Planeta tierra 4 geosfera

Geosfera
Consideramos como Geosfera a la corteza terrestre y capas subyacentes
Es una parte mayoritariamente sólida del planeta Tierra
Comprende la corteza, el manto y el núcleo terrestre
Por su comportamiento:
Litosfera - sólida rígida aunque deformable
Resto del manto plástico con corrientes de convección
La superficie terrestre cambia a causa de agentes externo e internos

Panorámica de la Geodinámica
Los cambios en la geosfera se producen como consecuencia de la energía interna y externa del
planeta y la presencia de materiales fluidos en el exterior (atmósfera e hidrosfera) y el interior (manto)
terrestre.
• Fuente de energía: Radiación solar
Calentamiento asimétrico de la tierra. Diferencias de temperaturas (latitud, reflectividad de las
rocas...)
Convección atmosférica: Viento
Transporte del vapor de agua
Olas y corrientes marinas
Evaporación y precipitación del agua
Aguas superficiales

Aguas subterráneas
Glaciares
Movimientos en laderas
Meteorización mecánica

Seres vivos fotolitotrofos - Biosfera
Los agentes geológicos erosionan, transportan y sedimentan materiales de la superficie terrestre
Tienden a nivelar la superficie
Acumulan materiales en depresiones que con el paso del tiempo dan lugar a la formación de rocas
sedimentarias

Calor Interno de la Tierra producido por el calor remanente de formación y productos radioactivos
• Corrientes de convección en el manto
Puntos calientes. Vulcanismo
Tectónica de placas
Deformaciones de las rocas: pliegues. Fallas
Formación de cordilleras
Formación de depresiones
Movimientos de continentes
Aumentos de temperatura y presión locales
Formación de Rocas y minerales
Metamorfismo y Magmatismo

Geodinámica externa o modelado
• Cambios del exterior
• Fuente de energía: Radiación solar que se transforma en movimiento de fluidos
• Tiende a nivelar el relieve

Geodinámica Interna o Tectónica
• Cambios del interior
• Fuente de energía: Calor interno terrestre
• Tiende a acentuar el relieve
• La Tectónica tiene muy diversas escalas:
Tectónica Global o de placas: Fenómenos que abarcan miles de Km. Movimientos continentales,
orogenias...
Tectónica regional: Fenómenos a escalas de Km o cientos de Km.
Tectónica local: Fenómenos de m a Km
Microtectónica: Efectos sobre rocas y minerales

Geodinámica externa
Tectónica de placas
Tectónica regional
Yacimientos minerales

Tectónica de Placas
La tectónica de placas explica las características a gran escala de la corteza terrestre: topografía,
litología, disposición de los continentes, mayor parte de la sismicidad y vulcanismo terrestre

Los postulados de esta teoría se pueden resumir como sigue:
• La superficie terrestre está formada por una serie de estructuras planas y móviles
denominadas placas litosféricas.
Estas placas miden varios cientos o miles de Km de extensión por unos 100 Km de espesor.
• Una determinada placa litosférica puede estar formada por:
Litosfera continental (corteza continental y el manto rígido subyacente)
Litosfera oceánica (corteza oceánica y el manto rígido subyacente)
Ambos tipos de litosfera.
• Las placas son rígidas y descansan sobre una parte del manto mucho más deformable.
• En el manto fluido se producen corrientes de convección que mueven las placas litosféricas
suprayacentes.
Las placas se mueven a un ritmo del orden de cm/año
• Las placas se desplazan como una unidad, pero en las zonas de contacto o bordes de placa
se mueven unas respecto a otras. Existen tres posibles tipos de bordes denominados constructivos,
destructivos y pasivos.
En los bordes constructivos se separan dos placas litosféricas y se genera nueva litosfera oceánica.
En los bordes destructivos colisionan dos placas y se destruye la litosfera oceánica
En los bordes pasivos las placas se mueven lateralmente sin generarse ni destruirse litosfera.
• Las placas litosféricas crecen o menguan a lo largo del tiempo dependiendo de la naturaleza
de sus bordes y puede darse el caso de la fusión de dos placas litosféricas formando una sola o la
rotura de una placa única en varias de menor tamaño por la aparición en ella de un borde destructivo.

Los fenómenos geológicos más interesantes se producen en los límites de placas:
Bordes constructivos
Se separan dos placas
Las rocas del manto, que se encuentran próximas al punto de fusión, funden parcialmente debido a
la descompresión
Se producen abundantes magmas ultrabásicos.
Los magmas al consolidar forman una nueva litosfera oceánica con una corteza oceánica superior
formada por basaltos y gabros y un manto litosférico formado por peridotitas más densas.
Las estructuras a las que dan lugar estos bordes, en lugar de ser depresiones, son extensas
elevaciones volcánicas situadas en el fondo de los océanos que reciben el nombre de dorsales
oceánicas

Si los bordes constructivos se producen en un continente se produce un adelgazamiento de la
corteza continental antes de formarse la nueva corteza oceánica.
A esta estructura tectónica se la conoce como rift continental
Si el borde constructivo continúa activo se forma un océano que separa los dos fragmentos
continentales. Si aborta se produce una cuenca sedimentaria en la que suele ubicarse un gran río
pues el adelgazamiento de la corteza da lugar a una zona deprimida capaz de acoger grandes
cantidades de sedimentos.

Bordes destructivos
Entran en colisión dos placas litosféricas
Se produce la subducción de una de ellas, es decir, el hundimiento por debajo de la que no subduce,
Se destruye litosfera oceánica por disolución en el manto al ir ganando cada vez mayores
profundidades.
Son siempre zonas sísmicas importantes en las que los terremotos generados por el rozamiento de
las placas van ganando profundidad en la dirección de la placa que no subduce.
Las zonas de subducción dan lugar a diferentes estructuras corticales dependiendo de las placas que
la sufran.
Dos placas de litosfera oceánica
Dan lugar a la formación de una fosa oceánica y un arco de islas volcánicas a un lado de la misma.
La fosa se produce por la curvatura de las placas que entran en contacto
En la zona de rozamiento se producen abundantes movimientos sísmicos de profundidad creciente
en la dirección de la placa no subducida.
A una distancia de entre 100 y 300 Km de la fosa, en la placa que no sufre subducción, se sitúa el
arco insular.
El arco es consecuencia del ascenso de magmas procedentes de la fusión de parte de la corteza
oceánica subducida.
Si la cantidad de sedimentos en el fondo del océano es importante, en la zona de la fosa puede
generarse un prisma de acreción formado por capas sedimentarias muy plegadas y falladas. Esta
estructura se produce como consecuencia de que la escasa densidad de los sedimentos acumulados
en la placa subducente impide su subducción.

En ocasiones la cantidad de sedimentos es tal que el prisma de acreción emerge en forma de islas
formadas por rocas sedimentarias muy plegadas, anteriores al arco insular volcánico.

Una placa de litosfera continental con una oceánica
La placa oceánica la que sufre siempre subducción por ser mayor su densidad media.
Las estructuras tectónicas producidas son de nuevo una fosa situada entre las dos placas, pero en el
continente se genera un orógeno, una cordillera perioceánica (tipo Andino).
En este lugar se engruesa la litosfera continental por formación de pliegues y fallas inversas como
consecuencia de la colisión y por acumulación de magmas procedentes de la corteza oceánica de la
placa subducida.
En este tipo de cordilleras se produce un vulcanismo importante así como una elevada sismicidad
que crece en profundidad desde la línea de la costa al interior del continente.

Dos placas de litosfera continental
El resultado es la subducción parcial de una de ellas y la fusión de las placas.
La baja densidad de la corteza continental impide su subducción continuada, de modo que se
generan tensiones que rompen la litosfera en otro lugar dejando la zona de colisión fundidas las dos
placas y considerablemente engrosada.
En estas zonas se forma un orógeno bicontinental (tipo Himalaya).
Son estructuras asimétricas en las que en la placa subducida hay una llanura deprimida ocupada por
el océano o rellenada por los sedimentos procedentes de la erosión del orógeno formado, a esta
llanura sigue la zona montañosa y a ésta una meseta en la placa no subducida.
De nuevo son zonas con abundante sismicidad generada en la zona de rozamiento de las placas en
y las deformaciones rocosas producidas en la colisión.

Bordes pasivos
Las placas se desplazan lateralmente sin generarse ni destruirse litosfera.
Son zonas sísmicas en las que abundan las fallas en dirección muy extensas conocidas como fallas
de transformación.
A lo largo de estas fallas pueden producirse algunas elevaciones montañosas o, más
frecuentemente, fosas tectónicas.
La Tierra está actualmente dividida en 7 placas litosféricas de gran tamaño además de un número
semejante de placas menores.
A las mayores se las denomina Pacífica, Norteamericana, Sudamericana, Africana, Euroasiática,
Indoaustraliana y Antártica.
La placa Pacífica está formada casi exclusivamente por litosfera oceánica, mientras que el resto de
las grandes placas contienen tanto litosfera continental como oceánica.

Sismicidad
Los terremotos se producen en zonas de contacto de placas.
Son abundantes, poco intensos y superficiales en dorsales oceánicas, más intensos y profundos en
fallas de transformación y los más intensos y con profundidad creciente en el caso de subducciones.

Vulcanismo

Gran parte del vulcanismo (y magmatismo en general) de la Tierra tiene relación con los bordes de
placas.
La descompresión en bordes constructivos da lugar a erupciones fisurales en las dorsales oceánicas
y al vulcanismo de los rift continentales.
En los bordes destructivos se generan magmas por aumento de temperatura por el choque de las
placas y por el descenso de la corteza subducida.

Metamorfismo
Las zonas de subducción son las responsables de la mayor parte del metamorfismo del planeta.
Las temperaturas y presiones necesarias para las transformaciones de los minerales por
metamorfismo regional se dan en choques litosféricos, en especial en cordilleras bicontinentales.
En las zonas de subducción el descenso de la corteza en el manto genera metamorfismos diversos,
primero de alta presión y baja temperatura para luego calentarse lo suficiente para fundirse.
El contacto de las rocas con magmas en ascenso produce metamorfismo térmico.
Orógenos: Grandes cadenas montañosas
Los orógenos se forman por colisiones de placas en las que, al menos, una de ellas es de litosfera
continental.
Su levantamiento se debe al engrosamiento de la corteza causado por:
- Pliegues y fallas inversas por la presión sufrida
- Adición de magmas en las zonas profundas procedentes de la placa subducida.
- Vulcanismo superficial
Los sedimentos oceánicos plegados presentes en los orógenos de colisión proceden de los estratos
marinos que se encontraban en los márgenes de los continentes implicados en el choque.
El metamorfismo y magmatismo de zonas profundas se debe al calor y a la presión generada por la
colisión y al ascenso de magmas.
Su elevada sismicidad es producida por el rozamiento entre las placas en movimiento y a las
fracturas generadas en las rocas sometidas a presión.
La fusión de las placas que generaron el orógeno hace que éste se erosione rápidamente.
El desgaste del orógeno deja expuestos materiales cada vez más profundos y de un grado de
metamorfismo mayor.
Al descargar superficialmente la corteza engrosada del orógeno, ésta se eleva de nuevo por
compensación isostática (rejuvenecimiento orogénico).
El desgaste total del orógeno da lugar a un cratón con materiales aflorantes antiguos de tipo
metamórfico o ígneo, sin sismicidad ni vulcanismo importante.
Rift continentales: Adelgazamiento de la corteza continental
Se producen cuando un borde constructivo rompe una placa de litosfera continental en dos.
Su vulcanismo, adelgazamiento de la corteza y generación de fallas normales es debido a la
extensión y descompresión sufridas.

Dorsales y fondos oceánicos
El abundante vulcanismo ultrabásico, la escasa cantidad de sedimentos, la presencia de fallas
normales y la juventud de las rocas caracterizan a las dorsales oceánicas
Esto se debe a que son bordes constructivos en los que se genera nueva corteza oceánica.
Ésta corteza es desplazada a ambos lados de la dorsal.
En su alejamiento disminuyen de nivel, acumulan sedimentos y dan lugar a los extensos fondos
oceánicos. Estos fondos se destruyen por subducción con otra placa oceánica (generando una fosa y
un arco insular) o con un continente (generando una fosa y una cordillera perioceánica).

Fosas oceánicas
Las fosas oceánicas corresponden a las depresiones donde la corteza oceánica sufre subducción.
Su sismicidad asimétrica característica es debida también a la subducción.

Márgenes continentales pasivos
Corresponden a zonas de contacto entre litosfera continental y oceánica situadas en la misma placa,
producto de una apertura continental de una época pasada que ha ido acumulando grandes
cantidades de sedimentos.
Son zonas asísmicas y sin vulcanismo reciente.

Márgenes continentales activos
Corresponden a zonas de contacto entre corteza continental y oceánica en subducción.
Son zonas de sismicidad y vulcanismo intensos, y tectónica compresiva.
Edades de las rocas continentales y oceánicas
La generación de corteza en una dorsal al ritmo de cm/año y su subducción en una fosa situada
como mucho a algunos miles de Km de distancia hace que las edades de las rocas de los fondos
oceánicos nunca puedan sobrepasan los 300 millones de años de antigüedad (son siempre muy
modernas frente a los 4.500 millones de años de historia del planeta).
En los continentes, en cambio, al no sufrir subducción, se destruyen las rocas por erosión de los
agentes externos o por metamorfismo o magmatismo en choques de placas pero las zonas
protegidas (escudos o cratones) pueden contener rocas formadas hace miles de millones años de
antigüedad.
Ciclo petrogénico: transformaciones de unas rocas en otras.
Las rocas expuestas en superficie sean del tipo que sean sufren, a escala geológica, una rápida
meteorización y erosión quedando depositadas (primero como sedimentos y tras su litificación como
rocas sedimentarias) en las cuencas sedimentarias, las más importantes de las cuales son los
márgenes continentales.
Si no actuara la tectónica de placas todos los continentes emergidos quedarían arrasados y sus
restos acumulados bajo los océanos en forma de rocas sedimentarias, pero las placas litosféricas
sobre las que se depositan los sedimentos, antes o después entran en colisión y las rocas
sedimentarias situadas sobre ellas sufren deformaciones en pliegues y fallas, metamorfismo e
incluso magmatismo en zonas profundas. La formación de nuevos orógenos acentúa el relieve y se
renueva el ciclo.

Las rocas de los fondos oceánicos se generan a partir de magmas en las dorsales oceánicas,
quedan estratificadas en basaltos, gabros y peridotitas que constituyen la litosfera oceánica.
Sobre las placas oceánicas van acumulándose sedimentos a lo largo del tiempo. Al entrar en
subducción las rocas de la placa subducida sufren metamorfismo y una posterior disolución en el
manto o una fusión y ascenso a la superficie en forma de rocas plutónicas o volcánicas básicas.
Los sedimentos no subducen y se acumulan en forma de prismas de acreción formados por rocas
sedimentarias o metamórficas plegadas y falladas, cada vez mayores, que terminan incorporándose
al margen activo de algún continente.

Tectónica Regional
Parte de la tectónica que estudia las deformaciones de los materiales terrestres a escala mediana
(del orden de metros a kilómetros), así como las causas de estas deformaciones.
Las deformaciones plásticas de las rocas o sedimentos reciben el nombre de pliegues y las roturas
fracturas.

Pliegues
Resultado de la deformación plástica de rocas o sedimentos.
Su estructura es una ondulación o curvatura en los materiales deformados respecto a su orientación
original.
Estas modificaciones son patentes en materiales estratificados como sedimentos y rocas
sedimentarias. En estos casos pueden distinguirse los siguientes elementos:
- Charnela de un estrato: punto de máxima inflexión o curvatura de un estrato plegado.
- Eje de un pliegue: unión de las charnelas de un estrato
- Plano axial: superficie formada por la unión de los ejes; plano bisectriz del pliegue.
- Flancos: zonas laterales de un pliegue; habitualmente superficies con buzamiento cambiante.

El tamaño de los pliegues es muy variable y depende de múltiples factores. Existen pliegues desde
escalas milimétricas a decenas de kilómetros.
Los criterios de clasificación de los pliegues son numerosos y su caracterización es importante desde
el punto de vista tectónico. La estructura concreta de un pliegue proporciona información sobre las
características físicas de las rocas plegadas que dependen de su composición y de su situación en el
momento del plegamiento (profundidad, temperatura, intensidad y dirección del esfuerzo que las ha
plegado).
Si atendemos a un criterio geométrico, es decir a la forma que presentan se distingue entre:
• Antiformas: pliegues en forma de arco, convexos vistos desde arriba.
• Sinformas: pliegues en forma de depresión, cóncavos vistos desde arriba
Según sea la disposición en edades de los estratos plegados se distinguen:
• Anticlinal cuando los estratos recientes rodean o envuelven a los antiguos
• Sinclinal cuando los estratos antiguos rodean a los modernos.
Salvo en plegamientos intensos los anticlinales son antiformas y los sinclinales sinformas.
Según la inclinación del plano axial se diferencian en:
• Rectos cuando el plano axial es aproximadamente vertical.
• Inclinados si forma un ángulo apreciable con la horizontal
• Tumbados si es aproximadamente horizontal
• Invertidos si el plano supera los 90º respecto a la vertical.
Es en este último caso en el que las antiformas son sinclinales y las sinformas anticlinales.

Por ángulo que forman los flancos del pliegue se diferencian en
• Abiertos si el ángulo es grande, habitualmente mayor de 70º
• Cerrados si está entre 30º y 70º
• Apretados si los ángulos son menores de 30º

Los factores que influyen en la posibilidad de plegamiento de un material y el tipo concreto de pliegue
que va a sufrir son diversos, siendo los más importantes:
- la intensidad del esfuerzo al que es sometido el material
- la naturaleza de los materiales (más plásticos o más rígidos),
- la presión litostática a la que están sometidos los materiales y la temperatura.

Tanto la presión como la temperatura actúan aumentando la ductilidad de las rocas de modo que es
necesario más esfuerzo para producir su rotura y menos para producir su plegamiento. Estas
circunstancias provocan que sólo excepcionalmente se produzcan pliegues en superficie, pues las

temperaturas y presiones son insuficientes y la zona sufre fracturas. En zonas profundas de la
corteza el caso es el contrario, las presiones y temperaturas altas propician el plegamiento e impiden
las roturas en las rocas.
Los mecanismos concretos de formación de pliegues en la Tierra son variados pueden ser debidos a
esfuerzos tectónicos o gravitacionales.
La mayoría de los pliegues se forman por esfuerzos tectónicos compresivos.
Estas fuerzas acortan y engruesan el terreno dejando pliegues en materiales plásticos.
La estructura típica es la alternancia de anticlinales y sinclinales.
Si los esfuerzos son poco importantes los pliegues son abiertos y rectos.
Si los esfuerzos son importantes se forman pliegues inclinados, tumbados o incluso invertidos y más
apretados.
También producen pliegues los movimientos tectónicos verticales y el ascenso a la superficie de
masas de rocas plásticas (diapiros). En estos casos los pliegues suelen ser amplios.
Los esfuerzos distensivos producen pliegues tan amplios y abiertos que no son detectables.
Los esfuerzos no tectónicos son capaces también de formar pliegues. Los mecanismos más
frecuentes son el deslizamiento por gravedad de materiales plásticos y la compactación diferencial
de sedimentos.

Fallas
Fractura del material rocoso con desplazamiento relativo de los bloques resultantes. El
desplazamiento de estos bloques se realiza sin dejar de estar en contacto entre sí, deslizándose por
una superficie de contacto denominada plano de falla

Elementos de una falla
• Labios de falla
Cada uno de los bloques desplazados
• Salto de falla
Recorrido realizado por los bloques.

Pueden distinguirse tres componentes:
Horizontal: separación o acercamiento que han sufrido los bloques
Vertical: cambios de nivel sufridos
En dirección que mide los desplazamientos laterales.

Una falla siempre tiene salto pero éste puede tener uno solo de sus componentes, dos o los tres.
La geometría de las falla proporciona información interesante sobre su mecanismo de formación.

Atendiendo a los movimientos relativos de los bloques se diferencian:
• Fallas normales o directas
Son aquellas en que se ha producido un hundimiento del techo o lo que es lo mismo, el bloque
hundido descansa sobre el plano de falla.

Se producen por distensión del terreno

• Fallas inversas
Son aquellas en la que se ha producido un hundimiento del muro; el bloque levantado descansa
sobre el plano de falla.
Se producen por compresión del terreno.

• Fallas en dirección, transcurrentes o de desgarre:
Sólo hay componente en dirección del salto de falla.
Los bloques se desplazan lateralmente

• Fallas verticales:
Presenta únicamente salto vertical. Se consideran un caso especial de falla normal.
Fallas rotacionales o en tijera:
El plano de falla actúa como superficie de rotación de un labio respecto al otro
Existen algunas combinaciones posibles de estos tipos de fallas (por ejemplo fallas normales y de
desgarre)
En cuanto a la forma del plano de falla se diferencian en

• Fallas rectas
El plano de falla mantiene aproximadamente constante su pendiente.

• Fallas lístricas o cóncavas
El plano de falla va haciéndose progresivamente más horizontal.
Las fallas con un plano muy horizontal reciben el nombre de cabalgantes (ángulo de 45 a 30º) o
tendidas (si el ángulo es menor de 30º).
La asociación de fallas de estos tipos con pliegues da lugar a los cabalgamientos y mantos de
corrimiento.

Factores que determinan la formación de fallas
Que en una roca se genere una falla depende de factores como:
• Esfuerzo sufrido

• Tipo de roca
Las más frágiles como ígneas y metamórficas presentan más tendencia a fallarse
• Presión litostática
Mucha presión hace a los materiales más plásticos y menos susceptibles de sufrir fallas
• Temperatura
Mucha temperatura hace a los materiales más plásticos y menos susceptibles de sufrir fallas.
Al depender de múltiples variables su localización es diversa.
Lo más frecuente, en zonas sometidas a esfuerzo tectónico, es la presencia de fallas en superficie y
pliegues en zonas profundas. Esta regla se incumple en numerosas ocasiones, como cuando se
sitúan capas de rocas sedimentarias sobre un zócalo ígneo o metamórfico. En este caso se
presentan pequeñas fallas en superficie a las que siguen los pliegues en materiales sedimentarios;
en el zócalo inferior más frágil reaparecen las fallas hasta zonas muy profundas donde se forman de
nuevo pliegues.

Los mecanismos de formación de las fallas son diversos pero pueden diferenciarse entre fallas
generadas por esfuerzos tectónicos y otras por fenómenos no tectónicos.
• Tectónica: Es responsable de la mayoría de las fallas presentes en las rocas.
Esfuerzos distensivos: producen fallas normales, alargándose y estrechándose el área fallada.
Esfuerzos compresivos: generan fallas inversas tanto más tendidas cuanto mayor y más asimétrico
sea el esfuerzo, engrosando y acortando la zona.
Esfuerzos laterales: generan fallas en dirección.
Los grandes esfuerzos tectónicos que se producen en zonas de contacto de placas litosféricas dan
lugar a grandes zonas falladas.
En zonas de subducción predominan las fallas inversas (orógenos, prismas de acreción de las zonas
de subducción),
En bordes constructivos las fallas normales (dorsales y rift continentales)
En bordes pasivos las fallas en dirección (fallas de transformación).
• Mecanismos no tectónicos por los que se forma fallas:
Deslizamientos por gravedad se producen en
a) zonas de importantes pendientes (fallas lístricas normales)
b) zonas karstificadas
c) hundimiento de calderas volcánicas
Debidas a las presiones o distensiones de los materiales producidas por cambios de temperatura o
humedad.

Estilos tectónicos
La estructura tectónica de un área de la corteza terrestre pone de manifiesto los esfuerzos sufridos.
En zonas sometidas a distensión se producen fallas normales en superficie o en las rocas frágiles del
zócalo y pliegues muy amplios difícilmente identificables. El resultado son los grabens o fosas
tectónicas y los extensos valles en Rift en los continentes y las estructuras escalonadas de las
dorsales oceánicas.
En zonas sometidas a compresión se generan pliegues y fallas inversas.
La zonación es importante en estas estructuras compresivas
Si la tectónica es poco intensa predominan los pliegues rectos y abiertos y las fallas inversas de poco
recorrido
Si la compresión es intensa se producen pliegues inclinados y tumbados, más apretados y fallas
inversas más importantes, llegando a la formación de cabalgamientos y mantos de corrimiento. Los
grandes orógenos de plegamiento que forman las grandes cordilleras son estructuras de este tipo.
Los fenómenos producidos en tectónica regional, especialmente los de mayor importancia, son
producidos en última instancia por movimientos que afectan a grandes masas continentales de cuyo
estudio de encarga la tectónica de placas.

Magmatismo
Magma: Masa de rocas fundidas.
Los magmas se encuentran siempre a altas temperaturas y suelen poseer elevada viscosidad. Ésta
depende fundamentalmente de la temperatura y la composición siendo más viscosos los magmas
ácidos y los que se encuentran a menores temperaturas.

La mayor parte de la litosfera terrestre es sólida pero las zonas situadas a partir de algunos
kilómetros de profundidad se encuentra próxima al punto de fusión, de modo que pueden generarse
magmas con relativa facilidad bien por aumento de temperatura o bien por disminución de la presión.
• Aumento de temperatura
Zonas de subducción: Una placa desciende a mayores profundidades en el manto
Grandes deformaciones terrestres producidas por choque de placas
Puntos calientes formados por corrientes de convección ascendentes del manto.

• Disminución de presión
Dorsales oceánicas o en los rift. Se producen en las separaciones de placas litosféricas.

La mayor parte de los lugares de generación magmas son los bordes de las placas litosféricas.
Su formación implica siempre profundidades considerables.
La composición de los magmas es variable pero, al formarse a partir de grandes masas de rocas
fundidas, un magma concreto suele tener una composición semejante a la media de la litosfera al
nivel que se haya formado.
Consiste en una disolución de silicatos más o menos ácidos con cantidades variables de agua y
pequeñas cantidades de otros compuestos.
Una vez formado un magma éste puede mantenerse fundido un tiempo indeterminado, hasta que
cesen las condiciones que lo produjeron o bien migre a una zona de menor temperatura.
El proceso de nueva solidificación de denomina consolidación magmática.
Al tratarse de una disolución de materiales la consolidación no es un proceso brusco que se
produzca a una determinada temperatura sino que abarca un rango muy amplio desde que cristalizan
los primeros minerales hasta que consolidan los últimos silicatos (a unos 600º C).
El proceso se complica aún más porque las propias fracciones del magma pueden reaccionar con la
parte fundida produciendo nuevos minerales.
La composición del magma puede alterarse durante su consolidación por los llamados procesos de
diferenciación magmática

• Diferenciación por gravedad
Según van consolidando el magma los cristales que se van formando (más densos y básicos) caen al
fondo de la cámara magmática enriqueciendo en minarales básicos las zonas inferiores y
empobreciendo las superiores

• Diferenciación por migración.
Se produce por el cambio de localización de la masa fundida desplazándose entre otras rocas por
grietas y pudiendo alcanzar en determinadas circunstancias la superficie, si el magma se encuentra
en proceso de consolidación el material que migra puede tener composición notablemente diferente
al original, enriquecida en materiales ácidos o en minerales solubles en agua a altas temperaturas
que migra tras la consolidación de los silicatos.
Las rocas formadas a partir de magmas consolidados se denominan rocas ígneas o magmáticas y se
diferencian principalmente por su composición y ritmo de consolidación. Si la consolidación tiene
lugar en el mismo lugar de formación, es decir a altas temperaturas y presiones el proceso es lento y
da tiempo a la formación de grandes cristales, que caracterizan a las rocas plutónicas o intrusivas, si
el magma migra hasta la superficie se producen la rápida cristalización y las rocas con cristales muy
pequeños llamadas volcánicas o efusivas y si la consolidación es intermedia se producen las rocas
filonianas.

Vulcanismo
Proceso que da lugar a la formación de volcanes y a otras manifestaciones ígneas externas como
fuentes termales, géiseres, solfataras y fumarolas que revelan la existencia de la energía interna de
la Tierra.
El vulcanismo se desarrolla en las placas litosféricas en distintos lugares:
• Zonas de distensión:
Son erupciones tranquilas con lavas fluidas.
• El 80 % del vulcanismo de la Tierra es de este tipo.
Forman las dorsales oceánicas y zonas de rift continental.
• Zonas de compresión:

Erupciones violentas con explosiones y abundantes piroclastos, lavas ácidas y viscosas, andesíticas.

Es un vulcanismo orogénico, producido sobre los planos de Benioff (zonas de movimiento de las
placas litosféricas), entre 100 y 150 km de profundidad.
• Volcanes de puntos calientes:
Volcanes que se forman en el interior de las placas litosféricas y no en los bordes.
Proceden de la fusión de materiales desde el manto, que ascienden como un penacho o pluma hasta
la corteza.
Sí ésta es oceánica, forma una isla volcánica, que será desplaza lateralmente por la expansión
oceánica, dejando paso a la formación de islas nuevas. Si la corteza es continental, forma volcanes
en escudo y mesetas basálticas.

Volcán:
Estructura de forma cónica producida cuando el magma alcanza superficie terrestre.
En un volcán podemos distinguir las siguientes partes:
- cámara magmática, zona del interior de la corteza terrestre en la que se encuentra el magma
- chimenea o conducto por el que asciende el magma;

- cono volcánico, es la estructura externa que se forma cuando el magma se enfría dando una forma
de cono;
- cráter, es el orificio central del volcán por donde éste se comunica con el exterior y salen los
productos volcánicos.

A veces, el techo de la cámara magmática puede colapsar formándose una caldera.
Ésta suele generarse durante la etapa de máxima actividad efusiva, con emisiones laterales y fallas
de descompresión que condicionan el colapso final.

Caldera volcánica
Según la morfología que presente el volcán, se distinguen diversos tipos:
• Volcanes en escudo
Se forman por lavas básicas, por tanto muy fluidas.
El cono volcánico tiene pendientes muy suaves y el cráter tiene gran diámetro. Son típicos los de
Hawai.

• Estratovolcanes
Producidos por lavas más ácidas, más viscosas lo que hace que se desarrolle muy bien el cono
volcánico.
Según el tipo de erupciones que presenten y de la forma del cráter distinguimos:
a) Tipo Estromboliano: Con explosiones de piroclastos. Son de este tipo el Stromboli.
b) Tipo Vulcaniano: Con piroclastos que se acumulan en el cráter, y que cada cierto tiempo,
producen explosiones intercaladas con emisiones de lava. Es de este tipo el Vesubio.
c) Tipo Peleano: Se forman cuando la lava es tan ácida que sale casi solidificada formando en el
cráter, estructuras más o menos alargadas, llamadas domo o pitón. El Mont Pelè, en la isla
Martinica es de este tipo.

• Erupciones fisurales
Tienen lugar en grietas de la superficie terrestre, extendiéndose la lava a ambos lados sin formar
volcanes.
Son típicas de dorsales oceánicas a veces emergidas como en el caso de Islandia.

Vulcanísmo básico
Los magmas que expulsan los volcanes son de tres tipos fundamentales:
• Básicos, basálticos
Son oscuros, densos, con temperaturas entre 900 y 1200 ºC, ricos en hierro y magnesio.
Proceden del manto o la corteza.

• Ácidos, riolíticos
Más claros, viscosos, ligeros, con temperaturas entre 700 y 850 ºC.
Contienen sílice, aluminio, sodio y potasio. Proceden de la corteza.
• Intermedios, son andesíticos,
Lavas ácidas y viscosas, dan explosiones violentas con piroclastos. Ligados a bordes de placa.

Según la localización de los volcanes en las placas litosféricas podemos distinguir:
• Volcanes en zonas de distensión
Son zonas de dorsales oceánicas como Islandia, las Azores o zonas de rift continental como en
África oriental. Fundamentalmente son basálticas, con lavas fluidas. Representan el 80 % de los
volcanes de la Tierra.

• Volcanes en zonas de compresión (también llamado vulcanismo orogénico):
Se produce sobre los planos de Benioff, a profundidades de entre 100 y 150 Km.
Las elevadas temperaturas de estas zonas (1000ºC) causan la deshidratación de la corteza que
subduce y el agua obtenida provoca fusiones parciales en las zonas del manto y corteza por las que
dicho líquido asciende, dando lugar a lavas. Predomina la lava de tipo ácido y más viscosas que las
anteriores, lo que da lugar a erupciones violentas, con explosiones y piroclastos. Se localizan en
costas del Pacífico, Caribe y Mediterráneo.

• Volcanes de puntos calientes: Se localizan en el interior de las placas litosféricas. Proceden
de zonas profundas del manto que se encuentran a mayor temperatura que las zonas adyacentes
por recibir calor del núcleo. Estas zonas dan magmas basálticos que ascienden como penachos o
plumas del manto hacia zonas más superficiales. Si en el ascenso se encuentran con corteza
oceánica, formara una isla volcánica que será desplazada progresivamente según se expanda el
fondo oceánico, o formará otros relieves como guyots y llanuras abisales. Si el ascenso de la pluma
termina en corteza continental da lugar a volcanes en escudo y mesetas basálticas.

Sismicidad
Los terremotos son vibraciones del terreno que se propagan a través de las rocas.
Se originan cuando la energía elástica acumulada hace que se rompan las rocas en una falla.
La energía liberada se transmite en forma de ondas sísmicas
El área donde se origina el terremoto se llama hipocentro. Se localiza en el interior de la corteza
terrestre o en el manto. La zona de la superficie que alcanzan en primer lugar las ondas sísmicas se
denomina epicentro. Es donde se manifiesta el seísmo con máxima intensidad.
Hay 3 tipos de ondas sísmicas:

• Ondas P, primarias o longitudinales
Hacen vibrar a las partículas de las rocas paralelamente a la dirección de la onda.
Son las que primero llegan a los observatorios

• Ondas S, secundarias o transversales

Originan una vibración perpendicular a la dirección de la onda.
Son más lentas

• Ondas superficiales
Se propagan exclusivamente por la superficie terrestre son las causantes de los efectos de los
terremotos.
Se producen cuando las ondas P o S alcanzan la superficie

Existen dos tipos:
a) Ondas L o Love Provocan movimientos laterales de las partículas
b) Ondas R o Rayleigh Crean movimientos en forma de ola.

Las ondas sísmicas se propagan en todas direcciones y atraviesan distintos medios. Por ello se
utilizan para estudiar el interior de la Tierra como método indirecto, ya que cuando la onda cambia de
material, cambia también su velocidad y dirección. Las velocidades de propagación de las ondas se
registran en los sismógrafos que las representan en unas gráficas, los sismogramas.

Por la profundidad que se encuentran los hipocentros, los seísmos se clasifican en
- superficiales: menos de 70 km
- intermedios: entre 70 y 300 km
- profundos: entre 300 y 700 km

La localización de las áreas sísmicas corresponde en su inmensa mayoría a contactos entre las
placas litosféricas.

Metamorfismo
Conjunto de procesos que sufren las rocas sometidas a intensas presiones, temperaturas o ambos
factores, pero sin llegar a la fusión de las mismas.
Es un proceso endógeno, es decir se produce siempre en el interior terrestre donde se dan las
temperaturas y presiones adecuadas.
El metamorfismo implica una serie de transformaciones en estado sólido de los minerales que
componen las rocas, para adaptarse a las nuevas condiciones de presión y temperatura. Las
principales son las reacciones químicas de unos minerales con otros, la generación de nuevos
minerales a partir de los existentes y la recristalización con una nueva orientación.
En las transformaciones metamórficas no suele haber cambios importantes en la composición
química global de una roca (a no ser casos excepcionales en los que se produzca CO2 o agua que
pueda abandonar la zona: Metasomatismo).
La transformación de los minerales que la componen, en cambio, puede ser muy importante.
El aumento de la temperatura (200-700ºC) sobre los minerales de una roca da lugar a que se
produzcan determinadas reacciones químicas, se difundan iones en los cristales, se pierda agua y
volátiles y aumente la elasticidad y fluidez de sus componentes.
El aumento de presión (a partir de 2 Kbar) trae como consecuencia la reducción de volumen,
formándose minerales más densos, la recristalización y los movimientos de reorientación de
minerales planares y aciculares, produciéndose esquistosidad.
Se suelen distinguir varios tipos de metamorfismo atendiendo al factor implicado en la transformación
(temperatura o presión) y a la intensidad del mismo.
• Metamorfismo dinámico o dinamometamorfismo
El factor dominante es la presión

• Metamorfismo térmico o de contacto
El factor predominante es la temperatura
• Metamorfismo regional o dinamotérmico
Aumentan ambos factores.
En lo referente a la intensidad se diferencian grados de metamorfismo de bajo a alto.

Existen factores bastante variados capaces de producir metamorfismo. Los principales son los
siguientes:
• Metamorfismo de enterramiento
Producido por el hundimiento por aporte de sedimentos en zonas subsidentes. La acumulación de
inmensas masas de sedimentos (hasta 11 Km o más de potencia) puede dar lugar a aumentos de
presión (hasta 3 Kbar) y temperatura (200 - 300 ºC) suficientes para generar un metamorfismo
regional de bajo grado sobre masas importantes de rocas

• Metamorfismo cataclástico por rozamiento en fallas.
Se produce como consecuencia del aumento de temperatura en los planos de falla por el rozamiento
de los bloques. Puede ser un metamorfismo intenso que genera rocas trituradas. Su extensión es
limitada.

• Metamorfismo en procesos orogénicos.
Los choques de placas litosféricas producen aumentos de presiones y temperaturas importantes que
dan lugar a amplias zonas de metamorfismo de contacto coincidente con las raíces y zonas medias
de las grandes cordilleras. Este proceso es el principal generador de rocas metamórficas en la
corteza continental que quedan expuestas en superficie tras la erosión del orógeno.

• Migración de magmas (masas de rocas fundidas).
Produce aumento importante de temperatura y un metamorfismo de contacto de distinto grado en
áreas de la roca encajante próximas al magma (aureola de metamorfismo).

• Metamorfismo hidrotermal (metasomatismo).
Se produce por la circulación de agua a elevadas temperaturas. Esta agua procede de masas
magmáticas o de la circulación por convección en rocas a elevadas temperaturas de las dorsales
oceánicas y puntos calientes. Actúa como un proceso especial de metamorfismo de contacto en el

que los solutos del agua pueden dar lugar a reacciones químicas y a concentración de determinados
minerales.

• La subducción de áreas litosféricas en bordes destructivos.
En estas zonas, la litosfera oceánica desciende progresivamente produciéndose en primer lugar un
aumento importante de la presión antes de que la temperatura aumente lo suficiente para generar la
fusión. Se produce dinamometamorfismo en amplias zonas pero muy raramente alcanzan la
superficie.

• La presión de fluidos y la generada por aumento de volumen en reacciones químicas pueden
dar lugar a un aumento de presión capaz de generar dinamometamorfismo.

• Metamorfismo de impacto.
Es un caso especial de metamorfismo producido sobre materiales superficiales por la colisión con un
meteorito. Genera aumentos elevadísimos de la presión dando lugar a minerales poco comunes, en
muchos casos se funden momentáneamente los materiales produciéndose vidrios de diversa
composición. Las rocas se rompen generando brechas y el vidrio y materiales finos pueden
extenderse por áreas amplias. Es muy poco frecuente.
El límite superior del metamorfismo es la fusión de las rocas que las convierte en un magma. Sin
embargo existe una fase de fusión parcial, migmatítica, intermedia. El límite inferior, entre
metamorfismo y litificación, es más arbitrario y se recurre a minerales índice para establecerlo.
Tanto las rocas ígneas como las sedimentarias como las propias metamórficas pueden sufrir
metamorfismo

Geodinámica Externa o Modelado terrestre
Transformaciones de la geosfera debidas a causas externas a la misma.
El motivo de estos cambios es:
• Existencia de un campo gravitatorio generado por la masa de la Tierra
• Presencia unas capas externas fluidas (atmósfera e hidrosfera)
• Movidas, en último término, por la energía procedente de la radiación solar.

La litosfera presenta habitualmente desniveles generados por los agentes geológicos internos.
Las zonas elevadas presentan una energía potencial gravitatoria que las hace susceptibles de
descender hacia áreas más deprimidas.
A los entes responsables de las modificaciones de la superficie (aire, agua, hielo, seres vivos,...) se
les conoce como agentes geológicos externos

Realizan las acciones de
• Erosión (arranque de partículas)
• Transporte (cambio de localización)
• Sedimentación (depósito en un nuevo lugar) de materiales rocosos.

La erosión es mucho más importante en materiales alterados física o químicamente, es decir,
meteorizados.
Si las pendientes producidas (por los procesos internos o por la erosión o sedimentación de agentes
externos) son importantes puede ser suficiente para que se rompan las rocas o deslicen los
materiales sueltos por las laderas
Las zonas con pendiente insuficiente para deslizarse o desprenderse son movilizadas por los
agentes externos. El movimiento de éstos es producido fundamentalmente por la radiación solar.
La cantidad de radiación que absorbe la tierra en diferentes áreas es muy variable, depende
fundamentalmente de la latitud y la estación del año pero intervienen muchos otros factores como
nubosidad, albedo, topografía, etc. La diferente absorción solar genera diferencias de temperatura
que producen corrientes de convección principalmente atmosféricas.
Los movimientos atmosféricos dan lugar al viento, agente geológico capaz de movilizar arcillas y
arenas, sobre todo en zonas áridas, pero con una importancia indirecta mucho mayor en la
geomorfología terrestre:
En primer lugar es capaz de disolver agua, transportarla a otros lugares como vapor y precipitarla de
nuevo en forma de lluvia o nieve.

Este agua que circula sobre el terreno, al tener una densidad mucho mayor que el aire, es el principal
agente geológico externo del planeta.
El agua en forma líquida (ríos y torrentes) o sólida (glaciares) recorre la superficie de las áreas
emergidas a favor de la gravedad disolviendo, erosionando, transportando, sedimentando y
precipitando materiales de tamaño variado.
Parte del agua superficial se infiltra en materiales permeables circulando bajo la superficie (aguas
subterráneas) disolviendo, precipitando y meteorizando materiales y disminuyendo el rozamiento
entre partículas de modo que acentúa los fenómenos de ladera.
Otra acción del viento es movilizar el agua oceánica. La persistencia de los vientos dominantes
provoca las corrientes oceánicas superficiales que transportan calor y determinan en gran parte el
clima local, regional y global de la Tierra.
El viento es también el responsable de la formación de las olas. La dinámica costera está
determinada por éstas y es tan intensa que supera generalmente al resto de los agentes geológicos
de un área litoral. Las olas erosionan las zonas expuestas creando acantilados y plataformas de
abrasión.
Producen corrientes litorales que transportan los materiales costeros erosionados y los aportados por
los agentes externos, depositándolos en áreas costeras (playas, marismas, albuferas,...) o en la
plataforma continental.
Los seres vivos también actúan como agentes geológicos.
Una de sus acciones es la de aportar sedimentos, principalmente de sus esqueletos calcáreos o
silíceos, aunque en determinadas circunstancias, también de restos orgánicos que son el origen del
carbón y del petróleo.
Algunos organismos marinos, sobre todo corales, son capaces de crecer sobre sus propios restos
esqueléticos formando acumulaciones imponentes conocidas como arrecifes que pueden llegar a
tener varios kilómetros de potencia en zonas de subsidencia (hundimiento).
Por su parte la cubierta vegetal de los continentes tiene gran importancia geomorfológica sujetando
materiales sueltos con sus raíces, disminuyendo así la erosión y alterando la química de los suelos
modificando la meteorización que sufren.
El transporte diferencial de los materiales que realizan los agentes externos puede dar lugar a la
acumulación local de determinados sedimentos, minerales o precipitados, lo que se conoce como
diferenciación geoquímica.
Los sedimentos movilizados por los agentes externos terminan en su mayoría depositados en las
plataformas continentales.
En estas zonas pueden permanecer indefinidamente y sólo son movilizados por las corrientes de
turbidez (grandes deslizamientos del borde del talud continental) que los transporta a los fondos
oceánicos, o por procesos tectónicos de choque de placas que los pliegan y elevan formando nuevas
cordilleras.
En su conjunto, los agentes geológicos externos tienden a nivelar la topografía y lo hacen de una
manera rápida a escala geológica, de modo que, si no fuera por la geodinámica interna hace tiempo
que toda la superficie terrestre se encontraría arrasada y bajo el nivel del mar.
Meteorización
Alteración de las rocas al estar en contacto con los agentes atmosféricos, con la hidrosfera y con la
biosfera.
Se distinguen tres tipos: la meteorización física o mecánica, la meteorización química y la
meteorización biológica.

Meteorización biológica
Puede producirse por:
• Quelación
La materia orgánica depositada en el suelo procedente de las plantas reacciona químicamente con
iones metálicos de los minerales existentes, formando estructuras en las que los iones quedan
atrapados entre la materia orgánica. Dando lugar al humus del suelo y modificando los minerales del
suelo.

• Acuñamiento, roturas.
Se fragmentan las rocas por la acción de raíces en crecimiento y por la actuación de organismos que
construyen canales y galerías. Contribuyen a la meteorización física sin que se formen estructuras
típicas.

Meteorización física
Consiste en la fragmentación de la roca, sin que su composición química varíe.
Fundamentalmente, se debe a los cambios de temperatura que se producen en regiones frías y en
climas desérticos. Esta meteorización es máxima alrededor de los polos, en alta montaña y en
desiertos cálidos. Los mecanismos de la meteorización física son:
• Gelivación
Proceso de helada-deshelada; el frío contrae la roca, mientras que el hielo al aumentar de volumen,
ensancha las fisuras fragmentando la roca.

• Crioturbación
El agua helada y deshelada debajo de los fragmentos rocosos, produce un lento movimiento de
éstos. Se forman suelos poligonales formados por cantos que salen del nivel del suelo y
abombamientos del terreno.

• Termoclastismo: los cambios bruscos de temperatura entre el día y la noche producen
dilataciones y contracciones de las rocas, llegando a fracturarlas, formando arena.

• Seres vivos: Fracturan las rocas por el crecimiento de las raíces de los vegetales o la
excavación desarrollada por algunos animales. Forman grietas en las rocas o aumentan de tamaño
las que ya existían.

• Descompresión: cuando las rocas que se han formado en el interior de la tierra afloran a la
superficie, sufren disminución de presión y temperatura que origina su rotura.

• Haloclastismo: Fragmentación de la roca por la formación de cristales de sal en las fisuras de
éstas. Estos cristales ejercen un efecto de cuña que agranda la grieta y rompe la roca. Se da cerca
de las costas donde el aire transporta cristales de sal marina y en afloramientos de aguas salobres.

Meteorización química
Se produce cuando los minerales que forman la roca reaccionan con los gases de la atmósfera y
forman otros nuevos. Se favorece esta meteorización cuando la humedad atmosférica y la
temperatura son elevadas. Es típica por tanto en climas cálidos y húmedos (intertropicales). Si
previamente ha habido meteorización física, la química gana en intensidad, al presentar la roca
fracturada una mayor superficie meteorizable. Se dan los siguientes procesos en la meteorización
química:
• Disolución
El agua disuelve los minerales solubles y los transporta en horizontal o vertical. Si es en horizontal
provoca lavado de sales. Si es en vertical, se transportan hacia el fondo, o hacia la superficie que por
evaporación precipitan dando en la superficie costras de sal, de cal o caliche.

• Hidrólisis:
El agua disociada reacciona con los minerales de la roca. Sobre todo afecta a los feldespatos, por
ejemplo la ortosa se convierte en caolín y arcilla.

• Hidratación:
Las moléculas de agua se incorporan a la red cristalina de los minerales, hay un aumento de
volumen y un cambio en el mineral. Por ejemplo la anhidrita da lugar a yeso.

• Oxidación-reducción:
Reacciones de pérdida y ganancia de electrones en un mineral haciéndolo más vulnerable a otras
reacciones, como la disolución. El oxígeno disuelto en el agua de la atmósfera reacciona con los
minerales que poseen hierro por ejemplo y los oxida. Estos minerales oxidados son insolubles y
precipitan formando pátinas o concreciones.

Carbonatación:
Es un caso especial de disolución. El agua de la lluvia cargada de CO2 reacciona con los minerales
que forman la roca caliza. La calcita, principal mineral de la caliza, es poco soluble en agua, pero con
el agua cargada de CO2 , se disuelve. La reacción se produce mejor cuando la temperatura del agua

es baja y la presión es alta. Esta reacción es responsable del proceso Kárstico. El agua reacciona
con el dióxido de carbono atmosférico y forma ácido carbónico: CO2 + H2O –> H2CO3
El ácido carbónico disuelve la calcita y forma bicarbonato cálcico soluble:
CaCO3 + H2CO3 –> Ca (HCO3)2 + H2O

Agentes geológicos
• Fenómenos de ladera
Partículas individuales

• Desprendimientos
Caída brusca de bloques de roca

• Avalanchas de rocas
Desprendimientos masivos en seco de arena y rocas
En masa

• Reptación o Creep
Movimiento lento de los suelos por expansión y retracción en laderas arcillosas

• Coladas de barro
Movimiento continuo y rápido de arcillas y limos embebidas en agua sin plano de rotura

• Solifluxión
Movimiento de las partes superiores de suelos arcillosos. Más lento que las coladas de barro. Se
produce en zonas altas

• Deslizamientos
Descenso de una masa de materiales por una superficie de rotura
a) Traslacionales. Superficie paralela al talud
b) Rotacionales. Superficie curva

• Corrientes de turbidez
Mezcla de agua y sedimentos en taludes continentales. Pueden viajar a cientos de kilómetros por
hora y depositar materiales en miles de km2

• Aludes de nieve
Caída de masas de nieve a velocidades de hasta 350 km/h.
• Sobrecarga de nieve en una ladera.
• Fusión capas más profundas
• Deslizamiento de placas de hielo
• Viento
• Aguas superficiales
• Aguas salvajes
• Torrentes
• Ríos
• Aguas subterráneas
• Glaciares
• Olas
• Corrientes litorales
• Corrientes oceánicas
• Seres vivos

Erosión
Desgaste de las rocas producido por los agentes geológicos externos como el agua, el viento, el
hielo, los ríos. Equivale a denudación: quitar la envoltura de la roca y rebajar relieves, al arrancar los
minerales del sustrato rocoso.
Los agentes geológicos externos que producen erosión se llaman agentes erosivos, y son fluidos en
movimiento, que llevarán los materiales arrancados lejos de los lugares en los que se encontraban.

Transporte
Desplazamiento de los materiales procedentes de las rocas de la superficie terrestre.
Cuando la meteorización ha actuado sobre las rocas, los minerales alterados caen por gravedad o
son transportados por los agentes geológicos externos lejos de su lugar de origen.
El transporte puede seleccionar materiales por tamaño: transporte selectivo viento, los torrentes, los
ríos, y el mar.
Puede no tener selección
Glaciares, fenómenos de ladera.
Por modo de transporte

En un fluido los materiales pueden ser trasportados:
• En disolución
Agua en aire. Solutos en agua
• En suspensión
En el medio fluido: Materiales suficientemente finos y fluido turbulento
Polvo en aire, arcillas en agua, cualquier material en glaciares
• Saltación
Choques y rebotes con el sustrato
Arenas del viento o aguas superficiales
• Rodadura
Rodando por el sustrato

• Arrastre
Fondo de corrientes de agua. Glaciares
Flotación
En agua sustancias de poca densidad

Cuando la fuerza de los agentes disminuye, el transporte cesa y los materiales son depositados,
dando morfologías características según el agente geológico que haya actuado.
Sedimentación
Depósito de los materiales que han sido movilizados por los agentes geológicos; principalmente el
agua líquida, aunque también el viento o los glaciares.
Los materiales sedimentarios se acumulan en capas superpuestas, las más recientes encima de las
depositadas anteriormente, denominadas estratos sedimentarios.
El tamaño de los sedimentos y su selección (homogeneidad o heterogeneidad) dependen del tipo de
agente y de su intensidad. Así los glaciares, deslizamientos, corrientes de turbidez y, en menor
medida, las corrientes de agua turbulentas son capaces de movilizar materiales de gran tamaño y los
depositan sin selección, mientras que las corrientes laminares de intensidad constante, como el
viento o las corrientes litorales, depositan materiales muy seleccionados.
La forma de los sedimentos depende del tipo de transporte, distancia recorrida y resistencia del
material.
Son más angulosos los que han recorrido distancias cortas o han viajado en suspensión en el agente
(como los glaciares) mientras que son más redondeados los materiales blandos con recorridos
importantes como carga de fondo o por saltación.

Por su origen los sedimentos se pueden dividir en depósitos de tipo mecánico, químico y orgánico.
• Sedimentos mecánicos o detríticos
Se acumulan cuando la energía del agente que transportaba fragmentos de rocas disminuye y éstos
se depositan.
• Sedimentos químicos
Se forman por precipitación al mezclarse masas de agua de composición diferente, variar la
temperatura de una disolución o evaporarse una masa de agua con solutos.
• Sedimentos orgánicos
Son los producidos por acumulación de restos de seres vivos, ya sea de caparazones o esqueletos o
de la propia materia orgánica.

Por su tamaño los sedimentos se clasifican en bloques, cantos, guijarros, gravas, arenas, limos y
arcillas.

Sedimento Tamaño Agentes
bloques > 25 cm Sólo son depositados por fenómenos de ladera o glaciares
25 cm - 6,4 agentes geológicos de alta energía como torrentes, ríos en sus tramos
cantos
cm, altos o medios, corrientes litorales importantes, deslizamientos, corrientes
guijarros* 6,4 cm - 4 mm de turbidez, etc. Su litificación da lugar a las rocas sedimentarias
gravas 4 mm - 2 mm conocidas como conglomerados o ruditas.
Se producen por meteorización y erosión de las rocas y selección
posterior de los fragmentos de estos tamaños por agentes geológicos. Los
granos de arena pueden estar formados por minerales resistentes que han
quedado libres al meteorizarse el resto de los minerales de la masa rocosa
de la que formaban parte (sobre todo cuarzo, también feldespatos, circón,
arenas 2 mm - 50 µm
granates,...), por pequeños fragmentos de rocas erosionadas o por restos
de conchas de animales marinos. Los depósitos de arenas pueden ser de
origen fluvial en tramos medios y bajos (arenas de aluvión), costeros
(playas) o eólicos (dunas). La litificación de las arenas producen las rocas
sedimentarias conocidas como areniscas.
Están formados fundamentalmente por minerales arcillosos con
limos 50 µm - 2 µm fragmentos de cuarzo y otros minerales como calcita o limonita. A veces
los forman caparazones o restos orgánicos de microorganismos.
Están formadas fundamentalmente por granos finos de cuarzo y minerales
arcillosos. Las arcillas carecen de brillo, se empapan fácilmente con el
arcillas < 2 µm
agua haciéndose plásticas y resbaladizas y aumentando habitualmente de
volumen.
*a veces se incluye en el grupo de las gravas los sedimentos de ente 2 mm y 6,4 cm eliminando el
grupo de los guijarros

Los limos y arcillas reciben en conjunto el nombre de pelitas. Suelen depositarse por decantación de
partículas coloidales en el agua o por depósito de partículas en suspensión en agua o aire. Para ello
se requiere un medio muy tranquilo, siendo las cuencas de acumulación más importantes los fondos
de los océanos, marismas y albuferas costeras, llanuras de inundación fluviales y cuencas lacustres.
Un caso especial de sedimentos limosos y arcillosos depositados por el viento recibe el nombre de
Loess. La litificación de pelitas da lugar a las lutitas o rocas arcillosas.

Por el tipo de agente que los transportó. Se distinguen:
• Movimientos de ladera de partículas sueltas.
Fundamentalmente desprendimientos de rocas.
• Movimientos de ladera en masa.
Deslizamientos, solifluxión y reptación.
Sus depósitos son denominados coluviones.
• Sedimentos eólicos
Depositados por el viento.
Se trata de arenas muy clasificadas (dunas) o limos y arcillas (loess)
• Sedimentos fluviales.
Son depósitos de los ríos y torrentes.
Se denomina aluviones y su grano depende de la energía de la corriente de agua.
Generalmente están poco clasificados debido a los cambios de caudal de la masa de agua.
• Sedimentos glaciares.
Reciben el nombre de morrenas o tillitas.
Se trata de materiales detríticos muy poco clasificados y de muy diversos tamaños.
• Sedimentos lagunares.
Depositados en masas de agua continentales.
Pueden ser materiales detríticos desde gruesos a finos, depósitos químicos (por precipitación o
evaporación) o restos orgánicos (principalmente en forma de turbas).

• Depósitos de aguas subterráneas.
Se trata de precipitaciones de sustancias químicas importantes en el proceso de cementación de las
rocas sedimentarias.
• Sedimentos deltáicos.
Depositados en la zona de desembocadura de ríos.
Suelen ser materiales detríticos medios o finos con una cantidad variable de restos orgánicos o
químicos.
• Sedimentos litorales o costeros.
Depositados por las olas y corrientes litorales.
Son detríticos gruesos en zonas expuestas (acantilados), y más finos detríticos, orgánicos o
químicos, en zonas recogidas (playas y albuferas).
• Sedimentos de plataforma continental.
Formados esencialmente por materiales detríticos finos (limos y arcillas), químicos por precipitación
(calizas) y orgánicos (microorganismos, moluscos, arrecifes...)
• Turbiditas.
Depósitos en flysch al borde de los taludes continentales producidos por grandes deslizamientos
submarinos llamados corrientes de turbidez.
• Sedimentos de fondos oceánicos.
Se trata fundamentalmente de arcillas detríticas y restos orgánicos silíceos (a profundidades
superiores a 3.000 o 5.000 m los carbonatos se solubilizan).
El estudio de los sedimentos y las rocas sedimentarias (facies sedimentaria) proporciona abundante
información de los agentes actuantes y condiciones físicas y químicas bajo las que se produjo el
depósito. Además, en numerosas ocasiones, contienen fósiles lo que permite una cómoda datación.
Por ello son esenciales para el estudio de la historia de la Tierra.

Diagénesis
La litificación, diagénesis o litogénesis sedimentaria es el proceso por el cual los sedimentos no
consolidados se transforman en una roca sedimentaria.
Para que se produzca se necesita un aumento de presión y temperatura moderados sobre los
sedimentos.
Las presiones y temperaturas necesarias son variables dependiendo del tipo de sedimento, así como
los procesos físicos y químicos que ocurren en ellos. Los más frecuentes son los siguientes:
• Compactación mecánica de los materiales:
El aumento de presión causa la aproximación entre materiales detríticos, orgánicos o químicos del
sedimento, rellenando los huecos que contenían aire o más habitualmente agua.
• Deshidratación:
Supone la pérdida de agua por migración. Generalmente va pareja a la compactación.
• Disolución de minerales.
Algunos minerales al aumentar la temperatura o la presión se disuelven y crean una porosidad
secundaria.
• Recristalización:
Algunos minerales forman nuevos cristales reorientados o por unión de minerales preexistentes.
• Cementación con nuevos minerales.
El agua contenida en los sedimentos precipita minerales que unen las partículas de mayor tamaño.
Algunos minerales al recristalizar actúan de la misma manera.
En ocasiones la disolución y la precipitación van parejas sustituyéndose un mineral por otro sin
cambio de volumen. Existen numerosos tipos de cemento siendo los más habituales los calcáreos
CaCO 3, los silíceos SiO 2 y los ferruginosos tipo limonita Fe(OH)x

• Formación de nuevos minerales.
Algunos minerales son inestables en condiciones de presión y temperatura reinantes y se
transforman en otros.

Los procesos de litificación tienen lugar habitualmente en las propias cuencas sedimentarias y su
duración es muy variable. (
Pueden durar incluso millones de años).
El límite en las condiciones de litificación se sitúa en unas temperaturas de hasta 200 o 300ºC y unas
presiones de hasta unos 2 Kbar, sobrepasados estos límites los minerales sufren unas
transformaciones más profundas hablándose entonces de procesos metamórficos.

Tipos de modelado
Se habla de modelado terrestre en sentido estricto al estudio de la forma del terreno como
consecuencia de los agentes geológicos externos que actúan sobre él.
Son muy variadas las formas que caracterizan una región: valles, montañas, glaciares, mesetas,
llanuras, costas...
Todas ellas constituyen el relieve que ha sido esculpido por una serie de factores de forma lenta,
salvo en determinados procesos como el vulcanismo, formación y desplazamiento de dunas, riadas o
desprendimientos en los que se da de forma más rápida.
Entre los factores que modelan el relieve se encuentran los agentes geológicos externos, el clima, la
litología y la estructura de las rocas.
El clima condiciona el que actué un agente geológico externo u otro, o varios conjuntamente dando
formas características.
La litología o naturaleza de la roca es un factor propio del terreno sobre el que actúan los agentes
geológicos externos.
La estructura o posición con que aparecen las rocas, así como sus planos de ruptura, también
marcará la actuación de los agentes externos.
La Geomorfología es la ciencia geológica que estudia el modelado del relieve de una región y los
procesos que la generan. Durante los tiempos geológicos, se ha subdividido en tres ramas para
estudiar el modelado del relieve según estos tres factores: modelado climático, modelado litológico y
modelado estructural.
A continuación se pone algún ejemplo de modelado debido a determinados agentes geológicos

Modelado Fluvial
Los agentes geológicos predominantes son los ríos y los fenómenos de ladera
Ríos y fenómenos de ladera forman valles: Ríos arrastras materiales que reponen las laderas.
La energía del proceso es la energía potencial gravitatoria.
La energía del río depende del caudal y de la velocidad del agua.
En zonas de gran pendiente la velocidad del agua erosiona y transporta materiales gruesos, en
zonas de menor pendiente sólo puede hacerlo con materiales más finos.
Si un río actúa durante un tiempo prolongado en una zona tiende a alcanzar un perfil de equilibrio en
el que cada tramo recibe del anterior lo mismo que transporta.
El perfil real de un río tiende a acercarse al perfil de equilibrio.

En un valle fluvial podemos apreciar varias zonas:
• Valle mayor
Llega hasta la divisoria de aguas
En él se localizan las terrazas fluviales
• Valle menor
Queda definido por el cauce del río, que comprende:
a) Canal por donde fluye el agua cuando el río lleva un caudal normal
b) Llanura aluvial, de inundación o vega por donde el agua discurre cuando el río se desborda.

En su recorrido longitudinal se puede distinguir en un río diversos tramos de características
diferentes:
• Las cabeceras o tramo alto
Pendientes altas
Encajamiento del río con valles en V
Rápidos, cascadas, marmitas de gigante
Erosión remontante con el paso del tiempo.
Sedimentos gruesos: Cantos rodados, gravas, arenas
Valles en V

• El tramo medio
Menor pendiente
Valles en artesa por aporte de sedimentos: llanura aluvial
Cauces anastomosados y meandros
Llanura de inundación.
Terrazas fluviales climácicas
Valle en artesa

• El tramo bajo
Valles en artesa amplios
Meandros
Terrazas fluviales
Predominio de limos y arenas finas
Meandros: curvas del río en forma de herradura. En la orilla cóncava del meandro se produce erosión
y en la convexa sedimentación. De esta forma el meandro sufrirá un estrangulamiento con el paso
del tiempo y el trazado del río se acortará. Al tramo de meandro estrangulado se llama meandro
abandonado o lago semilunar que posteriormente se deseca.
Meandros
Terrazas fluviales climáticas: producidas por alternancia de épocas glaciares (frías y con abundantes
precipitaciones) y las interglaciares (cálidas y secas). En las épocas glaciares los ríos tenían caudal
abundante y transportaban mucha carga que abandonaban en el tramo medio. En las épocas
interglaciares los ríos se encajaron en las llanuras aluviales formadas anteriormente.
Terrazas fluviales eustáticas que dependen del nivel de base del río. En épocas interglaciares en las
que hay fusión del hielo glaciar se produce una elevación del nivel del mar, por tanto la
desembocadura de los ríos asciende, con lo que la energía potencial de los ríos disminuye
depositándose los aluviones en el tramo final. En épocas glaciares hay un descenso del nivel del
mar, las desembocaduras descienden aumentando la energía potencial y los ríos se encajan en los
aluviones de la desembocadura formando las terrazas.

La desembocadura en un mar o un lago pueden deltas o estuarios.
Los deltas se dan en ríos que tienen suficiente energía para transportar carga hasta el mar y éstos no
tienen corrientes marinas u oleaje fuerte que dispersen los materiales.
Delta
Los estuarios se forman en costas que se hunden y el mar inunda la desembocadura. Hay un
intercambio de materia y energía fluvio-marina.
Estuario

Modelado Eólico
Principal agente geológico es el viento.
Para que actúe el viento de manera apreciable es importante que sean zonas secas, con materiales
detríticos sueltos y desprovistas de vegetación: desiertos, zonas rocosas, playas, lechos de ríos
secos y zonas glaciares y periglaciares.

Las acciones del proceso eólico son:
• Erosión:
o Por deflación
Arranque y vaciado
o Corrosión o abrasión
Arranque y desgaste
Deja rocas pulidas, crestas en las rocas, alvéolos o taffoni, acanaladuras, estrías y rocas con forma
de seta.
• Transporte
Muy selectivo debido a la escasa fuerza del viento que separa por tamaños los materiales que va a
desplazar.
Los materiales de menor peso los traslada lejos del lugar de origen, los más pesados muy cerca. Así,
en zonas desérticas, podemos distinguir concéntricamente:
Desierto de roca o hammada
Afloran rocas desprovistas de sedimentos pues son movilizados por el viento
Desierto de piedra o reg
Quedan materiales gruesos pero no los finos
Desierto de arena o erg.

Sedimentación de arenas
• Sedimentación:
Los materiales transportados son depositados cuando el viento pierde velocidad o aumenta la
humedad del aire.
En zonas áridas la carga desplazada cerca del suelo forma dunas. La arena se deposita desde
barlovento a sotavento, por donde la pendiente es pronunciada y crece la duna.
Las acumulaciones de forma ondulada se denominan ripples o rizaduras si son de tamaño pequeño,
dunas de tamaño mediano y draas si son grandes colinas de arena.
Las dunas tienen morfologías diversas según la dirección del viento predominante en la zona, la más
típica es el barján o duna en forma de media luna.
Dunas
Cuando el material depositado es de limo se forma el loess.

El material se transporta a grandes distancias al tener tamaños del orden de 0,02 mm. Según la
procedencia del material, se distingue un loess glaciar y periglaciar y un loess desértico.
En los medios áridos el proceso eólico es muy intenso.
Cuando en estas zonas el viento se lleva la fracción más fina de material se forman depresiones por
excavación. A veces la denudación puede llegar hasta el nivel freático, aflorando el agua subterránea
y formarse un oasis.
A pesar de la importancia del viento en estas zonas el principal agente geomorfológico es

Modelado Glaciar
Principal agente geológico es el hielo
Se produce en regiones en las que la nieve se acumula en sucesivos años. Para ello la temperatura
media anual debe ser muy baja, habitualmente inferior a 0ºC, y el régimen de precipitaciones tal que
parte de la nieve caída en una temporada no se deshiele o sublime totalmente. En estas
circunstancias la nieve se acumula y forma la neviza, que se va compactando al expulsar el aire,
formándose el hielo.
Este hielo es capaz de fluir de zonas altas a zonas bajas, por acción de la gravedad. Este hielo
acumulado en grandes masas, forma los glaciares.
El hielo en ellos es plástico en la parte inferior y rígido en la superficie, por lo que es capaz de
desplazarse, pero en su movimiento se fragmenta formando bloques, los seracs y grietas o
crevasses.
La velocidad de avance del glaciar es pequeña, del orden de metros por año.
Un glaciar tiene aportes por precipitación de nieve y pérdidas por fusión y sublimación de forma que
el frente del glaciar, puede avanzar y retroceder.
Suelen avanzar en épocas glaciares y retroceder en épocas interglaciar.
Según se desplaza el hielo del glaciar, erosiona las rocas por las que fluye, dejando en ellas estrías
de erosión.

Transporta materiales de todos los tamaños sin clasificar.
Estos materiales no seleccionados, cuando dejan de ser transportados, forman depósitos de
sedimentos como los till, que es una mezcla heterogénea de rocas de distinto tamaño, desde la
arcilla a cantos; las morrenas que son acumulaciones de rocas que forman franjas deposicionales; y
las varvas que son bandas anuales con alternancia de colores claros y oscuros que se corresponden
con depósitos de materiales finos en los lagos glaciares.

Los principales tipos de glaciares son:
Glaciares alpinos, de montaña o de circo:
Se forman en zonas montañosas.
Tienen una depresión central, el circo glaciar, una elevación o umbral, y una zona por la que el hielo
se desborda y desplaza, la lengua glaciar.
Cuando el hielo de la lengua glaciar se funde, quedan los depósitos de la carga que transportaba el
glaciar, las morrenas.
Dependiendo de dónde se sitúe la morrena se distinguen: morrena de fondo, lateral, central y frontal.
Cuando se retira el hielo el valle que deja el glaciar tiene un típico perfil en U y normalmente sobre él
se situará un valle fluvial.
Además, aparecen lagunas o lagos en el circo glaciar.

Cuando confluyen varios circos, la erosión del hielo de sus lenguas, dejan picos montañosos en
forma piramidal llamados horn.

Glaciar alpino

• Glaciar de meseta
Son glaciares continentales frecuentemente clasificados como un subtipo de los de casquete, pero
con dimensiones menores a 50.000 km 2. Tienen forma cupuliforme por encontrarse condicionados a
las mesetas sobre las que se desarrollan. El desplazamiento del hielo es centrífugo. En los bordes
del glaciar se forman lenguas que quedan confinadas en valles.
Glaciar meseta
Glaciar de casquete o inlandsis
Ocupan las regiones polares y circumpolares. Tienen un espesor de 2.000 a 3.000 m. El movimiento
del hielo es radial desde zonas de acumulación del hielo en la parte central a zonas de ablación o de
fusión del hielo, en las áreas más externas. Como formas de erosión aparecen depresiones o
cubetas que al retirarse el hielo forman lagos, como ocurre en Finlandia y Suecia. Como formas de

depósito aparecen: morrenas de fondo muy extensas; till y una morrena frontal de miles de
kilómetros.
Inlandsis

Modelado Periglaciar
Se produce en regiones de alta montaña y desiertos fríos.
La litología tiene poca importancia. Escasa actividad orgánica.
Los procesos de helada y deshelada son fundamentales en el modelado. Pueden ser estacionales o
diarias.
En el suelo se forma permafrost y mollisuelos.

Los fenómenos más importantes son:
• Gelivación, gelifracción o crioclastismo.
Consiste en la rotura de las rocas cuando el agua que existe en las fisuras de las rocas se congela.
Se forma hielo, que actúa a modo de cuña, fragmentando la roca.
Las formas producidas por gelivación son relieves dentados y canchales.
• Crioturbación
La formación del hielo en rocas plásticas, como las arcillas, produce unos pequeños plegamientos en
los estratos. Cuando se deshace el hielo, se forma un barro pastoso, que sí se origina sobre una
pendiente, se traslada como una colada fangosa.
Esto es la gelifluxión en el modelado periglaciar, que es análoga a la solifluxión, en los interfluvios.
Las formas que produce la crioturbación son abombamientos en el suelo llamados pingos o césped
almohadillado. Origina suelos poligonales.
• Sedimentación de loess periglaciar
Depósito proveniente de las áreas que estuvieron cubiertas con el hielo cuaternario.
Cuando se retira el hielo, el viento transporta los materiales más finos lejos de su lugar de origen,
dando el loess, inmejorable para la agricultura de cereales.
Zona periglaciar

Modelado Kárstico
Es un tipo de modelado en el que lo más iumportante es la litología. Se desarrolla en la roca caliza.
Se producen acciones químicas como disoluciones, hidrataciones, sustitución iónica, oxidaciones y
precipitaciones y acciones físicas como transferencia de masa y difusión.
Las calizas son rocas duras y compactas pero muy fisuradas.

El proceso Kárstico se desarrolla en tres fases: erosiva, sedimentaria y clástica.
Fase erosiva:
Por las grietas y diaclasas de la caliza penetra el agua de lluvia.
Ejerce un efecto erosivo en superficie y en profundidad, hasta llegar al nivel de base, donde forma
una corriente de aguas subterráneas.
La acción erosiva del agua, depende de la cantidad de CO2 que contenga, procedente de la
atmósfera.
El CO2 se disuelve mejor en climas en los que el agua de lluvia está a temperaturas bajas. En climas
continentales fríos y templados húmedos, el Karst se desarrolla muy bien.
En climas cálidos se desarrolla mal, por lo que el modelado aquí se produce por acción de las aguas
torrenciales, formando cerros aislados dando un Karst en torrecillas o tropical.
La temperatura baja y la presión, favorecen la disolución.
La disolución en superficie origina lapiaces y lenares que son acanaladuras y oquedades en la roca.
Se forman también por disolución o subsidencia depresiones en la superficie más o menos
circulares, las dolinas. Son de fondo plano o en embudo y paredes escarpadas que conectan aguas
superficiales con subterráneas porque son sumideros del agua de escorrentía, salvo que hayan
quedado colgadas.
El fondo puede presentar coluviones procedentes de las paredes y de material disuelto.
En Castilla se llaman también torcas y en Centroamérica cenotes.
Si se unen dos dolinas forman una uvala. Si las dolinas son muy grandes se llaman poljes.
Si continua la disolución en profundidad se origina una sima, que sería una dolina con fondo en
forma de embudo muy profundo.
Cuando la disolución se desarrolla sobre diaclasas horizontales se originan cuevas y galerías.
Los hundimientos de los techos originan depresiones llamadas torcas.

La disolución de la caliza se realiza mediante la reacción:
CaCO3 + CO2 + H2O + impurezas cementadas –> Ca (HCO3)2 + impurezas
La calcita (CaCO3) es insoluble, las impurezas cementadas con la calcita son fundamentalmente
arcillas, óxidos de hierro y sílice que quedan libres cuando se produce el bicarbonato cálcico (Ca
(HCO3)2) que es llevado en disolución por el agua.
Fase sedimentaria:
Al disolverse la caliza, las impurezas que contiene, quedan como un residuo de alteración formado
por arcillas rojas con óxidos de hierro y sílice.
Se llaman arcillas de descalcificación porque quedan sueltas al descalcificarse la caliza para formar
bicarbonatos solubles que el agua transporta en disolución.
Se depositan en las torcas y dolinas formando la terra rossa.
Cuando se desprende CO2 de la disolución porque disminuye su concentración, lo que ocurre en las
cuevas o en las surgencias, se invierte la reacción y el carbonato cálcico precipita.
En las cuevas, el goteo del agua desde el techo, produce las estalactitas que cuelgan del techo y las
estalagmitas que se forman en el suelo.
En las surgencias, que es la zona en la que el río subterráneo sale de nuevo a la superficie, se
producen las tobas calizas que son concreciones de carbonato cálcico que ha precipitado sobre
plantas semiacuáticas.
Esto se debe a que la vegetación atrapa el CO2 y desplaza la reacción química hacia la precipitación
del carbonato

Fase clástica:
Se producen hundimientos en los techos de las cuevas y galerías, formándose un paisaje ruiniforme
llamado torcal.
En ocasiones este hundimiento da lugar al afloramiento de aguas subterráneas, las surgencias o
manantiales. Cuando el manantial es intermitente por el paso del agua a través de una galería en
forma de sifón se originan fuentes vauclusianas.

Modelado Litoral
Acción que produce el mar sobre la línea de costa.
La dinámica marina la llevan a cabo las olas ayudadas por mareas y corrientes litorales.
Las mareas son producidas por la atracción gravitatoria entre la Luna, la Tierra y el Sol.
Son movimientos regulares y periódicos que consisten en ascensos y descensos del nivel del mar.
Cuando la marea está alta es la pleamar. Cuando esta baja es la bajamar. Esto se aprecia muy bien
en las costas.
Las corrientes que producen las mareas, de flujo de agua hacia la costa y reflujo o retirada de agua
desde la costa, transporta materiales a lo largo de ella. Son las corrientes de marea.
Las olas son el resultado del rozamiento entre el viento y la superficie del agua.
Las partículas de una ola describen un movimiento circular.

Cuando la ola llega a un fondo poco profundo, se crea una deformación en la trayectoria, disminuye
la longitud de onda, aumenta la amplitud, la ola deja de ser estable y rompe sobre la costa.
En las costas acantiladas hay erosión al romper la ola contra las rocas y comprimir el aire que hay
entre las diaclasas. Al retirarse la ola habrá descompresión y luego compresión con la siguiente ola.
También hay disolución de la roca con el agua y abrasión por los materiales detríticos que transporta.
Las olas remueven multitud de piedras sueltas en la base del acantilado, lo que produce un socavón.
El resultado, a lo largo del tiempo, es un desplome de la parte alta, lo que produce el retroceso del
acantilado y la creación de un fondo plano recubierto de piedras, la plataforma de abrasión marina.
La plataforma se inunda durante la pleamar y queda al descubierto en bajamar.
El retroceso del acantilado dejará de producirse cuando la acción del oleaje sobre él, no sea eficaz
porque la plataforma de abrasión sea muy ancha.
El acantilado se erosiona más en la parte donde los materiales son más blandos. Por tanto se crean
costas con formas diferentes como calas, islotes, arcos naturales.
La energía que transporta la ola, está repartida homogéneamente en todo el frente de la ola.
En las costas con salientes, la ola choca antes en éstos, concentrando más la energía y atenuándose
en las ensenadas, por lo que se crean corrientes de deriva que se desplazan desde los lados del
saliente a las playas.
En las costas bajas el oleaje pierde energía poco a poco, porque el fondo tiene una suave pendiente
hacia el mar. Los materiales más gruesos de la abrasión costera son llevados más allá de la
plataforma litoral, formando las terrazas marinas.
Las arenas se depositan formando playas; las más gruesas en la parte alta de la playa, formando el
cordón litoral.
En la mayoría de las costas, las olas se acercan a la playa con un ángulo oblicuo, en lugar de hacerlo
de forma paralela, pero al llegar a aguas poco profundas, como la velocidad de las olas va
disminuyendo progresivamente, tienden a hacerse paralelas a la costa. Este fenómeno se llama
refracción de las olas.

A pesar de ello, las olas tienden a llegar a la playa de forma oblicua arrastrando cantos y arena.
Cuando la ola pierde energía, el agua se retira de la playa hacia el mar, siguiendo la pendiente del
fondo y ayudada por la fuerza de gravedad. Las partículas son arrastradas hacia el mar y quedan en
posición lateral con respecto a la que tenían en un principio. Este proceso se llama deriva de playa.
Es un proceso muy importante en la evolución de la línea de la costa. En él, la multitud de partículas
de arena, se desplazan grandes distancias a lo largo de la costa ya que son innumerables las olas
que llegan a la playa y casi siempre con una dirección predominante.
Las corrientes de deriva costera son aquellas corrientes que se forman cuando la ola que llega a la
costa ha sido producida por fuertes vientos y, el exceso de agua que ha llegado a la costa en su
retroceso hacia el mar, crea una corriente de deriva que transporta arena a lo largo del fondo del mar
en dirección paralela a la costa. Cuando la deriva de playa y la deriva costera desplazan a las
partículas en la misma dirección se forma un transporte de material combinado entre ambas llamado
deriva litoral.
Cuando existe una ensenada, la deriva litoral continua por toda ella, dando un depósito de
sedimentos, que se extienden hacia mar abierto, llamado flecha litoral.
En aguas poco profundas de la bahía, por la refracción de las olas, los sedimentos son transportados
por la deriva litoral alrededor de la flecha.
Cuando el extremo de la flecha se curva hacia la tierra se le llama restinga. Una flecha litoral puede
crecer, extenderse por la entrada de la bahía y formar un cordón litoral.
La deriva litoral en una isla puede originar un tómbolo.
Cuando la barra de arena interrumpida por canales, cierra una bahía y deja en medio una laguna, es
una albufera.

Los tipos de costa que se pueden formar dependen de si los procesos que predominen en ellas son
de erosión o de sedimentación.
• Costas de erosión
Fiordos, originados por la inundación de antiguos valles glaciares
Rías, que son antiguos valles fluviales inundados y los acantilados.

• Costas de sedimentación
Playas

Marismas. La marisma es una llanura en la línea de costa, donde el lado adyacente al mar se inunda
periódicamente de agua, teniendo influencia marina y continental por la desembocadura de un río.
El continente a lo largo del tiempo puede emerger o hundirse variando la línea de costa.
Se forman costas de hundimiento como los acantilados, terrazas costeras, rías o fiordos y de
emersión como las playas.
La desembocadura de los ríos en la línea de costa puede dar lugar a deltas y estuarios que también
son formas de sedimentación

Yacimientos minerales
Los materiales económicamente rentables tienen un origen geológico muy variado pero suelen
formarse las concentraciones en procesos de diferenciación geoquímica principalmente magmáticos
o sedimentarios.

Los principales son los siguientes:
• Yacimientos Ortomagmáticos o de Segregación
Acumulación en cuerpos intrusivos por diferenciación magmática por gravedad.
Cuando un magma consolida algunos minerales de mayor punto de fusión forman cristales que se
hunden en la masa fundida, enriqueciéndose la base de las cámaras magmáticas en estos
minerales.
Así se forman importantes yacimientos pentlandita (Ni), cromita (Cr), titanita (Ti) y magnetita (Fe) y
aleaciones de metales como Pt, Pd, Ir, Os, Ni

• Yacimientos Neumatolíticos
Filones pegmatíticos procedentes de las últimas fases de consolidación magmática.
Las pegmatitas son rocas filonianas enriquecidas en muchos minerales útiles como casiterita (Sn),
berilo (Be), wolframita (W), molibdenita (Mo), oro, calcopirita (Cu,Fe), galena (Pb), uranita (U), etc...

• Yacimientos Piro-metasomáticos
Aureolas metamórficas en masas plutónicas.
En zonas de contacto de los magmas con rocas encajantes se produce metamorfismo de contacto
que acumula determinado minerales como oligisto (Fe), pirita (Fe), calcopirita (Cu,Fe), galena (Pb),
molibdenita (Mo)...

• Yacimientos Hidrotermales
Precipitación de disoluciones en agua a elevada temperatura (50 - 500ºC) procedentes de magmas o
procesos metamórficos.
Se forman al atravesar el agua a elevada temperatura masas rocosas en las que es capaz de
disolver determinados minerales que luego precipita en filones durante el desplazamiento a zonas
más frías.
Se concentran sí numerosos minerales útiles como pirita (Fe), blenda (Zn), calcopirita (Cu,Fe),
arsenopirita (As), bornita (Cu), galena (Pb), casiterita (Sn), cinabrio (Hg), esfalerita (Zn), wolframita y
scheelita (W), molibdenita (Mo), plata, oro...

• Yacimientos Metasomáticos hidrotermales
Reacción de las rocas con disoluciones hidrotermales.
Se producen por reacciones químicas o sustituciones de los compuestos de una disolución
hidrotermal con las rocas encajantes. Se concentran así determinadas menas de minerales como
blenda (Zn), siderita (Fe), cinabrio (Hg)...

• Yacimientos Volcánicos o Efusivos
Minerales concentrados en rocas volcánicas.
Son poco frecuentes, pero pueden dar en ocasiones yacimientos importantes como los de diamantes
en chimeneas volcánicas de kimbrelitas o yacimientos de pirita o calcopirita.

• Yacimientos de alteración
Alteración superficial de minerales.
Determinados minerales al alcanzar la superficie sufren alteraciones como la oxidación,
carbonatación o disolución y precipitación por aguas subterráneas que pueden dar lugar a
yacimientos minerales como limonita (Fe), hemimorfita y smithsonita (Zn), anglesita y cerusita (Pb),
malaquita, azurita y cobre nativo (Cu)
Los procesos sedimentarios también son capaces de dar lugar a diferenciación geoquímica y a la
acumulación de materiales útiles:

• Yacimientos evaporíticos.
Se producen por la precipitación de minerales al evaporarse una masa de agua.
En estos depósitos se concentran sales principalmente halita, silvina, yeso y anhidrita.

• Yacimientos detríticos.
Los agentes geológicos pueden concentrar determinados minerales al ser depositados por tamaños
o densidades.
Esto ocurre en los denominados placeres, depósitos fluviales de arenas o gravas ricas en oro,
platino, diamantes, casiterita (Sn), ilmelita (Ti), circón (Zr) o magnetita (Fe)

• Yacimientos organógenos.
Son aquellos en los que se han acumulado sustancias útiles a partir de restos de seres vivos o como
consecuencia de su metabolismo.
De este modo se generan los depósitos de carbón, petróleo y algunos fosfatos.

• Yacimientos lixiviados o residuales.
Se producen por el enriquecimiento en minerales no solubles que se da en suelos muy lavados,
frecuentemente tropicales.
De esta manera se generan las lateritas ricas en limonitas (Fe) y bauxitas (Al).

Recursos procedentes de la geosfera
La geosfera es fuente de importantes recursos, los principales son:
Recursos mineros
Energía geotérmica
Energía procedente de combustibles fósiles
Energía nuclear
Suelo
La mayoría de estos recursos no son renovables y se encuentran en cantidades limitadas para su
uso actual.
Su uso genera impactos importantes sobre el medio ambiente

Recursos mineros
Obtención de materiales de origen mineral de la corteza terrestre.
La minería es una actividad humana muy antigua, anterior a la agricultura y ganadería. La mayor
parte de los materiales utilizados en la civilización actual proceden de extracciones mineras.
De las minas se extraen gran cantidad de productos diferentes:
• Minerales ricos en metales útiles: Fe, Ni, Co, Ti, V, Cr, Cu, Pb, Sn, Zn, U, Ra, Li, Ge, Ga, As,
y otros
• Metales preciosos: Au, Ag, Pt
• Minerales industriales: Azufre, cuarzo, sal gema, amianto, talco, feldespatos, fosfatos,
grafito,...
• Materiales de construcción:
a) Arena, grava, arcilla para cerámicas
b) Calizas para cal y cemento
c) Pizarras para tejados y rocas ornamentales como muchas plutónicas y metamórficas
(mármoles, granitos, etc)
• Gemas: Diamantes, rubíes, zafiros, esmeraldas,...
• Materiales energéticos: Carbón, petróleo, gas natural, uranio.
• Materiales de transformación de hidrocarburos
La localización de los yacimientos o canteras de materiales útiles es muy variada así como el tipo de
roca o sedimento extraído y la concentración del producto útil, pudiendo encontrarse desde
materiales sueltos a rocas muy duras y minerales casi puros a rocas con contenidos muy bajos del
material buscado.

Sobre la viabilidad económica de la extracción de un mineral intervienen factores variados como son:
- el precio de mercado del material extraible
- la concentración del mineral
- la accesibilidad al yacimiento
- la profundidad o modo de extracción
- la cantidad de reservas que permitan un desarrollo minero.
En cualquier caso la minería requiere un intenso consumo energético
En un mismo yacimiento se encuentran siempre asociados minerales útiles para la explotación
industrial con otros que no los son. A los primeros se les conoce como menas y a los segundos como
gangas.

En cuanto a métodos de extracción básicos se pueden clasificar en los siguientes tipos:
Minería de superficie o a cielo abierto
Se extrae el mineral socavando la superficie
Se emplea en yacimientos superficiales o con poca riqueza
Tienen a favor su economía.

Utiliza maquinaria de gran tamaño
De este modo se obtiene:
- Gran parte del carbón
- Gran parte de las menas metálicas.
- Materiales de construcción de bajo valor (canteras) que se localizan lo más próximas posibles a los
lugares de consumo.
Los impactos ambientales son importantes (paisaje, suelo, ruido)

Minería subterránea
Consiste en la perforación de galerías y pozos a veces a grandes profundidades, hasta 4.000 m.
Se emplea en yacimientos de alta ley
La extracción se realiza por excavación en el caso de rocas blandas como carbón, sales o bauxita o
mediante la utilización de explosivos en el caso de rocas duras.
Ambientalmente es más electiva

Dragado
Consiste en la extracción de materiales de los fondos de mares o lagos.
De esta forma se obtienen áridos, oro y diamantes y es posible su uso futuro para la extracción de
nódulos de magnesio y otros minerales de los fondos oceánicos.

Perforación
Se emplea para la obtención de minerales blandos, líquidos o solubles, como petróleo y gas, azufre,
sal, bauxita o carbón. Para ello se introducen tubos hasta alcanzar el material a extraer y se le hace
ascender en estado fluido (gas, líquido, sal solubilizada o en suspensión) por la propia presión a que
está sometido (petróleo y gas) o por bombeo.

Etapas de una explotación minera moderna
• Exploración
Diversos métodos para la detección de la presencia de minerales útiles
• Valoración del yacimiento
Estudio de variabilidad actual y futura
• Explotación
a) Extracción: Arranque, carga y transporte
b) Procesamiento: Trituración, lavado, concentración, filtrado...
c) Utilización de minerales útiles
d) Vertido de ganga
• Recuperación ambiental de la zona

La minería suele tener un importante impacto ambiental:
- Grandes pendiente y eliminación de plantas y suelo en minería a cielo abierto
- Hundimientos en minería subterránea
- Acumulación de gangas
- Impacto paisajístico
- Sustancias contaminantes

Principales recursos aportados por la minería
• Metales
El más importante en cantidad es el hierro que se utiliza para fabricar acero y otras aleaciones
Menos importantes Aluminio, Cobre, Plomo, Cinc, Estaño, Magnesio
Metales preciosos: Oro, plata, platino

• Materiales de construcción
Arena, grava, yeso
Arcilla para ladrillos
Caliza y arcilla para fabricar cemento y cal
Cuarzo para vidrio
Piedras naturales: Pizarras, caliza, granitos, mármoles
Rocas porosas: Relleno con poco peso

• Gemas y piedras preciosas
Diamantes, esmeraldas, rubíes, zafiros, ópalos, ámbar...

• Sales
Nitratos, fosfatos y sales potásicas para abonos
Sal para mesa, conservas, descongelante y otras aplicaciones

• Minerales energéticos
Carbón: Siderúrgica. Centrales eléctricas
Petróleo: Combustibles para motores. Centrales eléctricas
Gas: Uso doméstico. Centrales eléctricas
Uranio. Centrales eléctricas

• Transformación de hidrocarburos
Asfaltos Carreteras, sellados de superficies
Plásticos Envases, piezas de máquinas muy variadas con características muy...
Disolventes orgánicos variados: Éter, cloroformo, benceno, hidrocarburos, aceites minerales...
Productos químicos muy variados Muchísimos productos orgánicos tienen como base los derivados
del petróleo

Suelo
El territorio también es un recurso
Unos usos excluyen otros.
Determinadas zonas adquieren valor por sus características o por su situación
- Vegas de los ríos para uso agrícola
- Zonas de extracción de recursos minerales
- Llanuras productivas para pastos
- Zonas especiales para trasporte como puertos de montaña, nudos de comunicaciones, puertos
marítimos, aeropuertos...
- Ciudades con zonas de servicios y oficinas y áreas residenciales
- Zonas industriales

La ordenación del territorio es necesaria para regular los diferentes usos
En determinadas circunstancias el suelo puede alcanzar valores muy importantes: Centralidad
• Uso agrícola
• Uso minero
• Uso industrial
• Uso urbano
a) Residencial
b) Oficinas
c) Otros servicios
• Uso recreativo
Reserva ecológica, protegido

Impactos sobre la geosfera
Impactos
• Mineros
• Generación de residuos sólidos
• Uso del suelo

Mineros
Los impactos ambientales de la actividad minera son muy importantes:
• Grandes volúmenes de rocas movilizados
Modifican la topografía al crear depresiones en la zona de extracción
Grandes acumulaciones de materiales no útiles (ganga) en escombreras
Impacto visual en canteras

• En ocasiones se produce el vertido de sustancias tóxicas procedentes de los propios
minerales o de productos empleados para su extracción.
Rotura de balsas de acumulación de líquidos
Filtrado a aguas subterráneas

Gran parte de estos impactos ambientales se pueden minimizar con las medidas correctoras
adecuadas.
Minimizar impactos
• Gestión de las minas recuperando el terreno explotado
• Minería subterránea
• Impermeabilización y asegurado de balsas

Medidas correctoras
• Recuperación ambiental
• Enmascaramiento paisajístico

Residuos sólidos
En las sociedades industrializadas actuales se generan gran cantidad de residuos
El proceso es relativamente reciente pues durante la historia humana se ha reutilizado y reciclaba
A partir de la segunda mitad del s XX se ha pasado a la cultura de usar y tirar
Este modelo no es sostenible y se ha de pasas a una cultura de reducir, reutilizar y reciclar

Residuo Clases Componentes % España
Agrícolas Cultivos Restos vegetales 13
Estiercol, purines Deyecciones animales 23
Ganaderos
Mataderos Restos de animales 11
Entresaca Restos vegetales
Forestales Corte de madera, Serrín 6
Incendios Restos de incendios

Planeta tierra 4 geosfera

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