competencia. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981)

Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.

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Los mecanismos y entorno geotectónico de formación de cada uno de los dos tipos de pliegue son diferentes.

Esquema teórico de la zonación estructural de la corteza terrestre y diferenciación de los distintos dominios de acuerdo con el desarrollo de estructuras geológicas; en el nivel estructural superior predominarían las estructuras de tipo frágil y gravitatorio (fallas y cabalgamientos), en el nivel medio las estructuras plegadas concéntricas sin esquistosidad; en el nivel inferior predominarían los pliegues por aplastamiento y desarrollo importante de distintos tipos de foliación; por último, el límite inferior vendría determinado por la fusión de los materiales corticales (anatexia). Mattauer De Acuerdo con la Inclinación de la Superficie Axial Otra forma relativamente frecuente de clasificar pliegues es de acuerdo con la inclinación de su plano axial. En la figura 40 se presenta un resumen de los términos empleados. De esa manera tenemos:

Pliegues rectos: El plano axial es vertical.

Pliegues en abanico: Los flancos pueden tener pendientes negativas (morfología en champiñón) e individualizarse dos superficies axiales.

Pliegues inclinados: Cuando el plano axial está inclinado menos

de 45º respecto de la vertical.

Pliegues vergentes: Cuando el plano axial se inclina más de 45º respecto de la vertical. El sentido de vergencia del pliegue es aquél correspondiente al ángulo agudo del plano axial respecto de la horizontal.

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Pliegues tumbados o recumbentes: Cuando la inclinación del plano axial del pliegue está próxima a la horizontal. En muchas ocasiones los pliegues recumbentes pueden fracturarse por el núcleo dando lugar a un pliegue-falla o a un cabalgamiento.

Figura 42. Clasificación de pliegues de acuerdo con la inclinación de su plano axial

De Acuerdo con el Ángulo de los Flancos De acuerdo con la inclinación de los flancos, los pliegues pueden dividirse en:

Pliegues isoclinales: Cuando los dos flancos del pliegue buzan en el mismo sentido.

Pliegues monoclinales: Cuando uno de los dos flancos del pliegue

está mucho más desarrollado que el otro y pareciendo la estructura, por tanto, una serie monoclinal.

Pliegues simétricos: Cuando el plano axial del pliegue divide

simétricamente el pliegue en dos unidades especulares.

Pliegues asimétricos: Cuando el plano axial del pliegue no divide simétricamente el pliegue en dos unidades especulares.

Abierto (simétrico) Asimétrico Tumbado

Recumbente Isoclinal

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Relación de las superficies plegadas con otras estructuras

Los pliegues llevan asociados diferentes estructuras. Así por ejemplo, los pliegues de arrastre y las grietas de tensión se forman por el movimiento relativo entre las capas de los flancos de un plegamiento de tipo concéntrico. A parte de la foliación de plano axial, conviene no obstante destacar los micropliegues, así como foliaciones y lineaciones asociadas a las diferentes fases de plegamiento de una determinada estructura plegada.

Existen además otras estructuras menores que son sobre todo consecuencia de la diferencia de comportamiento entre capas más y menos competentes en relación con el tipo de plegamiento. Entre ellas cabe señalar microestructuras como las venas ptygmáticas o microlitons. Los rods, mullions y boudins son otras estructuras que están relacionadas con la ruptura de capas más competentes. Micropliegues de arrastre asociados a pliegues concéntricos. Mattauer, M. Las Deformaciones de los Materiales de la Corteza Terrestre. Omega. 255 pp.

Lineación de intersección definida por micropliegues en un esquisto. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 242 pp.

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Desarrollo de microlitons (estructuras ptygmáticas), foliación axial y boudins como

resultado del plegamiento y de la ruptura de capas competentes. Ramsay, J.G. (1977). Plegamiento y fracturación de rocas; Ed. Blume.

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Boudins

Desarrollo progresivo de fisuras de tensión sigmoidales y de foliación axial como resultado del desarrollo progresivo de un pliegue. Ramsay, J.G. (1977) Plegamiento y fracturación de rocas; Ed.

Blume, 413 pp.

En procesos de deformación, las estructuras tectónicas difícilmente se encuentran aisladas. De esa manera, los pliegues suelen ir asociados a otras estructuras frágiles. Tal y como se puede observar, dentro del contexto de una estructura plegada, las fracturas de carácter distensivo se concentran hacia la parte superior de los anticlinales (y en la inferior de los sinclinales) mientras que para las compresivas sucede lo contrario.

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Bloque diagrama que representa las diferentes regiones de una estructura plegada concéntricamente. En la parte superior de la misma predominan las estructuras de deformación

distensivas mientras que en la parte interna de los pliegues son compresivas. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp. Ramsay, J.G. (1977)

Plegamiento y fracturación de rocas; Ed. Blume, 420 pp. Simbología de Pliegues en Mapas Geológicos En la figura se resumen los principales tipos de símbolos que se emplean en cartografía geológica para hacer referencia a pliegues. Debe hacerse notar que los símbolos indicados corresponden al eje de un pliegue y en los mapas suelen localizarse en la zona próxima a la línea de charnela del mismo. En el caso de que los pliegues sean fosilizados por discordancias o que sean interceptados por fallas, la traza del eje del pliegue debe indicarse con una línea discontinua (en el primer caso) o interrumpirla, en el segundo.

Símbolos correspondientes a pliegues a emplear en mapas geológicos

Hay que indicar, también, que en cortes geológicos no debe emplearse ninguno de los anteriores signos al quedar naturaleza del pliegue puesta de manifiesto de forma evidente.

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Principales estructuras asociadas a la deformación

plegamiento

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Fallas

Las fallas (fault) y diaclasas (joints) son las principales discontinuidades de origen tectónico que aparecen en los mapas geológicos. Su origen suele estar asociado a episodios geológicos de deformación, ya sean estos de tipo compresivo o distensivo. Su datación relativa se efectúa de acuerdo al Principio de Intersección.

La diferencia más significativa entre falla y diaclasa es que en la primera existen evidencias de movimiento relativo entre los bloques a ambos lados de la misma. En las diaclasas (a menudo referidas como fracturas sin desplazamiento o, simplemente, juntas) no se reconocen tales evidencias de movimiento.

a) Falla; b) zona de falla; c) zona de cizalla. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.

Uno de los indicadores de movimiento más importantes en planos de falla son las propias estrías de falla, las cuales nos informan no solo del movimiento de los bloques alrededor del plano de falla, sino de la propia dirección y sentido de movimiento.

Estrías desarrolladas sobre un plano de falla. Tanto los escalones como el recrecimiento de cristales de cuarzo en los mismos nos da idea de la dirección y sentido de desplazamiento de los bloques a ambos lados de la falla. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981)

Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.

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Criterios de polaridad que nos indican el movimiento relativo de los bloques de falla y que pueden ser observados, en circunstancias favorables, sobre su propio plano

El movimiento de las fallas puede conducir a la fragmentación de los bloques de falla a lo largo

del plano de ruptura dando la textura característica de una brecha de falla o bien, si la fragmentación es muy intensa a la formación de una papilla de falla (o gouge) cuya

granulometría puede ir desde arena a arcilla

Por motivos de espacio, en los mapas geológicos tan solo se representa la traza de las principales fracturas de la región cartografiada, indicándose la presencia de diaclasas (y su orientación) mediante símbolos geológicos adecuados. Elementos Geométricos en Fallas Se resumen los elementos geométricos principales relativos a fallas. De forma general, respecto del propio plano de falla se distinguen un bloque superior (hanging wall) y un bloque inferior (foot wall) tomando como referencia cual de los dos descansa sobre la superficie de discontinuidad apoya.

A la hora de considerar los movimientos de los bloques rocosos alrededor del plano de falla es conveniente cuantificarlos a fin de obtener información precisa y de potencial utilidad en el análisis de distintos problemas de campo. Para ello hemos de definir, a continuación, algunos conceptos importantes.

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Fallas normales Espejo de falla y estrías de

falla

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Falla desplazando un plano de referencia. A la izquierda, A) Separación, B) Separación en dirección; C) Separación según el buzamiento; A la derecha, diferentes orientaciones de la

separación: 1) inversa-sinistra; 2) sinistra; 3) normal-sinistra; 4) normal; 5) normal-dextra. Ragan, D.M. (1973) Structural Geology. An introduction to Geometrical Techniques, 2ª Ed.;

John Wiley & Sons, 208 pp.

Terminología de los saltos de falla. Salto neto o total (sn); salto horizontal o en dirección (sd); salto normal o según el buzamiento (sb). Observar que sn pertenece

tanto a la horizontal como al plano de falla mientras que sb y sn pertenecen tan solo al plano de falla. La componente del salto neto proyectado sobre la horizontal recibe el nombre de salto neto proyectado (snp). A su vez, el salto la componente del salto

normal, proyectado en el plano vertical, recibe el nombre de salto vertical (sv) mientras que si se proyecta sobre la horizontal es entonces el salto normal proyectado (snp). Los

puntos P y P’ se encontraban superpuestos antes de que la falla actuara. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.

Igual situación a la de la figura anterior pero con un plano dislocado por efecto del juego de la falla. El desencaje de un rasgo geológico por parte de una falla puede ser medido

paralelamente a la dirección de buzamiento de la falla (es decir, perpendicularmente a la dirección de capa de la falla), lo que da la separación vertical aparente (sv) o

separación en buzamiento (a). También puede ser determinado paralelamente a la dirección de capa de la falla (separación horizontal o en dirección, b). Hobbs, B.E.,

Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.

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Falla (Fault). Superficie de discontinuidad deformacional a lo largo de la cual hay evidencias de que se ha producido el desplazamiento apreciable de las masas rocosas que la flanquean. El plano de falla es la propia superficie de la falla. La notación que se utiliza para indicar la orientación de los planos de falla es igual que para el resto de planos geológicos. Se denomina espejo de falla a la superficie pulimentada que se puede identificar sobre el terreno como correspondiente al plano de una falla, pudiendo presentar estrías o rayas que evidencian la dirección y, a veces, el sentido del desplazamiento de los bloques.

Bloque o labios de la falla (Fault walls). Conjunto de materiales situados a cada lado del plano de falla. Los bloques o labios de falla se adjetivan de acuerdo a su posición respecto del plano de falla: bloque o labio superior (hanging wall) cuando están por encima del mismo y bloque o labio inferior (foot wall) cuando están por debajo. También se denomina bloque o labio levantado y bloque o labio hundido al conjunto de materiales que ha experimentado un movimiento relativo ascendente y descendente, respectivamente, de cada lado del plano de falla.

Separación (Separation). Distancia entre las dos trazas de un plano desplazado por una falla, medida en el plano de falla. La separación en dirección (strike separation) es la componente de la separación medida paralelamente a la dirección de capa de la falla. La separación en buzamiento (dip separation) es la componente de la separación medida perpendicularmente al rumbo de la falla. Otra medida del desplazamiento es la separación estratigráfica, que es la mínima distancia entre los dos planos desplazados por una falla, la cual se mide perpendicularmente a los mismos y no está necesariamente contenida en el plano de falla.

Salto (Slip). Movimiento relativo sobre un plano de falla, medido desde un bloque de la falla hasta el otro. Los movimientos de los bloques alrededor del plano de falla pueden referirse de varias formas:

o Salto total, neto o real (net slip) representa la distancia de separación mínima entre dos puntos que, antes de actuar la falla, eran adyacentes.

o Salto horizontal (strike slip) es la componente horizontal del salto real, medida en el plano de falla y paralelamente a su rumbo.

o Salto normal o en buzamiento (dip slip) es la componente del salto real, medida en el plano de falla perpendicularmente al rumbo del plano de falla.

o Salto vertical (vertical slip) es la componente vertical del salto real, medida en el plano vertical.

o Salto total proyectado es la componente horizontal del salto real, proyectada verticalmente sobre éste.

o Salto normal proyectado es la componente horizontal del salto normal, proyectada verticalmente sobre éste.

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Falla normal (Normal fault). Se dice que una falla es normal cuando el labio hundido se puede también identificar como el bloque superior mientras que el levantado es el bloque inferior.

Falla inversa (Inverse fault). Una falla es inversa cuando el labio hundido es el bloque inferior, y el labio levantado el superior.

Falla de desgarre o en dirección (Strike fault). Es aquella en que el movimiento dominante de los bloques alrededor del plano de falla se corresponde con el de la componente horizontal del desplazamiento o salto horizontal.

Dextra y sinistra (Right slip – Left slip). Estos términos se aplican también para caracterizar el movimiento de las fallas, en particular cuando existe una cierta componente horizontal en él. Si nos posicionamos sobre un plano de falla de forma que a nuestros pies, entre nuestras piernas, quede el propio plano de fractura, si la componente horizontal del desplazamiento es hacia la derecha (en el sentido de avance las agujas del reloj) la falla se denominará dextra o dextrógira, mientras que si es hacia la izquierda (en el sentido contrario a las agujas del reloj) la falla será sinistra o levógira.

Cabalgamiento o manto de corrimiento (Thrust fault). Se trata de un tipo de falla inversa que, debido a la acción de empujes tangenciales, presenta un plano de falla de escaso buzamiento y produce dislocaciones y desplazamientos de gran extensión.

Alóctono y autóctono (Allochthonous – Autochthonous).

Desde el punto de vista tectónico, el término alóctono indica el material geológico que ha sido transportado por procesos tectónicos desde su lugar de origen. Autóctono indica el material geológico, que aunque deformado, no ha sido sensiblemente transportado por procesos tectónicos desde su lugar de origen. Se trata también de términos de aplicación relativa dado que se utilizan a menudo por comparación.

Clasificación y Tipos de Falla

La clasificación de las fallas se realiza de acuerdo a cómo ha sido el movimiento relativo de los bloques y respecto del buzamiento del propio plano de falla. Así, una falla normal es aquella en la que el bloque superior ha sufrido un movimiento descendente respecto al plano de falla mientras que en una falla inversa el movimiento relativo del bloque superior ha sido en sentido ascendente.

Los términos falla normal y falla inversa son aplicables en tanto y en

cuanto las componentes principales de movimiento de los bloques alrededor del plano de falla están contenidas en un plano vertical. Ahora bien, cuando el movimiento de los bloques posee una cierta componente de movimiento contenida en el propio plano de la falla (componente ‘en dirección’, por estar comprendido en la dirección del plano de falla) se acompaña a la descripción del tipo de falla (normal o inversa) de un adjetivo que indica esa circunstancia. Una falla se dice que es dextra (ó dextrógira) cuando el sentido de movimiento entre los bloques es en sentido horario. De igual manera, la falla será sinistra (o levógira) cuando el sentido de movimiento

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entre los bloques sea antihorario. Por último, cuando el movimiento de la falla está comprendido principalmente en un plano horizontal, se dice que la falla es en dirección (o falla de desgarre) y será levógira (sinistra) ó dextrógira (dextra) según sea el sentido de movimiento de un bloque respecto al otro (antihorario u horario).

Principales tipos de falla. Powell, D. (1992) Interpretation of Geological Structures Through Maps; Longman Scientific and Technical, 176 pp.

El movimiento de los bloques alrededor del plano de falla puede que sea asimétrico, conduciendo al desarrollo de fallas en tijera o pivotantes.

Tipos de falla rotacional. a) Falla en tijera; b) Falla pivotante. Ragan, D.M. (1973) Structural Geology. An introduction to Geometrical Techniques, 2ª Ed.; John Wiley & Sons, 208 pp.

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Relación entre el tipo de deformación y el tipo de falla.

BloqueInferior Bloque

Superior

Escarpe

Extensión Compresión

BloqueInferior

BloqueSuperior

lago

Tensióncortante

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El caso particular de las fallas normales con plano curvo se conocen con el nombre de fallas lístricas. Por otro lado, aquellas fallas que se encuentran asociadas pero presentan sentidos de buzamiento opuestos reciben el nombre de antitéticas mientras que si el buzamiento es en el mismo sentido se denominan, entonces, sintéticas. En macizos rocosos homogéneos, es relativamente frecuente el que se desarrollen distintas familias de planos de fractura los cuales suelen guardar una relación geométrica particular. Cuando encontramos fracturas relacionadas entre sí a través de un ángulo agudo de unos 45º, esas familias de fracturas las denominaremos conjugadas. La orientación de las familias de fallas conjugadas respecto del campo de esfuerzos guarda también una estrecha relación.

Desarrollo de fallas lístricas (superficie de ruptura curvada) y distintos elementos

geométricos de las mismas. Powell, D. (1992) Interpretation of Geological Structures Through Maps; Longman Scientific and Technical, 176 pp.

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Fracturas formadas experimentalmente (ensayo de compresión triaxial). Las fracturas indicadas como a y b son fracturas de cizalla conjugadas. Las fracturas de tipo c son de

distensión y resultado de la actuación de una carga (σ1). Por último las de tipo d son también de extensión, pero generadas durante el proceso de descarga como resultado del

relajamiento de tensiones. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.

Planos de falla conjugados generados ante distintas orientaciones del campo de esfuerzos. Arriba a la izquierda, el esfuerzo principal (σ1) es vertical mientras que en los otros casos es horizontal. Arriba, a la izquierda, el esfuerzo menor (σ3) es vertical) mientras que abajo a la

derecha, es el esfuerzo de magnitud intermedia (σ2) es el que ocupa la dirección vertical. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.

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Fallas conjugadas con formación de grietas de tensión (fisuras lenticulares rellenas por cristalización). Mattauer, M. Las Deformaciones de los Materiales de la Corteza Terrestre. Omega. 381 pp. Los cabalgamientos son un caso particular de falla inversa cuyo plano posee un ángulo de buzamiento muy bajo.

Concepto de klippe o isla tectónica y ventana tectónica, resultado de la erosión parcial de cabalgamientos. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural;

Ed. Omega, 518 pp. El resultado de la erosión sobre mantos de corrimiento puede ser la

generación de fragmentos aislados del propio manto de corrimiento (klippes o islas tectónicos) o huecos dentro del cuerpo principal del cabalgamiento (ventanas tectónicas).

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Algunos elementos geométricos de un cabalgamiento. Powell, D. (1992) Interpretation of Geological Structures Through Maps; Longman Scientific and Technical, 176 pp.

Klippe o ísleotectónico

Autóctono

Ventana

Alóctono

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En regímenes de tectónica distensiva, es frecuente la asociación de fallas normales que, alternadamente diferencian bloques del macizo geológico en unidades levantadas (pilares tectónicos o horst) o hundidas (fosas tectónicas o graven).

Horst o Pilar tectónico Graben o Rift Valley tectónico

BloqueInferior Bloque

Superior

horst horstgraben(rift)

graben(rift)

Extensión

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Simbología de las Fallas en Mapas Geológicos Se resumen los principales símbolos empleados en mapas geológicos relativos a fallas. En dicha figura se identifica el bloque o labio levantado de una falla como Ll mientras que al bloque hundido le corresponde Lh. Una falla normal se indicará con unas líneas cortas perpendiculares a la traza de la falla y de igual grosor que ésta. Dichas líneas se trazarán en el lado correspondiente al bloque hundido de la falla. Las fallas inversas y cabalgamientos (los cuales pueden tomarse como fallas inversas de ángulo muy bajo) se indicarán con triángulos equiláteros (sin rellenar o rellenos) uno de cuyos lados estará comprendido en la traza de la superficie de la falla. Los triángulos se localizarán en el lado de la traza de la falla que corresponda al bloque levantado. En ambos casos, tanto las líneas cortas como los triángulos irán equiespaciados a todo lo largo de la traza de la falla. Si la falla, además, presenta una componente de movimiento según la dirección de la falla, este hecho se indicará poniendo a cada uno de los lados de la traza de la falla unas flechas cuyo sentido indique si se trata de fallas dextras o sinistras.

En el caso particular de los cabalgamientos, el símbolo a utilizar es

idéntico al de las fallas inversas. En la figura siguiente, Au hace referencia a la unidad autóctona, es decir, aquella que no se ha desplazado (bloque inferior) respecto de la alóctona, Al, que sí lo habría hecho (bloque superior).

Símbolos principales empleados en mapas geológicos con fallas

Si una falla ha tenido una componente de movimiento horizontal, esta puede ser representada en un plano geológico mediante una pareja de puntas de flecha cuya orientación sea paralela a la traza de la falla y cuyo sentido sea congruente con el sentido de movimiento deducido (dextro o sinistro). Ambas puntas de flecha se dispondrán a cada lado de la traza de la falla, de forma paralela. Si un mapa se encuentra demasiado recargado de información, es posible indicar el bloque levantado y el hundido con unos signos + y −, respectivamente. En los cortes geológicos es necesario indicar el sentido de movimiento de la falla mediante unas puntas de flecha que, dispuestas cada una de ellas a cada lado de la línea que representa la falla, nos informe con su sentido respecto de los movimientos verticales de los bloques alrededor de la falla, si es que los hubiera habido. Para mejorar la visualización de la falla en el corte, es adecuado prolongar la traza de la(s) falla(s) en el corte más allá de su intersección con la superficie mediante una línea discontinua.

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Relación de las Fallas con otras Estructuras Tectónicas

Tal y como vimos en el apartado de pliegues anterior, los distintos tipos de estructura de deformación suelen encontrarse asociados. De esa manera, se muestra un esquema de la relación entre pliegues concéntricos (paralelos) y familias de planos de diaclasado a las que frecuentemente se asocian.

Tipos de fractura principales en capas plegadas (pares conjugados). Hobbs, B.E., Means,

W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.

Zonación estructural en función de la profundidad. Mattauer También vale la pena recordar que las estructuras de deformación varían con la profundidad al comportarse los materiales geológicos de distinta forma en función de la temperatura y la presión. Las fracturas frágiles son características de la parte más superficial de la corteza terrestre.

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Bloques-diagrama ilustrativos de la distinta escala en la que pueden encontrarse las fallas en los materiales geológicos. a) Escala de placas litosféricas; b) Escala de cordillera; c)

Escala regional; d) Escala puntual (estilolitos). Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.

Estilolitos

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Bloques-diagrama que ilustran distintas formas de terminación de planos de falla. a) Terminación lateral simple; b) amortiguamiento lateral a lo largo de la traza; c)

amortiguamiento vertical y transición hacia un pliegue; d) Terminación lateral compleja con desarrollo de estructuras digitadas. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981)

Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.

Juntas y Diaclasas

Las diaclasas o juntas, a diferencia de las fallas, son discontinuidades a favor de las cuales ha habido un desplazamiento de corte muy pequeño o nulo. Pueden ser reconocidas en cualquier macizo de rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias y suponen una evidencia directa de la rotura frágil del macizo rocoso en alguna etapa de su historia de deformación.

Aspecto típico de la superficie de una diaclasa (estructura en pluma). Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.

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Aspecto típico de la superficie de una diaclasa o junta resultado de la detonación de un explosivo. Observar la característica traza radial de las irregularidades a partir del centro de

detonación. Hobbs, B.E., Means, W.D. y Williams, P.F. (1981) Geología Estructural; Ed. Omega, 518 pp.

Las diaclasas, como planos de debilidad en los macizos rocosos,

presentan algunas propiedades muy importantes:

Orientación (dirección, sentido de buzamiento y ángulo de buzamiento)

Espaciado (frecuencia y número de discontinuidades por unidad de longitud)

Apertura (distancia media entre las paredes de la junta) Persistencia o penetratividad (continuidad de las juntas o

longitud de sus trazas) Rugosidad superficial (la propiedad que condiciona su

comportamiento friccional) Relleno (presencia o ausencia de brechas, gouge o diversos

minerales)

Las juntas y otras discontinuidades presentes en los macizos rocosos (fallas, planos de estratificación, planos de esquistosidad, foliaciones diversas) controlan muchas propiedades mecánicas del macizo, entre ellas la:

Resistencia Compresibilidad Permeabilidad

Las juntas en macizos de rocas ígneas están relacionadas, en muchas

ocasiones, con los esfuerzos tensionales generados durante la cristalización magmática y la consiguiente retracción. Ello es particularmente evidente en las rocas volcánicas. En dicho tipo de rocas, las juntas se desarrollan de forma perpendicular a la superficie de enfriamiento y que se suele corresponder con los márgenes de las coladas de lava, sills, diques y de

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muchos plutones. En cuerpos de espesor uniforme pueden desarrollarse juntas que delimitan prismas de roca de sección quasi perfectamente hexagonal.

Generación de la disyunción columnar en cuerpos ígneos de espesor uniforme como resultado de su enfriamiento

Otras estructuras de deformación

Los contactos entre los plutones y sus correspondientes encajantes pueden presentar una geometría extremadamente compleja. El enfriamiento del magma suele generar juntas de retracción perpendiculares a los contactos si bien pueden desarrollarse también pequeñas fallas (tanto normales como inversas) o cizallas como resultado del empuje ascensional del magma. La descarga como resultado de la erosión subsiguiente al emplazamiento de muchos plutones puede crear familias de diaclasas subparalelas a los contornos del plutón. Además, muchos cuerpos ígneos desarrollan foliaciones internas y que pueden individualizarse en discontinuidades del macizo a lo largo de la historia geológica del mismo.

Los terrenos sedimentarios que se encuentran por encima de los

diapiros a menudo están afectados por sistemas de fallas normales. La localización de estas fallas en el techo del diapiro muestra claramente que la distensión está ligada con la ascensión del diapiro, ya que los terrenos tienden a formar un anticlinal por estiramiento y sin acortamiento, sobrepasándose a veces el límite de rotura.

Otro tipo de estructura de deformación digna de mención son los

pliegues intraformacionales o slumps. Se trata de una deformación gravitacional que afecta a sedimentos que acababan de depositarse. Es el caso de deslizamientos submarinos frecuentes en series sedimentarias compresivas que perturban niveles localizados a proximidad de los taludes continentales. Se presentan en forma de pliegues muy dúctiles, desordenados y sinsedimentarios, por lo que nunca van acompañados de fallas (olistostromas). Si existen bloques consolidados éstos se denominan olistolitos.

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Plutonismo

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Diapirismo halocinético

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Vista general de deslizamientos por gravedad intraformacionales (slumps) en materiales calizos del Cretácico (Gargajo, Italia meridional). Obsérvese la existencia de una superficie de despegue inferior. Mattauer. Ciertas estructuras de deformación pueden formarse al parecer en sedimentos poco consolidados como consecuencia de los terremotos. Se trata de unas estructuras denominadas sismitas, en forma de sinclinales que sugieren una cierta fluidez en el comportamiento de los materiales. Se originan entre formaciones geológicas de diferente competencia y comportamiento mecánico. La formación inferior sería pues susceptible a la licuefacción por causa de los temblores de tierra de una cierta intensidad. Sismitas

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Formación y análisis de suelos La meteorización

Los suelos se forman principalmente por los procesos de meteorización de rocas anteriormente formadas en sus lugares propios de afloramiento. Todos los materiales son susceptibles de sufrir los efectos de la meteorización.

La meteorización o alteración de una roca preexistente conlleva la desintegración y descomposición fisico-química de las rocas que se hallan en contacto con los agentes externos principales, es decir, la atmosfera y la hidrosfera. La meteorización puede ser esencialmente física, o mecánica, y química. Los procesos principales de la meteorización física son la gelifracción, la descompresión, la expansión térmica, la hidratación y la actividad biológica.

La gelifracción engloba los procesos mecánicos de fragmentación

por el hielo. En la naturaleza, el agua se abre camino a través de las grietas de las rocas y, tras su congelación, expande y aumenta el tamaño de esas aberturas. Los ciclos repetidos de congelación y deshielo rompen la roca en fragmentos angulares, originando canchales o pedregales, lo que representa un proceso importante de la meteorización mecánica.

La descompresión se origina cuando grandes masas de roca

pierden de alguna manera su presión de confinamiento, por descompresión, y quedan expuestas a la presión atmosférica y a la erosión. Se forman entonces diaclasas de expansión por descompresión o lajeamiento. Se piensa que esto ocurre, al menos en parte, debido a la gran reducción de la presión que se produce cuando la roca situada encima es erosionada. En los macizos graníticos el lajeamiento suele tener formas concéntricas o en cáscara de cebolla. La minería nos proporciona ejemplos de descompresión al observar cómo se comportan las rocas una vez que se ha eliminado la presión de confinamiento. Se conocen casos de estallidos de grandes bloques de roca en las paredes de las galerías de minas, así como de fracturas paralelas al suelo de las canteras cuando se eliminan grandes bloques de roca.

La expansión térmica produce la desintegración por fracturación

repetida de las rocas debido al ciclo diario de temperaturas. Este fenómeno se ve agudizado en especial en las regiones desérticas, donde los cambios en las temperatura diarias son más importantes. Es pues de esperar que la expansión debida al calentamiento y la contracción debida al enfriamiento pueden además contribuir a la fracturación progresiva y a la desintegración de los minerales de las rocas con índices de expansión diferentes.

Expansión térmica

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La hidratación física produce también fracturación pues modifica

el volumen de la roca por humectación y desecación. La roca sufre expansión y contracción por adsorpción y deserción de agua entre los vacíos intergranulares o planares de la roca.

La actividad biológica también contribuye a la meteorización, en

especial mediante la actividad de las raíces de las plantas, de los animales excavadores y de toda la variedad de actividades de los seres humanos sobre el suelo. Además, algunos organismos también producen ácidos que contribuyen a descomponer químicamente la roca.

En la meteorización química interviene como agente principal el

agua, por lo que los procesos más notables son la disolución, la carbonatación, la oxidación-reducción, la hidrólisis, la hidratación química, el cambio catiónico y la quelación. La mayoría de estos procesos se realizan en presencia de agua y contribuyen en sentido amplio a la descomposición de las rocas y de la estructura interna de los minerales.

La disolución es la difusión de moléculas o átomos de un cuerpo en

las de otro; lo más común son sólidos en líquidos. La estructurra dipolar del agua favorece la disolución mediante la puesta en solución de cationes y aniones. Un poco de ácido aumenta la fuerza corrosiva del agua ya que tiene

EcosistemaEcosistema del del suelosuelo en en un un climaclima templadotemplado

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el ión corrosivo H+ reactivo. Los organismos se descomponen formando ácidos orgánicos. La meteorización de la pirita y de los sulfuros produce ácido sulfúrico.

La presión de CO2 favorece también los procesos de disolución,

puesto que produce carbonatación o formación de ácido carbónico o bicarbónico disociados, por disolución en agua del CO2 procedente por ejemplo de la atmósfera y la lluvia o de la disolución de CO3Ca. Por carbonatación se entiende también el reemplazamiento por, o introducción de, carbonatos, lo que incluye la alteración química que produce la transformación de minerales que contienen Ca, Mg, K, Na ó Fe, en carbonatos o bicarbonatos de estos metales, debido a la acción del CO2 contenido en el agua.

La oxidación-reducción provoca la pérdida-ganancia de

electrones en un elemento. El oxígeno no está necesariamente presente. Son reacciones reversibles que estabilizan o desestabilizan químicamente un mineral, haciéndolo más o menos vulnerable a otras reacciones, como la disolución, el cambio iónico, etc. El desplazamiento de la reacción en uno u otro sentido depende de su potencial redox. Los minerales ferromagnesianos ( olivino, piroxeno, hornblenda) se descomponen en hematites, limonita. Sin embargo la oxidación sólo se produce cuando el Fe es liberado de los silicatos mediante el proceso de la hidrólisis. La oxidación también se produce cuando se descomponen los sulfuros como la pirita: la pirita (Fe S2) con H2O dá oxi-hidróxido de hierro FeO (OH) y sulfúrico (SO4H2), lo que produce el ácido de mina con mortalidad de organismos y degradación del hábitat acuático.

La hidrólisis es la reacción que origina la progresiva destrucción de

los minerales, sobre todo de los silicatos. En realidad, se trata de una hidro-carbo-hidrólisis, es decir, hidratación, carbonatación y cambio catiónico (reemplazamiento de cationes por iones H+).

Serie de Goldich de la estabilidad de los minerales frente a la meteorización.

( ) +−+− ++→+ HHCObienoHCOOHCO 32322 2

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La reacción más común es de desilicificación progresiva:

mineral silicatado complejo + agua = mineral silicatado simple + ácido silícico

mineral silicatado simple

de tal manera que, en sucesivas etapas, se llega a la desilicificación total del mineral silicatado original. Así por ejemplo, el cuarzo sólo produce sílice en solución. Mientras que el olivino se descompone en limonita y hematites, además de sílice y Mg+2 en solución. El anfibol produce minerales de la arcilla junto con hematites y limonita, además de sílice, Ca+2 y Mg+2 en solución. El feldespato produce minerales de la arcilla, además de sílice y cationes de K+ , Na+ y Ca+2 en solución.

El cambio catiónico de cationes intercambiables es característico

además de los minerales de la arcilla hidratados. La hidratación química como tal conlleva la absorción o

incorporación de agua a la estructura molecular de una sustancia mineral, verificando cambios químicos en la misma. Esto puede implicar variaciones de volumen y solubilidad. Es el caso por ejemplo de la hidratación de hematites (Fe2 O3) para dar limonita (2 Fe2 O3 · 3 H2O), o de anhidrita (SO4 Ca) para dar yeso (SO4 Ca · 2 H2O).

La quelación es un proceso por el cual determinados cationes

metálicos procedentes del suelo mineral son incorporados en moléculas orgánicas (hidrocarbonos) derivadas de las plantas y producto de la actividad biológica.

( )( ) FeOOHMgbrucita +→ 2

( )23HSiO

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La formación de los suelos La meteorización física y mecánica del la roca contribuye a la

formación de la capa de rocas y fragmentos minerales que constituyen el regolito, el cual forma parte del suelo. Sin embargo, el suelo es una combinación de la materia mineral o regolito y orgánica o humus (restos descompuestos de la vida animal y vegetal), agua y aire, que sustenta la vida animal y el crecimiento de las plantas.

La formación de los suelos depende de ciertos factores de importancia, entre los que hay de destacar: el tipo de suelo, el clima, la topografía, el tiempo, la actividad orgánica y la dinámica del medio. La dinámica del medio contribuye a la formación del suelo mediante el papel que juegan la erosión en la conservación del conjunto del suelo y de los minerales originados en la meteorización de la roca original. Los minerales del suelo pueden ser no alterados y neoformados por alteración de los anteriores.

Meteorización esferoidal Erosión y desertización

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Erosión eólica Erosión por drenaje artificial Protección contra la erosión de suelos

48

La fertilización intensiva de los suelos agrícolas El Ciclo del Nitrógeno en el suelo

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La influencia del clima en la formación de los suelos

El perfil del suelo Los procesos de formación del suelo actúan desde la superficie hacia

abajo. Las variaciones de composición, textura, estructura y color evolucionan de manera gradual con la pronfundidad. Se producen de este modo diferencias verticales, que normalmente van siendo más pronunciadas conforme pasa el tiempo, dividiendo el suelo en zonas o capas conocidas como horizontes. Una sección vertical de este tipo a través de todos los horizontes del suelo constituye el perfil del suelo.

Horizontes característicos de un suelo

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Los diferentes horizontes del perfil del suelo se caraterizan globalmente por una zona superior donde domina la eluviación o lixiviación mineral y por una zona inferior donde domina la iluviación o acumulación y deposición mineral (principio del café americano). Los diferentes horizontes de un suelo son: O, A, E, B, C y R.

Zona superior = O + A + E O = material orgánico y humus o materia bien

descompuesta.

A = material mineral, humus y actividad orgánica.

Lixiviación = A + E E = Minerales claros. Iones solubles Na, K, Ca,

Mg Deposición = B

B = Zona de acumulación (arcillas, caliche) Zona inferior = B + C C = roca parcialmente alterada R = roca

Idealización de un perfil del suelo para un clima húmedo de latitudes medias

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Las características y la magnitud del desarrollo de un suelo pueden

variar en gran medida del ambiente climático al que está sometido y del tiempo de actuación de la meteorización. Un perfil de suelo bien desarrollado indica que las condiciones ambientales han sido relativamente estables a lo largo de un periodo prolongado y que el suelo es maduro. Por el contrario, algunos suelos carecen por completo de horizontes, por lo que se denominan inmaduros. En ellos el periodo de actuación de la meteorización suele ser demasiado corto o bien la excesiva erosión impide su desarrollo. En los climas fríos o secos los suelos son generalmente muy delgados y están poco desarrollados, debido a que la meteorización química progresa muy despacio y la escasez de vida vegetal produce muy poca materia orgánica

La influencia del clima en el desarrollo de los suelos

Clasificación de suelos

Los suelos más comunes se pueden clasificar en diferentes tipos de suelos principales según la influencia de los factores climáticos que contribuyen a su formación y desarrollo.

Pedalfer

Los suelos pedalferos se caracterizan por una acumulación en el

horizonte B de óxidos de hierro y minerales de la arcilla ricos en aluminio en el horizonte. En las latitudes medias, donde la lluvia anual supera los 630 mm anuales, la mayoría de los materiales solubles, come el carbonato cálcico, es lixiviado desde el suelo y transportado por el agua subterránea. Los óxidos de hierro y las arcillas menos solubles son transportados desde el

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horizonte E y depositados en el horizonte B, proporcionándole un color marrón a marrón rojizo. Los suelos están mejor desarrollados bajo la vegetación forestal, donde grandes cantidades de materia orgánica en descomposición proporcionan las condiciones ácidas necesarias para la lixiviación.

Pedocal Los pedocales se caracterizan por una acumulación de carbonato

cálcico. Este tipo de suelo se encuentra en regiones secas donde la precipitación es inferior a 630 mm anuales. La meteorización química es menos intensa que el caso de los pedalferos, por lo que el porcentaje de materiales arcillosos es menor. En zonas áridas y semiáridas puede haber una capa enriquecida en calcita, denominada caliche. En dichas áreas, el agua de lluvia apenas penetra en profundidad, con lo que termina evaporándose una vez retenida cerca de la superficie. De esta manera, los materiales solubles, como el carbonato cálcico, son eliminados de la capa más externa y vueltos a depositar debajo, formando la capa de caliche.

Laterita

En los climas cálidos y húmedos de los trópicos pueden desarrollarse suelos lateríticos. Dado que la meteorización química es intensa bajo esas condiciones climáticas, estos suelos suelen ser más profundos que los suelos que se desarrollan a lo largo de un periodo similar en las latitudes medias. No sólo la lixiviación elimina los materiales solubles como la calcita, sino que las grandes cantidades de agua de percolación eliminan también mucha sílice, lo que se traduce en la concentración de los óxidos de hierro y aluminio en el suelo. El hierro proporciona al suelo un color rojo distintivo. No obstante, el mineral principal de los suelos lateríticos es la gibbsita. Puesto que la actividad bacteriana es muy elevada en los trópicos, las lateritas prácticamente no contienen humus, por lo que suelen ser suelos infértiles no aptos para el cultivo agrícola.

Precipitación

Tem

pera

tura

frío

caliente caliente

fríobaja alta50 cm/año

pedalferpedocal

laterita

tundra

Precipitación

Tem

pera

tura

frío

caliente caliente

fríobaja alta50 cm/año

pedalferpedocal

laterita

tundra

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Tundra Los suelos de tundra son característicos de altas latitudes con clima de tundra. La alteración química de los minerales es lenta en este régimen frío, y parte del sustrato está fragmentado por la acción mecánica de la meteorización. No tienen un perfil característico, pero están compuestos por capas delgadas de arcilla arenosa y humus bruto.

La influencia del clima Laterita en el desarrollo de los suelos

Laterita

Tundra

Laterita

Tundra

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Pedocal con caliche blanco depositado en el horizonte B Acumulación de sales debido a la irrigación excesiva.

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Suelos del mundo con problemas de salinidad Existen otras clasificaciones de suelos dignas de mención. Por

ejemplo, la Soil Taxonomy es un sistema para la clasificación de suelos que sigue un procedimiento analítico estricto y que fue desarrollado en el Departamento de Agricultura de los Estados Unidos - USDA (Soil Service Staf, 1975). Los criterios para establecer las categorías principales, u órdenes de suelos, son los horizontes y los caracteres de diagnóstico, es decir, las propiedades del suelo, así como otros rasgos que hacen referencia a su génesis, evolución y manejo. Los principales órdenes de suelos según esta clasificación son los siguientes:

Alfisoles Suelos de ambiente relativamente húmedo, con un horizonte

de acumulación de arcillas y no desaturados. Aridisoles Suelos secos o salinos de regiones áridas. Entisoles Suelos inmaduros con pocas características de diagnóstico y

algo de materia orgánica. Spodosoles Suelos con un horizonte oscuro por acumulación de

hidróxidos y humus (ceniza). Histosoles Suelos esencialmente orgánicos. Inceptisoles Suelos formados recientemente o con horizontes de

diagnóstico que se forman rápidamente. Mollisoles Suelos ricos en materia orgánica, de pastizales, praderas y

estepas. Oxisoles Suelos tropicales ricos en hidróxidos de hierro y aluminio,

muy intemperizados.

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Ultisoles Suelos forestales tropicales y subtropicales; intemperizados, muy evolucionados, con iluviación de arcillas y pobres en bases.

Vertisoles Suelos con arcillas expansivas, que removilizan y mezclan o

pueden homogeneizar el perfil. Andosoles Suelos oscuros desarrollados a partir de materiales volcánicos

y otros, ricos en amorfos.

Principales órdenes de suelos con respecto al tiempo expuesto a la

meteorización.

Diagramas esquemáticos de la composición del perfil de un spodosol (A) y de un oxisol (B), bajo un régimen hídrico del suelo caracterizado por un elevado excedente de agua. Strahler & Strahler, 1997. Geografía Física, pp. 407.

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Equivalencias principales entre tipos de suelos y órdenes de suelos. Distribución en América. Pf (pedalfer), Pc (pedocal), L (laterita)

Pf

Pc

Pf

Pf, Pc

L

Pf, L

Pf

Pc

Pf

Pf, Pc

L

Pf, L

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Suelo rico en hematites desarrollado a partir de lavas basálticas (Andosol). Isla de Hawai.

Texturas de los suelos

La clasificación textural de los suelos se inspira en parte de la

clasificación de los sedimentos detríticos clásticos de Shepar para las rocas sedimentarias. Los diferentes tipos de textura de un suelo se basan en la variación en cuanto a la proporción de arena, limos y arcillas, expresada en tanto por ciento de cada elemento. Un sistema bastante difundido es el empleado por el Departamento de Agricultura de los Estados Unidos (USDA).

La textura franca sería una mezcla en la que no predomina ni uno de

los tres elementos sobre los otros dos, aunque en el contexto de la clasificación anglosajona el término (loam) incluye una cierta proporción de humus, le que confiere a esta textura una cierta coloración oscura. Sin embargo, el término franca no es de uso frecuente, por lo que también se puede equiparar con los términos más habituales de barro, lodo o fango, para contenidos crecientes de agua. El comportamiento mecánico puede ser ciertamente plástico y puede presentar ciertas propiedades de licuefacción cuando su capacidad de drenaje es baja.

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Clases texturales de suelos

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Distribución granulométrica

Se han clasificado los suelos en cuatro grandes grupos en función de

su granulometría. Gravas con tamaño de grano entre 8-10 cm y 2 mm; se caracterizan porque los granos son observables con facilidad. Arenas, con partículas comprendidas entre 2 y 0.06 mm, las cuales todavía son observables a simple vista. Limos, con partículas comprendidas entre 0.06 y 0.002 mm, las cuales retienen el agua con mayor facilidad que los anteriores (al golpear en la mano una muestra húmeda, el reordenamiento de partículas puede provocar que el agua se drene con más o menos facilidad). Arcilla, formadas por partículas con tamaños inferiores a los limos (0.002 mm). Se trata de minerales de la arcilla con una capacidad de retención de agua que puede ser elevada; suelen estar afectadas por cambios de volumen importantes, a veces presentan propiedades tixotrópicas e igualmente pueden licuefactar.

Para conocer la proporción de cada material en un suelo, se realizan

análisis granulométricos (normalmente mediante técnicas de tamizado) y se elaboran las curvas granulométricas correspondientes. Para una mejor definición de la granulometría de un suelo se utilizan dos coeficientes: el de uniformidad, que es la relación entre el diámetro correspondiente al tamiz por el que pasa un 60 % del material y el diámetro correspondiente al tamiz por el que pasa el 10 %; el contenido de finos, que es el porcentaje de suelo que pasa por el tamiz de 0.075 mm, el cual indica la proporción de arcilla y limo en el suelo, que a su vez está relacionada con la capacidad de retención de agua y la dificultad de su expulsión bajo esfuerzos.

Granulometría de partículas en suelos. González de Vallejo, 2002. Ingeniería Geológica, pp. 22.

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Las fases de suelo

El suelo suele formar parte de la zona no saturada, por la cual se

entiende la porción de terreno comprendida entre la superficie del suelo y el nivel freático de las aguas subterráneas, por debajo del cual el material geológico (suelo o roca) está saturado de agua. La zona no saturada del suelo constituye pues una zona de transición entre las aguas superficiales y subterráneas. La importancia de su estudio es pues innegable en todo lo relativo a las aguas subterráneas y superficiales, tanto desde el punto de vista de los flujos de agua, como del transporte y transformación de los compuestos químicos disueltos.

Perfil de un suelo y su relación con el agua subterránea En un suelo suelen presentarse tres componentes o fases claramente

diferenciables: sólidos, agua y aire. El esquema que sigue a continuación puede ayudar a definir la relaciones entre el volumen y la masa de tres de los posibles componentes o fases de un suelo. Se representa un volumen unitario de suelo subdividido en tres secciones diferentes desde el punto de vista cuantitativo. La sección inferior representa la fase correspondiente a

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los sólidos minerales u orgánicos, la sección intermedia la fase líquida del agua, y la sección superior la fase gaseosa del aire.

Relaciones Relaciones volumétricas másicas Va A i r e Ma = 0 Vh Vw Mw

Vt Mt

Vs Ms Las masas de estos componentes están indicadas en la parte derecha

del esquema: la masa del aire Ma es despreciable, Mw es la masa del agua, Ms es la masa de los sólidos, Mt es la masa total. Las masas se pueden convertir en pesos: Pa, Pw, Ps y Pt (producto de las masas correspondiente por la aceleración de la gravedad). Los volúmenes de los mismos componentes se indican a la izquierda del diagrama: Va es el volumen del aire, Vw es el volumen de agua, Vh es el volumen de huecos (Vh = Va + Vw), Vs es el volumen de sólidos, y Vt es el volumen total del suelo.

La porosidad total n de un suelo es la fracción de roca o sedimento

hueca (a veces se suele expresar en porcentaje):

VtVhn =

El contenido en agua θ es la fracción volumétrica de suelo ocupada

por el agua:

VtVw

=θ

El grado de saturación S es la fracción volumétrica de huecos ocupados por el agua:

A g u a

S ó l i d o s

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VhVwS =

Se pueden igualmente definir: la densidad de las partículas sólidas

ρs, la densidad aparente seca ρsec, y la densidad aparente ρa: Igualmente se podrían definir en función de los pesos

correpondientes Ps y Pt: el peso específico de las partículas sólidas γs, el

peso específico aparente seco γsec, y el peso específico aparente γa. Un parámetro relacionado es la denominada relación de huecos, e, el

cual se define como:

VsVhe =

Puesto que el volumen total es la suma del volumen de los huecos y

del volumen de sólidos, es posible relacionar el volumen de huecos e con la porosidad total n:

een

nne

+=

−=

1;

1

Otras relaciones de interés entre las cantidades volumétricas y másicas de las diferentes fases del suelo son las siguientes:

s

nn

Sρρθ sec1; −==

⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ +=

+=

PsPw

e as 1;

1 secsec γγγ

γ

La definición de porosidad total n no requiere que los huecos del sedimento o roca estén conectados. Para ello es preciso definir otra magnitud denominada porosidad efectiva que representaría el porcentaje de porosidad interconectada u ocupada por el agua capaz de drenarse.

VsMs

s =ρVtMs

=secρ VtMt

a =ρ

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Material Porosidad (%) Material Porosidad (%) Sedimentos Rocas Sedimentarias

Grava (gruesa) 24 – 36 Arenisca 5 – 30 Grava (fina) 25 – 38 Limolita 21 – 41

Arena (gruesa) 31 – 46 Caliza, Dolomía 0 – 40 Arena (fina) 26 – 53 Caliza karstificada 0 – 40

Limo 34 – 61 Pizarra 0 – 10 Arcilla 34 – 60

Rocas Cristalinas Rocas cristalinas fracturadas 0 – 10

Rocas cristalinas densas 0 – 5 Basalto 3 – 35

Granito meteorizado 34 – 57 Gabro meteorizado 42 – 45

Rango de valores de la porosidad para distintos tipos de roca y sedimentos. Fuente:

Domenico, F.A. y Schwartz, F.W. (1998) Physical and Chemical Hydrogeology; John Wiley & Sons, 506 pp.

Material Porosidad total, n (%) Porosidad efectiva, ne (%) Anhidrita 0.5 – 0.5 0.05 – 0.5

Creta 5 – 40 0.05 – 2 Caliza, Dolomía 0 – 40 0.1 – 5

Arenisca 5 – 15 0.5 – 10 Pizarra 1 – 10 0.5 – 5

Sal 0.5 0.1 Granito 0.1 0.0005

Roca cristalina fracturada – 0.00005 – 0.01

Rango de valores de porosidad total y efectiva para distintos tipos de roca. Fuente: Domenico, F.A. y Schwartz, F.W. (1998) Physical and Chemical Hydrogeology; John Wiley & Sons, 506 pp.

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Geomorfología aplicada Anteriormente el relieve se pensaba originado por grandes periodos catastróficos, parecidos al diluvio universal. Fue W. M. Davis quien ideó el primer método de análisis estrictamente geomorfológico. Toda la variedad de formas del terreno están reguladas por la estructura (litología, tectónica, vulcanismo, etc), los procesos (acciones modeladoras o factores ambientales) y el tiempo (los diferentes estados del factor evolutivo). En 1899 Davis publicó el ciclo geográfico , también denominado “ciclo del relieve” o “ciclo de erosión”, por el cual establecía que el modelado terrestre experimenta una evolución a lo largo del tiempo que puede ser caracterizado mediante etapas o estados identificables secuencialmente, los cuales redujo por simplificación a tres: juventud, madurez y senectud. Las características en cada estado o etapa no fueron precisadas por Davis y siempre estuvieron sujetas a la especulación y redefinición. En general, a la etapa juvenil le asignó una orografía escasamente contrastada, valles poco definidos, divisorias difusas, pendientes originales según factores tectónicos y con gran energía potencial o de posición. A medida que pasa el tiempo aparecen valles que agudizan las divisorias, llegando a la madurez con formas del modelado más nítidas y abundantes. La senectud está marcada por una vuelta a modelados con pocos contrastes pero, frente a la etapa juvenil, sin apenas energía de posición: el terreno a quedado reducido a casi una llanura, es decir, una penillanura.

La evolución general puede quedar modificada por etapas intermedias de impulso tectónico: son interrrupciones que paralizan la acción modeladora y le hace recuperar su actividad en otras condiciones de mayor energía de posición. Estos fenómenos, denominados por Davis rejuvenecimientos o reactivaciones, implican un retroceso en la tendencia hacia el arrasamiento. El ciclo geográfico o ciclo de erosión puede de esta manera repetirse por sucesivas fases de rejuvenecimiento.

Destacando la magnitud de la obra de Davis, la Geomorfología no

habría alcanzado su estado actual sin otra aportación fundamental: la peculiaridad en los procesos del modelado. Ésta fue una labor más dispersa, sin un responsable concreto, aunque se responsabiliza en general a la escuela europea y, en particular, a la francesa. Se establece la tendencia como la geomorfología climática, según la cual no es tan patente la ciclicidad geomorfológica pues no existen condiciones normales, ya que existen diferentes dominios morfogenéticos que condicionan diferentes factores del modelado del relieve desde el punto de vista de la geomorfología climática, de la geomorfología litológica y de la geomorfología estructural.

Desde este punto de vista se definen los principales sistemas

morfoclimáticos: templados, intertropicales, áridos, subáridos, glaciares o árticos y periglaciares o subárticos.

Por otra parte la litología permite igualmente caracterizar los rasgos

geomorfológicos de los diferentes tipos de rocas: relieves volcánicos, relieves graníticos, relieves cársticos, etc.).

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La influencia de la estructura de las rocas, y por extensión de la tectónica, en el origen y configuración de formas del terreno es un tema ampliamente aceptado por los geomofólogos, no sólo en el contexto genético (dinámico o tectoestructural) sino también en el contexto configuracional (espacial o geoestructural). Procesos morfogenéticos

Los procesos geomorfológicos referenciales para un análisis geomorfológico modal pueden clasificarse en:

• Edáficos o de formación de suelos (que incluye la meteorización). • Fluviales. • Glaciares. • Periglaciares. • Litorales. • Cársticos, Eólicos, etc. • Gravitacionales o de vertientes y laderas. Los procesos edáficos o de formación de suelos ya se analizaron en

detalle en un tema anterior.

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Procesos fluviales Los procesos fluviales más genéricos son la erosión fluvial (corrosión química y abrasión), el transporte fluvial (lavados, arroyadas, acarreos, cargas) y la sedimentación fluvial (sobre todo en llanuras de inundación).

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Meandros del Río Phnon Pen (Camboya)

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Terrazas del Río Cove (Nueva Zelanda) Cauce o garganta fluvial

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Inundación no histórica del Río Columbia (Washington)

Elementos morfológicos del lecho de inundación de un río aluvial

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Procesos glaciares y periglaciares Entre los procesos morfogenéticos característicos de los climas fríos hay que señalar los procesos glaciares y los periglaciares, en los que predomina la meteorización física (abrasión y gelifracción) frente a la química. Los tipos de glaciares son principalmente de casquete, lo que es característico de las latitudes propias de climas árticos y suaves pendientes, y de valle o alpinos, habitual de las regiones montañosas en cuyas altitudes predominan las nieves perpetuas y las fuertes pendientes. Por otra parte los procesos periglaciares se dan normalmente en regiones subárticas en donde se desarrollan suelos y mollisoles de tipo tundra, la vegetación es poco abundande y la precipitación en todas sus formas es escasa, el frío durante el largo invierno es intenso y durante el breve verano puede ser ligeramente templado. Los procesos periglaciares desarrollan el permafrost, o suelo permanentemente helado, el cual puede ser discontinuo en regiones propiamente subárticas, y continuo en regiones sobre todo árticas.

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Valles glaciares

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Alpes suizos (retroceso glaciar)

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Morrenas glaciares (Alaska)

Lagos glaciares (Québec, Canadá)

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Loess glaciar

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Procesos litorales Los procesos litorales que intervienen en la morfología de la línea de costas varían dependiendo de las rocas de la costa, de las corrientes, de la intensidad de las olas y si la costa es estable, de emersión o de inmersión. Sin embargo, existen muchos procesos litorales que son comunes a las líneas de costa.

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Dolina

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Barrera arrecifal (Bahamas) Islas barrera (Texas) Costa arrecifal regresiva (Nueva Guinea)

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Procesos cársticos y eólicos

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Paisaje cárstico (Torcal, Antequera)

Estalactitas y estalagmitas

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Paisajes eólicos (Hoggar, Argelia)

Procesos gravitacionales o de vertientes Los procesos gravitacionales o de vertientes y laderas pueden ser clasificados de muchas maneras, cada una de las cuales enfatiza diversos aspectos de interés relativos al reconocimiento, prevención, control, corrección u otras finalidades. En general se suelen caracterizar como desprendimientos, deslizamientos, desplazamientos y flujos. Entre los criterios empleados para la identificación y clasificación de los movimientos de ladera tenemos la geometría del movimiento, el tipo de material implicado, la velocidad del movimiento, la geometría del área de rotura, la edad, las causas, el grado de desarraigo de las masas desplazadas, la presencia o ausencia de relación entre la geometría del movimiento y la estructura geológica, el grado de desarrollo o su estado de actividad (Varnes, 1988). La Tabla 1 muestra una clasificación de los tipos de movimiento basada en el tipo de material implicado y el tipo de movimiento.

Tipo de Material Suelos Tipo de

Movimiento Roca Grueso (Arena – Grava)

Fino (Limo – Arcilla)

Desprendimientos (Falls)

Desprendimiento de Rocas (gravitacional, con rebote)

(Rock Fall)

Desprendimiento de Suelos (Debris o Earth fall)

Vuelcos (Topplings)

Vuelco Rocoso (Rock Topple)

Vuelco de Suelos (Debris o Earth Topple)

Deslizamientos (Slides) Rotacionales

Deslizamiento o Corrimiento Rocoso

(Rock Slump)

Deslizamiento Rotacional de Suelos

(Debris o Earth Slump)

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Traslacionales Deslizamiento o

Corrimiento rocoso (Rock slide)

Deslizamiento traslacional de Suelos

(Debris o Earth Slide) Desplazamientos

Laterales (Lateral Spreads)

Desplazamiento Lateral de Rocas (Rock extensions)

Desplazamiento Lateral de Suelos (Debris o Earth

Spread)

Flujos (Flows)

Flujos o Coladas de Roca (Rock Flow)

Flujo de Derrubios

(Debris Flow)

Avalanchas Avalanchas Rocosas Avalanchas de

Derrubios

Colada de Barro (Earth

Flow o Mud Flow)

Complejos Combinación de dos o más tipos de movimiento

Tabla 1. Clasificación de los movimientos de ladera, de acuerdo con Varnes (1988), modificado

Tipos de Movimiento

• Desprendimientos o Caídas: Suceden cuando una masa de cualquier tamaño se desprende de la cabecera de una pendiente abrupta o acantilado. Las superficies de rotura no suelen ser muy grandes y la caída de los fragmentos puede ser libre o bien mediante deslizamiento, rebote o rodamiento a lo largo de la pendiente. Se trata de movimientos extremadamente rápidos (Figuras 1 a 3). Este tipo de fenómeno suele producirse en formaciones geológicas en las que se produce una alternancia entre capas competentes y no competentes de manera que la erosión preferencial de las segundas acaba descalzando las más competentes superiores hasta que se produce la inestabilización de los bloques, generalmente por flexo-tracción.

• Vuelcos: Este tipo de movimiento consiste en la rotación a favor de

la pendiente de un talud de una o varias unidades rocosas alrededor de un eje de giro. La fuerza desencadenante deñl proceso es la gravedad así como las asociadas al peso de bloques apoyados o por la presencia de agua en las juntas. (Figura 4). Este tipo de movimiento, que es casi exclusivo de rocas, puede culminar en el desarrollo de otros tipos de inestabilidad (desprendimientos, etc.).

• Deslizamientos: En los deslizamientos verdaderos, el movimiento

consiste en una deformación cortante y en un desplazamiento a lo largo de una o varias superficies que son visibles o pueden ser inferidas con relative facilidad. El movimiento puede ser progresivo, es decir, la rotura por cizallamiento del material puede que no ocurra de forma instantanea sino, más bien, como resultado de la propagación de una rotura generada en un punto específico. Los deslizamientos pueden ser rotacionales o traslacionales. El tipo más frecuente de deslizamiento rotacional implica el desarrollo de un lóbulo de terreno cuya base es la superficie de corte y cuya morfología es convexa (Figura 6). En muchos de ellos, la superficie de rotura inferior así como los escarpes de la cabecera del deslizamiento poseen forma de cuchara.

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De forma general, en los deslizamientos rotacionales (Figuras 9 y 10) el movimiento de masa se produce a favor de un eje de rotación cuya disposición es aproximadamente paralela a la ladera en la que se produce (Figura 7) mientras que el escarpe en su cabecera puede llegar a ser casi vertical. En los deslizamientos traslacionales la masa movilizada se desplaza pendiente abajo a favor de una superficie aproximadamente planar u ondulada y el movimiento no presenta las componentes de giro o retrobasculamiento típicas de los rotacionales.

En los deslizamientos traslacionales (Figuras 11, 12 y 13) la masa

de material movilizada suele desplazarse por encima de la superficie original del terreno y suelen estar condicionados por la presencia de zonas de debilidad estructural tales como fallas, diaclasas, planos de estratificación o bien por el contacto entre un substrato firme y un regolito superior. De forma poco frecuente, los deslizamientos traslacionales pueden estar asociados a los de tipo rotacional (Figura 16).

En los deslizamientos rotacionales, la salida de las superficies de

corte que determinanel límite inferior del deslizamiento puede producirse en tres posiciones diferenciadas del talud o ladera (Figura 8). Si la superficie de rotura intercepta al talud por encima de su pie, se denomina superficie de rotura de talud. En segundo lugar, si la superficie de rotura intercepta al talud en su pie, la superficie recibe el nombre de rotura de pie de talud. Por último, si la superficie de rotura pasa por debajo del pie del talud y sale a la superficie a una cierta distancia del mismo, la superficie de rotura se denomina de base de talud.

La velocidad de estos movimientos es de lenta a moderada,

teniendo gran influencia la inclinación de la ladera y también la pendiente de la superficie de rotura en su punto de salida a la superficie: si dicha pendiente va en contra de la ladera, se mejora la estabilidad del deslizamiento.

• Pandeos (buckling): Se trata de un tipo de deslizamiento

particular que se produce cuando el macizo presenta juntas muy desarrolladas y dispuestas subverticalmente de forma que se individualizan cuerpos tabulares de roca. (Figura 5).

• Cuñas y Diedros Rocosos: Se trata de un caso particular de

deslizamiento traslacional que se producen, sobre todo, en macizos rocosos. Su origen está en la intersección de dos o más planos de discontinuidad de forma que se individualizan bloques poliédricos susceptibles de moverse. Si las discontinuidades que individualizan el bloque rocoso poseen buzamientos distintos, tenemos las denominadas cuñas directas mientras que si el buzamiento de las dos discontinuidades va en le mismo sentido, la cuña recibe el nombre de inversa. En estos dos casos, el deslizamiento se produce a favor de la línea de intersección de las discontinuidades siempre y cuando esta aparezca en la superficie del talud (daylights), posea menor inclinación que éste pero sea mayor que el ángulo de rozamiento de las discontinuidades. En su movilización tiene mucha importancia la

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presencia o asuencia de agua así como el desarrollo de eventuales presiones en las juntas (Figuras 14 y 15).

• Desplazamientos laterales: En los desplazamientos del terreno

el principal tipo de movimiento es la extensión lateral, la cual se acomoda en el terreno a favor de fracturas de tensión o de corte. Los desplazamientos laterales pueden clasificarse en dos categorías: (1) Movimientos distribuidos resultado de una extensión generalizada pero en la que no se reconoce el control de una superficie basal con comportamiento cortante o con flujo plástico. (2) Movimientos que pueden implicar la fractura y extension de materiales coherentes, ya sean estos pertenecientes a un substrato rocoso o suelo, y debido a la licuefacción o flujo plástico del material subyacente. El mecanismo de rotura puede implicar la rotación, traslación o el flujo de masa. Desde ese punto de vista, los fenómenos de estensión lateral son complejos (Figuras 17 y 18). Cuando estos movimientos tienen lugar dentro de un macizo rocoso, pueden ser lentos mienrtas que si tienen lugar en suelos, estos pueden ser extremadamente rápidos y pudiendo iniciarse de forma súbita.

• Flujos y Coladas: En los flujos o coladas el material transportado

se mueve en la forma de un flujo viscoso. Las coladas de material pueden tener lugar, ya sea en materiales secos o húmedos y afectando tanto a suelos como a rocas. El movimiento de la colada puede ser rápido o lento. Las coladas de fango (o barro) y de derrubios constituyen un fenómeno de fluidificación resultante de la mezcla de agua con suelo o una mezcla de suelo y roca. Las coladas de barro (mud flows) son una variedad rápida de los flujos de derrubios (debris flows) que se caracteriza por la presencia de una muy alta proporción de partículas finas y un contenido en agua que puede llegar a alcanzar el 30 %. Como resultado de la pequeña granulometría del material y el alto contenido de agua el flujo tiende a seguir los cauces naturales. En regiones de volcanismo activo (en particular volcanismo explosivo) es muy frecuente la formación de grandes acumulaciones de cenizas. En regiones montañosas, el recubrimiento de las laderas por la ceniza no cementada puede provocar que, como resultado de episodios de intensa precipitación o por la súbita fusión de casquetes glaciares (p. Ej Nevado del Ruiz, Colombia) se produzcan avenidas de enormes cantidades de ceniza y agua en la forma de una colada de barro que recibe el nombre de lahar.

Existe una completa gradación de las coladas en suelos,

atendiendo a la granulometría de los mismos, el contenido en agua, la movilidad y el carácter del movimiento. Los subtipos de colada más representativos son los siguientes:

• Reptaciones (creep). Se trata de deformaciones

continuas, en general superficiales y extremadamente lentas. Pueden aparecer acompañando a otros tipos de movimiento de los materiales subyacentes. Tradicionalmente se ha considerado que son fenómenos que presentan movimientos muy poco perceptibles. Sin

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embargo, los métodos de medida modernos han permitido establecer que sí pueden presentar movimientos perceptibles, a menudo como precursores de una rotura catastrófica. La solifluxión es un mecanismo de reptación en el cual participan los procesos alternantes de hielo/deshielo en entornos periglaciares.

• Coladas de derrubios (debris flows). Características de

los materiales que poseen un elevado porcentaje de fragmentos gruesos. Cuando el movimiento de estas masas es rápido, reciben el nombre de avalanchas (Figura 21).

• Coladas de barro (mud flows y lahares). Se producen

por la mezcla de un material que presenta un porcentaje de finos de, al menos, el 50 % y una cantidad de agua suficiente como para producir su fluidificación (Figura 22).

• Movimientos complejos: Muy frecuentemente, los movimientos

de ladera implican la combinavión de más de un tipo de movimiento del terreno, ya sea en distintos puntos de la masa desplazada o bien a lo largo de las distintas etapas de su desarrollo (Figuras 19 y 20). Por ello, tales tipos de movimiento se denominan complejos.

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Figura 1. Desprendimientos por caída gravitacional libre. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y

Geominero de España, 456 pp.

Figura 2. Descalce y desprendimiento rocoso como resultado de la erosión de la base

de una roca competente. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.

Figura 3. Distintos tipos de mecanismos de caída de rocas. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y

Geominero de España, 456 pp.

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Figura 4. Distintos tipos de mecanismos de rotura por vuelco. Arriba, vuelco general. En el centro, vuelco por giro y flexión de capas. Abajo, vuelco mixto. Fuente: Ayala, F.J. y

Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.

Figura 5. Distintos tipos de mecanismos de rotura por pandeo. A la izquierda, por flexión de capas lisas. En el centro por fractura de capas subverticales. A la derecha,

pandeo mixto. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.

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Figura 6. Deslizamiento rotacional y descripción de las unidades más significativas.

Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.

Figura 7. Idealización de un deslizamiento rotacional con base cilíndrica

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Figura 8. Distintos tipos de superficies de rotura potencialmente desarrollables en un talud por deslizamiento rotacional

Figura 9. Deslizamiento rotacional en macizo rocoso muy fracturado. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y

Geominero de España, 456 pp.

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Figura 10. Deslizamiento rotacional en suelo. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456

pp.

Figura 11. Deslizamiento traslacional en un macizo rocoso. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de

España, 456 pp.

Figura 12. Deslizamiento traslacional de un suelo. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España,

456 pp.

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Figura 13. Deslizamiento traslacional de un suelo a favor del contacto con el substrato rocoso. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed.

Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.

Figura 14. Rotura de un macizor rocoso como resultado de la presencia de diedros (cuñas rocosas). A la izquierda, cuña directa (las dos juntas que definen el diedro buzn en sentido opuesto). A la derecha, cuña inversa (las paredes del diedro buzan en el mismo sentido). Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto

Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.

Figura 15. Distintos tipos de cuñas presentes en excavaciones subterráneas en materiales

rocosos. Fuente: Hoek, E. (2000) Practical Rock Mechanics − Course Notes. 313 pp.

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Figura 16. Deslizamiento en masa con combinación de componentes traslacionales y rotacionales. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes;

Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.

Figura 17. Desplazamiento lateral en formaciones rocosas. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de

España, 456 pp.

Figura 18. Desplazamiento lateral en suelos. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456

pp.

Figura 19. Deslizamiento rotacional asociado a vuelcos de roca por descalce. Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y

Geominero de España, 456 pp.

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Figura 20. Deslizamientos rotacionales combinados con colada de barro en su frente. Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto

Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.

Figura 21. Avalancha de derrubios (debris flow). Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J.

(1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.

Figura 22. Colada de barro (mud flow). Fuente: Ayala, F.J. y Andreu, F.J. (1991) Manual de Ingeniería de Taludes; Ed. Instituto Tecnológico y Geominero de España, 456 pp.

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Deslizamiento traslacional del suelo Solifluxión Desprendimiento Desprendimiento Deslizamiento rotacional Pandeo

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Casos complejos: Nevado Huascarán

Yungay, Perú, 1970. Desprendimiento Avalancha Desplazamiento

Flujo de derrubios y barro

Causa desencadenante:

Un terremoto costero

Flujo de derrubios y lodo en Venezuela (1999)