IntroducciA3n a La GeologAa - Iriondo, MartAn Horacio(Author) Copy

7/21/2019 IntroducciA3n a La GeologAa - Iriondo, MartAn Horacio(Author) Copy

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Introducción a la Geología

MARTÍN H. IRIONDO

Introducción a la

Geología

Martín H. Iriondo

1

NTRODUCCIÓN A LA GEOLOGÍA

Todos los derechos reservados por



Martín H. Iriondo

Cuarta publicación de la obra

ntroducción a la Geología.

© – 1985 primera edición Martín H.riondo

© – 1992 primera edición Universidadacional de Rio

Cuarto

© – 2007 primera edición EditorialBrujas

© – 2009 Segunda edición EditorialBrujas

riondo, Martín H.



ntroducción a la geología. - 2a ed. -Córdoba : Brujas, 2009.

324 p. ; 24x15 cm.

SBN 978-987-591-172-7

1. Geología. I. TítuloCDD 551

© 2009 Editorial Brujas2° Edición

mpreso en ArgentinaSBN: 978-987-591-172-7

Queda hecho el depósito que marca la ley



11.723.

inguna parte de esta publicación,

ncluido el diseño de tapa, puede ser reproducida, almacenada o transmitidapor ningún medio, ya sea electrónico,químico, mecánico, óptico, de grabación

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Miembros de la CÁMARA

ARGENTINA DEL LIBRO

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Tel/fax: (0351) 4606044 / 4609261-Pasaje España 1485 Córdoba - Argentina

2



PREFACIO A LA PRIMERA EDICION

Los que nos ocupamos de las Ciencias de

a Tierra sabemos que

a corteza terrestre provee la mayor partede los materiales necesarios para nuestra

vida civilizada. Y mientras másavancemos en el

conocimiento de nuestra disciplina,

mauyor será nuestro aporte a laHumanidad al proveerle materias primasabundantes y baratas.

Por otro lado,tenemos que reconocer quea Geología ocupa

un lugar bastante humilde en el conjunto

de las ciencias actuales, con sus



prodigiosos descubrimientos y lasecnologías que sobrevienen casi denmediato. Pensemos por ejemplo en la

Física Nuclear, en la Genética o en laCirugía. La revolución teórica querepresenta la Tectónica de Placas hapasado desapercibida para el gran

público (y para muchos geólogos tambiénpara ser honestos).

Y sin embargo, debemos reclamar un

puesto de honor en la Historia de laCiencia. La Geología fue en realidad elorigen de un método de pensamiento y denvestigación cuyas consecuencias fueronnmensas y marcan a todo el progreso

científico moderno: el concepto de laevolución de todas las cosas, el factor

iempo. Fue Nicolás Steno el que



encendió la primera chispa en 1680,cuando descubrió que “si hay dos rocassuperpuestas, la de abajo es más vieja qu

a de arriba”. Este razonamiento,engañosamente modesto, es el fundamentode la relación entre la

superposición de los terrenos y el tiempoque permitió fijar la edad relativa de losfósiles y afirmar su antigüedad. Ello seprodujo en el siglo siguiente, con el

desarrollo de la Estratigrafía y laGeología Regional, al utilizarse losfósiles sistemáticamente paracorrelacionar rocas alejadas entre sí.También esto pasó desapercibido.

Cuando el factor tiempo y la informaciónacumulada por la



Paleontología fueron introducidos en laBiología, a mediados del siglo pasado,surgió la Teoría de la Evolución de las

Especies de Darwin.

Esto consstituyó un verdadero revulsivoen los ambientes intelectuales de la época

debido a sus derivaciones filosóficas yreligiosas.

La Historia y la Sociología comenzaron

en el siglo XIX a discernir elencadenamiento de los hechos en lassociedades humanas, lo que resultó 3


en la síntesis del materialismo históricode Marx, teoría que tuvo profundas



consecuencias políticas en el siglo XX.

La Física fue una de las últimas ramas de

a Ciencia en adoptar la noción deevolución y tiempo. Fue introducida por Einstein con la Teoría de la Relatividad,que entre otras consecuencias transformó

el concepto del Universo y permitió lafabricación de bombas atómicas. Resultasuperfluo repetir aquí que una guerranuclear puede acabar con nuestra

civilización en menos de una semana.

Yo daría lo que no tengo por saber quépensaría el pobre Nicloás Steno de lasconsecuencias de su “modesto”descubrimiento, al darse cuenta quesi haydos rocas sobrepuestas, la de abajo esmás vieja que la de arriba. La primera



reflexión es que pensar por cuenta propiapuede resultar peligroso…

Este libro está destinado a estudiantes deprimer año de Geología y disciplinasafines, sin conocimientos geológicosprevios. Consta de 15

capítulos que forman tres grupos. Elprimero trata de Geodinámica Interna (1 a5); el segundo desarrolla los temas de la

Geodinámica Externa (6 a 13). El tercer grupo (14 y 15) trata los productosresultantes de la actuación de losprocesos anteriores a lo largo de losiempos geológicos, o sea las rocassedimentarias y la historia de la Tierra.

Cada capítulo contiene en su primera



parte un breve resumen de

os mecanismos físicos, químicos o

biológicos que provocan los efectosgeológicos que se tratan en el mismo.Están citados a nivel de divulgación, paraser entendidos por cualquier lector sin

conocimientos específicos.

El motivo fundamental que me impulsó aescribir este volumen

fue la carencia de textos argentinosactualizados sobre el tema. Ya han pasado32 años desde la aparición de la excelent

obra de Petersen y Leanza, y la Geologíaya no es la misma. El estuciante que senicia en nuestra carrera se ve obligado a

estudiar en textos traducidos de lenguas



extranjeras, plagados de ejemplosexóticos, y generalmente no muymodernos. Y como mejor que decir es

hacer, tomé la tarea por mi cuenta.

El Autor

Paraná, enero de 1985.

4

OTA A LA SEGUNDA EDICION

La presente edición se efectúa con motivode la realización de las Primeras

ornadas Geoambientales para studiantes Secundarios. Los

organizadoresde este evento, elDepartamento de Geología de la



óvenes de su provincia de nacimientoeste excelente texto introductorio a lasCiencias de la Tierra.

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

UNIVERSIDAD NACIONAL DE RIO

CUARTO

Río Cuarto, septiembre de 1993.

PREFACIO A LA TERCERA EDICION

La tercera edición de este libro es un 20% más amplia que las

anteriores. Contiene párrafos deactualización incorporados en varioscapítulos, y además dos capítulos nuevos

el 16 y el 17), que pertenecen



emáticamente al tercer grupo, o sea queson sistemas que resultan de la actuaciónde las geodinámicas interna y externa a lo

argo del tiempo geológico:Geomorfología y Llanuras. Se trata deemas de gran

mportancia en la Argentina y paísesimítrofes. Con los casos citados allí, los

ejemplos geológicos de nuestro país quefiguran en este libro llegan casi al

centenar.

5


Como tantas cosas en este mundo, lapreparación de esta edición



uvo numerosos contratiempos. Elmanuscrito quedó terminado un par deaños después de aparecida la edición de

Río Cuarto. En febrero del año 2000 loentregué a la editorial de la UNL, pero elrámite quedó congelado porque también

solicitamos (junto con D. Krohling) la

mpresión de un libro sobre el ríoUruguay. Y el responsable de la editorialencontró que “dos libros de un mismo

autor es inaceptable”.

Pasó el tiempo, unos tres años. Lasediciones anteriores ya estaban agotadas.Entonces volví a la editorial para ver sise le podía levantar la prohibición alibro. Y encontré que se habían perdidoodas las modificaciones introducidas al



exto, y también habían desaparecido losdos capítulos nuevos. Rechazo plano,nítido y terso de la encargada de la

mprenta: “Usted trajo sólo esto”,exhibiendo el esqueleto de un libro viejo.Sin sombra de duda, sin echar una miradaal cajón de abajo o al estante olvidado…

Me retiré impotente y “comiendo caca”.Reconociendo mi derrota sin hidalguía,uve que volver a empezar, buscando en

borradores viejos, revolviendo apuntes yen la memoria de esos años; hasta que, afin de 2006, la reconstrucción alcanzó unnivel razonable de actualización y

coherencia (me parece).El Autor

Paraná, diciembre de 2006.



PREFACIO A LA CUARTA EDICI N

La cuarta edición aparece con tres

capítulos agregados: Agua

subterránea, Geotécnica y Cambiosclimáticos. Me he dado cuenta que, al fin

y al cabo, posiblemente la mayoría de losegresados de Geología pasa tarde oemprano por hacer algunos trabajos sobr

agua subterránea o sobre Geología

aplicada a Ingeniería, y merece tener alguna noción de esos temas ya desde suprimer año de estudio. En cuanto a loscambios climáticos, es notable que siendoun tema tan conversado en estos últimosaños, el público en general (y hasta losnaturalistas) tengan conocimiento de solouna pequeña parte de los posibles factore



que los controlan; va un modestopantallazo en el último capítulo.

6

MARTÍN H. IRIONDO

Varios capítulos han sido ampliados conejemplos argentinos

mportantes, tales como descripciones

geológicas y geomorfológicas del ríoParaná, del lago Mascardi, de la regiónchaco-pampeana y otros.

También, las figuras han sido rehechascasi completamente, para adaptar el libroa la moderna estética digital. Esto fuehecho para atender las discretas

sugerencias de varios usuarios y colegas



docentes (“Sí, sí. El libro está bien, peroos dibujos son una porquería…”).

Agradezco muy seriamente a los Drs.

Orfeo y Brunetto por su imprescindibleayuda.

Paraná, marzo de 2009.

El Autor

7


8

MARTÍN H. IRIONDO

1



La Tierra, la Geología y los minerales

a Geología es la rama de las Ciencias

aturales que estudia la historia, lacomposición, la estructura y los

rocesos de la Tierra, más

específicamente de las rocas que

constituyen nuestro planeta desde lasuperficie hasta 100 ó 200 kilómetros de

rofundidad.

Como ciencia, la Geología aplicamétodos y teorías de la Física, de laQuímica, de la Matemática y de laBiología, las cuales constituyen lasprincipales ciencias conexas. Se handesarrollado con las mismas ampliosemas de interés común, en los cuales no

resulta nada fácil saber dónde termina una



ciencia y dónde comienza la otra. Existenambién otras ciencias conexas con la

Geología, aunque de vinculación menos

mportante.

En realidad la Naturaleza es una sola y no

existen límites reales entre distintasmanifestaciones de la misma. Los límitesentre las diferentes disciplinas científicasson arbitrarios, ideados para facilitar y

simplificar el razonamiento de los sereshumanos que se ocupan de ellas. Peronunca pueden haber contradicciones entreos postulados y descubrimientos de dos

ciencias diferentes.

Hay que tener en cuenta lasconsideraciones del párrafo anterior



cuando se quiera entender la Geología. LaTierra es uno de los planetas del SistemaSolar, sujeto a procesos y

ransformaciones internos, con una cortezsólida compuesta por sustanciascristalinas denominadas minerales, quesufren modificaciones, alteraciones y

hasta destrucción cuando las condicionesquímicas o físicas se hacen desfavorablesEn la mayoría de los casos lasmodificaciones se producen en lasuperficie del planeta, provocadas por laenue pero agresiva envoltura gaseosalamada atmósfera, o por la hidrósfera,

capa líquida constituida por ríos yocéanos.

9




EL UNIVERSO Y EL SISTEMA SOLAR

De acuerdo a las teorías científicasactuales, el Universo en el que vivimos,

con toda su materia y energía y todo su



espacio, se originó en una tremendaexplosión ocurrida hace aproximadamente13.500 millones de años. Desde entonces

se encuentra en expansión. Aunquecontiene todos los elementos químicosque existen, el 99,9 % de los átomos y el98 % de su peso corresponden al

hidrógeno y al helio.

10



MARTÍN H. IRIONDO

11




La mayor parte de la materia del Universose encuentra concretada en enormescúmulos de estrellas , denominados

alaxias. Las galaxias tienen forma deelipses, de discos o de espirales de variobrazos (Fig. 1-1). El número de estrellasque hay en cada una de ellas es realmente

difícil de imaginar. Nuestra galaxia,conocida desde tiempos remotos con elnombre de Vía Láctea, está formada por rescientas mil millones de estrellas. De

acuerdo a los datos disponibles en estemomento, nuestra galaxia se formó hace10.000 millones de años.

l Sistema Solar - El Sol es una estrellade mediana magnitud y de brillontermedio, ubicada en la zona externa de

a galaxia. Describe un movimiento de



circulación alrededor del centro de lamisma, en la cual demora 200 millones deaños.

El Sol es una estrella de “segundageneración”, es decir, no se formó en elmomento del nacimiento de la galaxia,

sino que apareció a raíz de la explosiónde una estrella más vieja. Esta explosiónocurrió hace unos 4.800 millones de años

En dicho fenómeno explosivo,denominado “supernova”, se formaron apartir del helio elementos pesados talescomo silicio, carbono e hierro, que luegoconstituirían los planetas. El Solpertenece a un tipo de estrellas quesubsisten de 10.000 a 12.000 millones deaños, hasta agotar toda su energía.



O sea que ahora se encuentraaproximadamente en la mitad de su vida.

Alrededor del Sol giran cuerpos menoresplanetas, asteroides y cometas, los másmportantes de los cuales son los planetas

Relativamente cerca del Sol se encuentra

os llamados “planetas interiores”,Mercurio, Venus, la Tierra y Marte. Sonpequeños y formados por masas rocosassemejantes al basalto; sus atmósferas

ienen poco espesor. Comparados con elamaño del Sol son ínfimos, La Tierra

posee el 0,0005 de la masa solar.

… Comparados con el tamaño del Sol sonnfimos. Sin embargo, el

estudio de estos planetas ha permitido



avanzar en el conocimiento del planetaTierra, principalmente en lo que se refiera sus primeras épocas.

12



MART N H. IRIONDO

13


Mercurio - Es el planeta más próximo al

Sol y considerablemente más pequeño qua Tierra. Tiene una superficie basálticasembrada de cráteres y un período derotación (día/noche) de 59 días y da una

vuelta alrededor del Sol en 88 días.Recibe del Sol unas cien veces más que lTierra. Está compuesto en su mayor partepor hierro, con una capa externa de

silicatos, por eso se cree que estuvofundido al formarse y el enfriamientoprodujo una segregación de susmateriales. No tiene atmósfera y es



probable que no la haya tenido nunca.

Venus – El segundo planeta. Es muy

parecido a la Tierra en sus datosastronómicos; su principal diferenciaconsiste en que tiene un año de 225 días yun período de rotación de 243 días. Tiene

un período de rotación retrógrado, el Solsale por el oeste y se pone por el este,pero un

“día” de Venus dura alrededor de un“año”. La superficie es semejante al fondde los océanos terrestres: ligeramenteondulada en general, y con enormesvolcanes sobresaliendo en algunos sitios.Este planeta está siempre cubierto denubes; tiene una atmósfera más gruesa queel nuestro, lo que provoca un fuerte efecto



nvernadero que eleva la temperatura aunos 500 grados centígrados. Es unambiente infernal, sumamente

agresivo, donde se producen frecuentesluvias de ácido sulfúrico.

Marte - Se encuentra por fuera de laórbita terrestre. Su tenue atmósferapermite ver la superficie, de color rojizodebido al óxido de hierro. Tiene un día de

24 horas y un año de687 días. Es unplaneta geológicamente complejo, con dohemisferios geomorfológicamentediferentes, con llanuras en el norte y unerritorio cubierto de cráteres en el sur.Tiene dos casquetes polares,probablemente formados por hielo deanhídrido carbónico (se supone que existe



agua congelada en el subsuelo). Existenvolcanes mucho más grandes que los de laTierra (hasta 27.000 metros de altura) y

valles fluviales formados en épocasgeológicas pasadas. Igual que Mercurio,Venus y la Tierra, está formado por unnúcleo de hierro rodeado por un manto de

silicatos.

El Cinturón de Asteroides – Por fuera dea órbita de Marte (entre Marte y Júpiter)

giran alrededor del Sol en forma bastantecaótica unos cien mil “asteroides”,cuerpos pequeños rocosos y metálicosque no llegaron a aglutinarse en un planetdurante la época en que nacieron la Tierray los otros similares. El tamaño de losasteroides varía entre menos de un

kilómetro y mil kilómetros. Los asteroide



ienen un especial interés para losastrónomos y cosmólogos, pero tambiénpara los geólogos: Hace 65 millones de

años uno de estos objetos, de “solo” diezkilómetros de diámetro chocó contra laTierra y provocó un cataclismo queextinguió 14

MARTÍN H. IRIONDO

a los dinosaurios y a la mayor parte de la

especies animales y vegetales del planetaSe estima que un evento similar a eseocurre una vez cada doscientos millonesde años (estadísticamente).

Los planetas se formaron por acreción depequeños volúmenes de



roca, denominados “planetesimales”, enun período de pocos millones de años.Una vez que el planeta cobró la forma y e

volumen aproximado al de hoy en día,siguió la lluvia de planetesimalesaerolitos y cometas) durante unos 400 o

500 millones de años, hasta que el

espacio cercano quedó limpio de esosescombros. Los meteoritos que caen

esporádicamente hoy en día a la Tierra

son un ejemplo del tamaño y composiciónde los planetesimales. Los cometas estáncompuestos

principalmente por hielo de agua, que seacumuló en esa primera etapa en grandesvolúmenes y forma entre el 10 % y el 30% del agua de los océanos actuales. El



resto del agua oceánica se generó por reacciones minerales del manto.

Júpiter – Es el gigante de los planetas. Sumasa es el doble de todos los demásplanetas juntos. En realidad, Júpiter essolamente un poco más pequeño de lo que

debería ser una estrella, donde se desataa fusión nuclear y se produce energía en

forma autónoma; en ese sentido, Júpiter euna “cuasi-estrella” y en su interior

ocurren algunos fenómenos típicos de lasestrellas. Tiene una gran velocidad derotación; Se mueve con una velocidad de13 kilómetros por segundo en su órbita,que se halla cinco veces más lejos del Soque la de la Tierra; su año es doce vecesel año de nuestro planeta. Debido a su

gran masa, Júpiter provoca notables



alteraciones en el resto de los planetas, ysobre todo en los asteroides que destruyeos ecosistemas terrestres cada 200

millones de años.

Saturno – Es el segundo más grandeplaneta del sistema Solar, y se parece a

Júpiter en muchos aspectos. Tiene variasunas y un gran sistema de anillos,

formados por bloques de hielo, que lodentifican. De acuerdo a las teorías

vigentes en la actualidad, los anillosserían inestables y desaparecerían enpocos cientos de miles de años. Saturnoiene también atmósfera, compuesta por itrógeno y metano. Alguna de sus lunas

contienen grandes cantidades de agua ypueden albergar vida.



Urano – Tarda 84 años terrestres en dar lvuelta al Sol y tiene por lo menos cincounas. Es muy achatado y su día dura 17

horas. Podría tener un núcleo de hierro yuna capa de rocas cubiertos por hielo deagua.

15


eptuno – Es el último planetacomprobado. Tiene una importante

fuente interna de calor y su día dura 18

horas. Por fuera de él orbita Plutón, uncuerpo celeste del cual se duda que searealmente un planeta: podría ser tambiénun asteroide lanzado a su curiosa órbita



actual por una perturbación de Júpiter.

Cometas – Los cometas son cuerpos

pequeños, que generalmente

ienen pocos kilómetros de diámetro.Están formados por una masa esponjosa

de hielo y polvo estelar y se encuentrannormalmente en la

“Nube de Oort”, un conjunto caótico y

enorme de estos cuerpos que rodea alsistema solar a distancias muy grandes. Eesa región los cometas están inactivos yson simples bloques de cascajo. Cuando

alguno de ellos se desvía de su órbita ycae en el interior del sistema, el calor delSol sublima el hielo (pasa de sólido a gasdirectamente) y se forma una corona o



“coma” alrededor de varios miles dekilómetros de diámetro, y una “cola”mucho mayor, que lo hace visible en el

espacio nocturno.

Actualmente se discute si los cometaspueden haber contribuido a originar la

vida en la Tierra, al acarrear hacia aquímoléculas orgánicas complejas.

Más hacia afuera se encuentran los

“planetas exteriores”, Júpiter, Saturno,Urano

eptuno, cientos de veces más

voluminosos que los interiores. Son, por otra parte, mucho menos densos queaquellos; están compuestos en su casiotalidad por hidrógeno líquido caliente.



Están a su vez acompañados por grandessatélites rocosos cubiertos por hielos deamoníaco, de agua y de dióxido de azufre

Alejados del sistema planetario, todavíase encuentran dos

conjuntos de cuerpos celestes, muy pococonocidos, que giran alrededor del Sol. Emenos lejano es el Cinturón de Kuipper,

compuesto por gran cantidad de

meteoritos y cometas. El otro es la Nubede Oort , una masa caótica formada por millones de cometas ubicada a grandistancia (aproximadamente 2 años luz).

LA TIERRA

La Tierra es un cuerpo muy parecido a



una esfera, levemente achatado en lospolos, que mide 12.740 kilómetros dediámetro; su superficie es de 510.000.000

km2 y su diámetro ecuatorial 40.076 km.Está compuesta 16

MARTÍN H. IRIONDO

básicamente por núcleo metálico y unmanto rocoso que lo cubre. El manto, a suvez, está cubierto por una corteza

sumamente delgada, también formada porrocas. La estructura general de la Tierraes, por lo tanto, una serie de capassuperpuestas. La densidad de las mismasaumenta desde arriba hacia abajo. Lascapas están separadas unas de otras por discontinuidades (Fig. 1-2).



La corteza está formada por doscomponentes. Uno de ellos es el

“Sima” o corteza basáltica, compuestopor rocas ricas en silicio y magnesio, decolor oscuro, que recubre completamenteal manto. Tiene una densidad cercana a 3

gr./cm3. El otro es el “Sial”, o cortezagranítica, compuesto por rocas ricas ensilicio y aluminio, de densidad igual a2,7.

La corteza granítica forma masasdiscontinuas, que sobresalen de lasuperficie general y constituyen loscontinentes (Fig. 1-2). La corteza terrestreiene un espesor de unos 10 km. debajo deos océanos y de 35



a 70 km. en los continentes. Estácompuesta casi en su totalidad por ochoelementos químicos, de los cuales el

oxígeno y el silicio forman la mayor parteObsérvense los porcentajes:

orcentaje en peso

orcentaje en volumen

Oxígeno

46,60

93,77

Silicio

27,72



0, 86

Aluminio

8,13

0,47

Hierro

5,00

0,43

Magnesio

2,09

0,29



Calcio

3,63

1,03

Sodio

2,83

1,32

Potasio

2,59

1,83

El manto está compuesto por silicatos de

hierro y magnesio, que forman rocas



lamadas eclogitas, tienen una densidadmedia de 4,5 gr./

cm3. Se extienden desde la corteza hasta2.900 kilómetros de profundidad.

Presenta una discontinuidad interna a 700

km. de profundidad, que separa el mantosuperior del manto inferior. Lacomposición química de ambos es lamisma; el manto superior es algo menos

denso, porque se encuentra parcialmentefundido y sus minerales tienen unaestructura más abierta que los del mantonferior. El manto inferior se denominaambién mesosfera.

17



NTRODUCCI N A LA GEOLOG A

En el manto superior existen dos

discontinuidades internas, de menor categoría que las que lo separan de lacorteza y del manto inferior. Una de ellasse encuentra a 410 kilómetros de

profundidad, y está producida por laransformación de un silicato (olivino) enotro silicato más denso (espinelo-b)debido a la enorme presión prodicida por

el peso de las rocas de arriba. A 660 Kmde profundidad se encuentra otra

discontinuidad menos conocida.

El núcleo llega hasta el centro de laTierra, a 6.370 km. de profundidad.



Está compuesto por metales,principalmente por hierro y níquel. Sudensidad es de 10,7 gr./cm3. Su

emperatura se estima en 5000ºC. LaTierra en su conjunto tiene una densidadde 5,5 gr./cm3 y la presión es de 3,3millones de atmósferas a 5000 kilómetros

de profundidad.

El núcleo está compuesto por dos partes.El núcleo externo forma una capa fundida

que se extiende desde los 2900 Km hastaos 5100 Km de profundidad. Este metal

fundido posee las propiedades de uníquido muy viscoso, con corrientes de

convección que llegan desde su base hastsu techo, y un flujo permanente de oeste aeste. La convección transfiere calor del

núcleo al manto. El núcleo interno es



sólido; está compuesto por mineralesmetálicos cristalizados y tiene alrededor de 1200 kilómetros de espesor. Su

composición no es homogénea. La

particularidad más notable del núcleonterno es que gira a mayor velocidad que

el resto del planeta; esta diferencia develocidad se estima entre 1 y 3 %. Su ejede rotación tiene un ángulo de 10° conrespecto al eje terrestre.

La interacción dinámica entre el núcleonterno, el núcleo externo y el manto

constituye una “dínamo”, que produce elcampo magnético terrestre. Dicho campoes 100 veces más fuerte en el núcleo queen la superficie de la Tierra.



El volumen total de nuestro planeta estádistribuído de la siguiente manera:

%

# Corteza

2,7# Manto superior

24,9# Manto inferior

56,318



MARTÍN H. IRIONDO

# Núcleo externo



15,4

# Núcleo interno

0,8

LOS MINERALES

Se denomina mineral a toda sustancianorgánica originada por procesos

naturales en la corteza terrestre, con

propiedades físicas constantes ycomposición química definida.

os cristales - La propiedad más

significativa de los minerales es que seencuentran en “estado cristalino”, con susátomos dispuestos en redes espacialesgeométricamente regulares y simétricas,

donde cada átomo se encuentra en una



posición fija, en equilibrio eléctrico ymecánico con los átomos que lo rodean.Los cuerpos así formado se denominan

cristales. Un ejemplo sencillo de cristalo representa la sal común (ClNa), dondeos átomos de cloro y de sodio forman los

vértices de un cristal cúbico (Fig. 1-3).

Existen cristales de muchas formas, a lasque se pueden agrupar en varios

“sistemas”. La sal común, por ejemplo,cristalizada en el sistema cúbico, elcuarzo en el sistema exagonal. Existenademás los sistemas ortorrómbico,monoclínico, triclínico, tetragonal , yromboédrico, caracterizados por distintoipos de simetría (Fig. 1- 4).



19



El hecho de que la inmensa mayoría deos minerales se encuentre en estado

cristalino, se debe a que toda materia

iende a alcanzar el equilibrio con elambiente que la rodea. Para ello, losátomos intentan acomodarse de tal maneraque la energía libre del sistema sea

mínima.

En el estado sólido esta disposición essiempre una estructura cristalina,

geométricamente regular. Existen tambiénraros minerales sin estructura cristalina;se los denomina a morfos.

Los enlaces que mantienen unidos a losátomos de las sustancias minerales sonresponsables de algunas características das mismas.



Existen cuatro tipos de enlace: El enlacemetálico, muy fuerte, es el responsable dea cohesión de los metales. El enlace

homopolar o coordenado se presenta en ediamante y algunos otros cristales duros.

El enlace iónico, más débil, es

característico de minerales como la sal yel yeso. El enlace residual o de van der Walls, es muy débil, responsable de lafijación de los cationes en las arcillas.

20



MARTÍN H. IRIONDO

21




os silicatos - Las sustancias más

mportantes del reino mineral, por suabundancia y su diversidad, son lossilicatos. Ello se debe a que el silicioposee la propiedad de asociarse en

moléculas sumamente

complejas, junto con el oxígeno. En esasmoléculas existen diminutas celdillas

etraédricas asociadas, que van formandocadenas, anillos, láminas, etc. En estesentido, las propiedades del silicio sonmuy semejantes a las del carbono en laQuímica Orgánica.

La unidad fundamental de los silicatos esel tetraedro de sílice (Fig.



1-5), el cual está formado por cuatroátomos de oxígeno, de gran tamaño,rodeando a un pequeño átomo de silicio

ubicado en el centro. Los enlaces entresilicio y oxígeno son sumamente fuerte,ntermedios entre iónico y homopolar.

Un tetraedro puede compartir uno o másoxígenos con tetraedros

vecinos. De esa manera se originan los

distintos tipos de silicatos, que son lossiguientes:

Tetraedros independientes o

“nesosilicatos”. Forman minerales

ales como los olivinos.

Tetraedros dobles (Fig. 1- 6a) o



“sorosilicatos”. Se unen por

medio de un oxígeno compartido.

Anillos (Fig. 1- 6b) o “ciclosilicatos”En ellos se unen varios tetraedros enforma de círculo. Un ejemplo es el

berilio.

Cadenas simples (Fig. 1- 6c), deextensión indefinida, en las

cuales cada tetraedro comparte dosoxígenos. Entre ellas figura

el importante grupo de los piroxenos.

Cadenas dobles (Fig. 1- 6d). En ellasos tetraedros comparten alternativamente

dos y tres oxígenos. Los anfíboles son



minerales de este tipo. Junto con lascadenas simples, éstas reciben el

nombre de “inosilicatos”.

Hojas o “filosilicatos” (Fig. 1- 6e).Tres oxígenos de cada

etraedro son compartidos por tetraedrosadyacentes, para formar extensas hojasplanas. Las micas y las arcillas tienen est

estructura.

Redes tridimensionales o

“tectosilicatos” (Fig. 1- 6f). Cada uno deos tetraedros comparte los cuatrooxígenos con los tetraedros vecinos,formando una red espacial continua. Aquí

a proporción



silicio - oxígeno es igual 1:2. El cuarzo eejemplo típico.

22

MARTÍN H. IRIONDO

Los demás elementos que se encuentran eos silicatos pueden ser consideradossimplemente como sustituciones delsilicio y del oxígeno.

El silicio suele ser reemplazado por elaluminio, lo que provoca un desequilibrioen los cristales, ya que el aluminio tiene

una valencia más.

Esto a su vez produce la incorporación deones positivos como el sodio o el

potasio, a fin de restablecer el equilibrio



eléctrico. Los feldespatos estáncompuestos de esta manera.

ropiedades físicas - Los minerales máscomunes suelen ser identificados demanera expeditiva mediante laobservación de unas pocas propiedades

físicas sencillas. Las principales de ellasson las siguientes:

Color: La mayor parte de los minerales

ienen un color característico,generalmente determinado por los átomosde hierro, que contiene, aun en los casosen que este metal se encuentra comompureza. El hierro en estado reducido o

ferroso produce colores oscuros, verde,negro, o gris.



En estado oxidado o férrico de lugar alrojo, amarillo y sus variantes. Laabundancia de aluminio produce colores

claros. Para la determinación del color hay que tener en cuenta la clase de luzempleada y si el mineral está seco ohúmedo.

Brillo: Es el aspecto que presenta lasuperficie de un mineral en luz reflejada.Existen dos tipos de brillo: metálico (no

ransmite la luz) y no metálico. El nometálico puede ser vítreo, sedoso, mate,etc.

Dureza: Es la medida de la resistenciade un mineral a ser rayado.

Se ha establecido una escala cualitativa



de dureza, la escala de Mohs, que va de a 10. Cada mineral de la escala puederayar al que lo precede y es rayado por el

que lo sigue. El más blando es el talcodureza 1), que incluso puede ser rayadocon la uña. El más duro es el diamantedureza 10), capaz de rayar a cualquier

otra sustancia conocida. La escalacompleta es la siguiente:

Mineral

ureza

Talco

1

Yeso



2

Calcita

3

23


Fluorita

4

Apatita

5

Ortosa



6

Cuarzo

7

Topacio

8

Corindón

9

Diamante

10

Clivaje: Es la tendencia que poseen

algunos minerales a romperse en planos



isos, llamados planos de clivaje,conforme a direcciones que correspondena los de mínima cohesión en sus cristales

En los minerales que carecen de clivaje,se le habla de fractura.

Raya: Es el color que se observa al

frotar un mineral sobre un trozo deporcelana rugosa. El color de la rayapuede ser diferente del color del mineralen sí.

Peso específico: Es la relación queexiste entre el peso del mineral y el pesode un volumen igual de agua. La mayoríade los minerales tienen un peso específicoque varía entre 2,5 y 3,4 gr./cm3.

Existen otras propiedades físicas que son



características de cada mineral, pero querequieren el empleo de instrumentosespeciales y preparación de las muestras

a analizar. Estas son, entre otras, algunaspropiedades ópticas, conductividadeléctrica, dilatabilidad, etc.

Abundancia relativa de los minerales ena corteza terrestre:

Aunque existen más de 2.000 minerales

conocidos en la corteza

errestre, sólo unos pocos de ellos, ocho odiez, forman el 98 % de la misma; casi

odos los de este grupo son silicatos. Ellosignifica que, desde el punto de vista delvolumen, la corteza está compuesta casienteramente por grandes átomos de



oxigeno, unidos entre sí por cationesmetálicos intersticiales. Los mineralescomunes son, en orden de importancia;

feldespatos, cuarzo, piroxenos, anfíboles,micas, arcillas y calcita.

24

MARTÍN H. IRIONDO

DESCRIPCIÓN DE ALGUNOS

MINERALES

MPORTANTES.

l cuarzo. (SiO ). Es un mineral de colorgeneralmente blanco a 2

ransparente. Brillo vítreo. Fractura

rregular a concoidal. Dureza 7.



Pertenece al grupo de los tectosilicatos.

os feldespatos. Son los minerales más

comunes. Se dividen en dos grupos. 1) Elfeldespato de potasio u ortoclasa (KAlSiO ). Color carne.

3

8

Raya blanca. Clivaje evidente. Dureza 6.Brillo vítreo. 2) Las

lagioclasas: se trata de mezclas de dos

minerales íntimamente asociados: albitaSi O Al Ca). Estos dos se mezclan entre

sí en cualquier 2

8



2

proporción, constituyendo “mezclas

somorfas”. Las plagioclasas

cristalizan en el sistema triclínico, son decolor gris a blanquecino. Dureza 6.

Clivaje perfecto. Los feldespatos sonectosilicatos en los cuales el silicio hasido parcialmente reemplazado por elaluminio y se le han agregado cationes

ales como Na, Ca y K.

os piroxenos. (Mg, Fe) SiO ; CaMgSi OForman un grupo de 3

2

6.



minerales estrechamente relacionados porsus propiedades

cristalográficas, físicas y químicas. Serata de silicatos de hierro, magnesio ycalcio, que forman cadenas simples.Cristalizan en los sistemas rómbico y

monoclínico. Color verde oscuro a negroDureza 5

a 6. Son frecuentes las mezclas isomorfas

entre especies minerales diferentes, lomismo que en las plagioclasas.

os anfíboles. (Si O ), (Fe, Mg, Ca, Na)

OH). Grupo

4

11



7

considerablemente complejo de silicatos

y aluminosilicatos de magnesio, hierro,calcio y sodio, a veces hidratados. Color oscuro, verde a negro.

Dureza 5 a 6. Brillo vítreo. Clivaje buenoForman cadenas dobles de tetraedros desílice, cuyos nichos cristalográficosdescompensados son ocupados por los

cationes metálicos. Existen numerosasmezclas

somorfas entre los minerales de este

grupo.

as micas. Si O Al(OH) (K, Mg, Fe). Sereconocen fácilmente por 3



10

2

su clivaje basal perfecto y brillo vítreontenso. Son aluminosilicatos hidratados

complejos, incoloros, negros o verdes en

a mayoría de los casos. Dureza 2 a 3.Cristalográficamente forman hojassuperpuestas, débilmente unidas entre sí.Cristalizan en el sistema monoclínico.

25


as arcillas. Tienen una composición yestructura semejantes.

a calcita. (Co Ca). Es el más frecuente



de los carbonatos. Color 3

blanco a transparente en la mayoría de lo

casos. Dureza 3. Cristaliza en el sistemaexagonal. Raya blanca. Produce una fuerteefervescencia al ser atacada con ácidoclorhídrico diluído.

Lecturas complementarias

Sol, lunas y planetas – Keppler, E. 1986

Biblioteca Científica Salvat, 278 pp.,Barcelona.

Tratado de mineralogía – Klockmann, F.

y Ramdohr, P. 1970 – Ed.

G. Gili, 736 pp., Barcelona.

26



MART N H. IRIONDO

2

Dinámica interna de la Tierra

El interior de nuestro planeta está

sufriendo una serie de procesos que loafectan globalmente y que son losresponsables del origen y distribución decontinentes y océanos, levantamiento de

cordilleras y sumersión de extensoserritorios bajo el mar. Dichos procesosienen lugar en las capas superficiales dea Tierra hasta aproximadamente 1.000

kilómetros de profundidad.

La envoltura externa de la Tierra está



constituida por la litosfera, compuestapor rocas rígidas y elásticas que presentaendencia a fracturarse cuando se las

somete a grandes esfuerzos. Está divididaen unas pocas placas de tamañocontinental, que crecen, chocan entre sí, sseparan o rotan.

Tiene un espesor de 100 a 120 Km. ycomprende la corteza terrestre y parte delmanto superior.

Debajo le sigue la astenosfera,responsable de los movimientos y otrosprocesos que sufren la litosfera. Estáconstituida por materiales en estadoplástico a alta temperatura, sometidos afluencia y convección en toda su masa.Cuando se la somete a esfuerzos se



deforma plásticamente.

Se extiende hasta unos 700 Km. de

profundidad y está asentada sobre lamesosfera, sólida y más densa. Laastenosfera está ubicada en el mantosuperior. La mesosfera constituye el

manto superior.

LA MESOSFERA

Es una capa sólida cuya dinámica seconoce poco. Está constituida por silicatos de hierro y magnesio conestructuras cristalinas muy cerradas, lo

que origina una densidad de 5, casi eldoble del valor de la corteza continental.Hace las veces de nexo entre el núcleoerrestre y la astenosfera, transmitiendo el



calor hacia arriba. Probablemente seproduzcan en la mesosfera movimientosde convección; existen datos 27




geofísicos que apoyan esta teoría, peroaún no se ha logrado una certezarazonable.



Se sabe que en la faja de contacto entre elnúcleo y la mesosfera ocurren fenómenosde gran magnitud. Se han encontrado

ndicios de que ocasionalmente serecalienta una zona en esa faja. Entonces,una gran “burbuja” (de más de milkilómetros de diámetro) de roca casi

fundida se forma en la base de laMesosfera y migra hacia arriba. Al llegara la superficie o cerca de ella se producefenómenos volcánicos generalizados,acompañados por modificaciones en laquímica oceánica y cambios climáticos ena atmósfera. Uno de estos fenómenos

ocurrió cien millones de años atrás, en elPeríodo Cretácico.

28



MART N H. IRIONDO

LA ASTENOSFERA

La astenosfera es una capa plástica,parcialmente fundida, compuestaprincipalmente por peridotitas con una

densidad 3,4 sometida a presiones, sedeforma y fluye. Recibe calor desde lamesosfera y lo transmite hacia afueramediante un mecanismo de convección,

similar al que puede observarse en elagua hirviendo, es decir, una porción quese calienta en la base del recipiente sedilata y comienza a subir debido a sumenor densidad. Llegada al límitesuperior, dicha porción se va enfriandopaulatinamente a medida que circula enforma horizontal y termina hundiéndose,



pues se contrae y se hace más densa por enfriamiento. El espacio recorrido por elfluido desde que se eleva del fondo, es

ransportado por la parte superior, sehunde y llega finalmente al punto originalse denomina “célula de convección” (Fig2 - 1).

La astenosfera, debido a su granviscosidad y a su espesor de 600

kilómetros, está ocupada por células deconvección de gran escala, de miles dekilómetros de largo y millones dekilómetros cuadrados de superficie. Lacirculación de las mismas se mantiene ao largo de decenas de millones de años y

determina los grandes rasgos de laitosfera suprayacente. La fuente de calor



que provoca la circulación proviene de lamesosfera.

GRÁFICO PAGINA 24)

Existen otras fuentes de calor dentro de lapropia masa de la

astenosfera; son los minerales radiactivosque producen energía térmica por desintegración. Estos focos internos

provocan alteraciones locales, tales comofusión de rocas y anomalías geofísicas.

La astenosfera no es homogénea. En su

parte superior existe una capa de unos 50Km. de espesor, más fluida que el resto dsu masa, que facilita los movimientos dea litosfera. Por debajo de los continentes



además, sufre la fusión de algunos de susminerales, los cuales llegan a lasuperficie de la Tierra en forma de

erupciones volcánicas. Comoconsecuencia de ello, esta capa quedaempobrecida en sus componentesbasálticos y más fría en esos sectores. Se

calcula que la temperatura es de 1.400grados debajo de los océanos y deminución en la densidad de sus rocas, quees compensada por el peso suplementariode las masas continentales.

29


LA LITOSFERA



La litosfera es la envoltura externa de laTierra. Tiene de 100 a 120

Km. de espesor. Es rígida y frágil, esdecir, sometida a grandes tensiones lasresiste elásticamente y eventualmente sefractura. Está compuesta por la capa más

externa del manto y por la cortezaerrestre. Está sometida en algunas zonas procesos de crecimiento provocados por material que sube a superficie desde la

astenosfera; en otras zonas sufrecontracción debida al hundimiento demasas de rocas en la astenosfera.

Actualmente la litosfera está dividida envarias placas, separadas entre sí por suturas. Las placas mayores, como las deAmérica del Sur, Eurasia o del Pacífico.



Miden decenas de millones de kilómetroscuadrados.

Existen otras más pequeñas, como la deTurquía y la de Nazca, ubicada en unsector del Pacífico frente a Chile y PerúFig. 2 - 2). Las interacciones entre las

placas, provocadas por los movimientos

convectivos de la astenosfera, configuranos episodios más importantes de la

Geología y son estudiados por unadisciplina de reciente aparicióndenominada Tectónica de placas o

ectónica global. .

Las áreas de actividad principal son lassuturas o líneas de contacto entre placas,delgadas fajas que rodean al planeta en



varias direcciones.

Ellas generan la expansión de las placas

en algunos sitios y su

acortamiento en otros. Existen dos tiposde sutura:

Suturas de expansión - Están situadas enas líneas donde las corrientes

convectivas de la astenosfera transportan

materia a la superficie, generalmente enforma de lavas. Las presiones generadaspor los sucesivos aportes hacen que losmateriales más viejos vayan siendo

paulatinamente apartados de la líneacentral con una velocidad que varía entre1 y 20 centímetros por año (Fig. 2 - 3).Este proceso va produciendo



continuamente nueva corteza en forma debandas paralelas de edad progresivamentmayor, a partir de la sutura. Toda la

corteza que se forma de esta manera escorteza oceánica, de composiciónbasáltica, de manera que cuando apareceuna sutura de expansión, origina siempre

el nacimiento o el crecimiento de unocéano.

Con el tiempo, este proceso forma

grandes dorsales o cordilleras oceánicasde miles de metros de altura ydimensiones mayores que los Andes o elHimalaya. La dorsal meso-atlántica es elejemplo más

30



MARTÍN H. IRIONDO

31



ínea central y formados por fuerzasensionales. Sus bordes están constituidos

por escarpas de fracturas verticales de

cientos y aún miles de metros de altura.

En su interior y alrededor ocurrenfrecuentemente intensos movimientos

sísmicos y hay actividad hidrotermal. Unperfil detallado de un valle de fracturaestá representado en la figura 2 - 4.

32



MARTÍN H. IRIONDO

Otros rasgos de primera magnitud queafectan a las dorsales oceánicas son lasallas transformantes, grandes zonas de

fractura generalmente transversales, quepueden extenderse miles de kilómetros enos fondos oceánicos y aún sumergidas

bajo los continentes. Están materializadas

por un relieve considerable, de 100 a 200



km. de ancho y hasta 3.000 metros dealtura sobre el fondo oceánicocircundante. Dichas fallas transformantes

dislocan a las crestas de las dorsales endistancias apreciables.

Una sutura de expansión puede aparecer

en un momento cualquiera

de la historia de la Tierra, permanecer activa durante millones de años y

finalmente paralizarse. Un ejemplo actualde sutura naciente puede observarse en elmar Rojo, prolongándose hacia el sur enos grandes valles estructurales del África

y hacia el norte en la depresión del mar Muerto. Se trata, en efecto, del nacimientode un océano que partirá al África en dosy separará al Asia Menor de Eurasia.



El Atlántico es un océano de este tipo, qucomenzó a desarrollarse hace 165millones de años, separando a

Sudamérica de África. Está constituidopor fajas de edad sucesivamente mayor amedida que se alejan de la dorsal. Lavelocidad de expansión es de 1 a 2

centímetros por año.

Suturas de subducción- Están ubicadasdonde chocan dos placas contiguas. Se la

denomina también “suturas dedestrucción”, porque a lo largo de lasmismas la corteza terrestre se hunde en laastenosfera. A 33




o largo de estas líneas una de las placasempuja a la otra hacia abajo, avanzandosobre ella (Fig. 2 - 5).

Las placas hundida se incrusta en laastenosfera en un ángulo variable, quedepende de la velocidad de acercamiento



magmáticos, incluído vulcanismogeneralizado. También ocurre

metamorfismo regional. La faja decontacto entre las placas en el interior dea Tierra se denomina zona de Benioff.

Pueden darse tres casos de suturas desubducción: a) Cuando se

enfrentan dos placas de corteza oceánica.

b) Cuando se enfrentan una placacontinental y una oceánica. c) Cuando seenfrentan dos placas de 34



MARTÍN H. IRIONDO

corteza continental. En cada caso seoriginan elementos típicos en lasuperficie.




Cuando se enfrenta una placa continental

con una placa oceánica, la placa oceánicaes siempre la que se hunde hacia laastenosfera, porque la diferencia dedensidades entre ellas hace que el

continente quede en superficie. En estoscasos se forma una cordillera en el bordecontinental y una fosa abisal en el bordeoceánico. El ejemplo más claro de este

fenómeno lo constituye la costa occidentade América del Sur donde la placaSudamericana avanza sobre el océanoPacífico. En esa faja apareció lacordillera de los Andes y la fosa deAtacama.

Al chocar dos placas continentales,



ninguna de ellas puede hundirse en laastenosfera, por razones de densidad. Segenera entonces un campo de tensiones y

deformaciones muy complejo, concorrimientos

horizontales de “escamas” de rocas de

cientos de kilómetros,

engrosamientos del continente por compresión, fuertes plegamientos, etc.,

acompañados por intensos movimientossísmicos. Un ejemplo actual de estefenómeno es la colisión de la India conEurasia, que comenzó haceaproximadamente 45 millones de años yprosigue en la actualidad. Se formaronallí el Himalaya y otras de las cordillerasmás altas del mundo, que constituyen un



sistema orográfico sumamentecomplicado.

EVOLUCIÓN DE LA CORTEZAOCEÁNICA

La corteza oceánica está sujeta a una

permanente dinámica endógena (originadaen el interior de la Tierra) y se renuevaconstantemente. Las suturas de expansióncrean anualmente varios kilómetros

cuadrados de corteza nueva, que migraentamente hasta alcanzar alguna sutura de

subducción y hundirse en la astenosfera,donde desaparece. El ciclo completo derenovación de la corteza oceánica tieneuna duración de 100 a 150 millones deaños; no existen rocas más antiguas en elecho de los océanos.



Coherentemente con esta dinámica, losocéanos también aparecen, se desarrollanpor expansión y eventualmente pueden

encogerse hasta desaparecer. Ya se hancitado ejemplos de océanos nacientesMar Rojo) y en desarrollo expansivoAtlántico). El caso más importante de

océano en contracción es el Pacífico,rodeado en toda su extensión por suturasde subducción. La dorsal del Pacíficooriental, que es una línea de expansión, noalcanza a contrarrestar esa tendenciageneral.

36

MARTÍN H. IRIONDO

El mar Mediterráneo es un océano en la



última fase de su evolución, que ya casiha desaparecido por el acercamiento entrÁfrica y Europa.

Si prosigue el acortamiento de la cortezaa la velocidad actual, habrá desaparecidocompletamente en menos de 10 millones

de años. Se

presentará entonces un coso similar al dea colisión de la India con Eurasia.

EVOLUCIÓN DE LA CORTEZACONTINENTAL

La corteza continental es mucho másestable que la oceánica. Se va generandopor adosamiento lateral de masas de rocapoco densas, de composición “granítica”.



Dichas rocas están compuestas por elementos segregados por diferenciaciónquímica en el interior de la Tierra y que

emergen después de haberse fundido.Actualmente la corteza continental cubreaproximadamente el 30 % de la superficiede la Tierra, pero constituye solo el 0,4 %

de la masa total del planeta. En épocasprimitivas era considerablemente menor.Existen masas continentales, los escudos,con edades superiores a los 2.600millones de años y valores extremos quelegan a los 4.000 millones. En efecto, la

corteza continental no se destruye; una ve

que se forma permanece indefinidamenteen la

superficie de la litosfera.



3

Procesos magmáticos

Las rocas que componen la litosferaocasionalmente se funden,

originando el magma. El magma es unamezcla de silicatos fundidos y sustanciasvolátiles, principalmente agua. Sunaturaleza química es variable y su

emperatura se encuentra entre 600 y1.400ºC, dependiendo esto de su origen ycomposición. Constituye en el interior dea corteza masas de forma lenticular que

miden desde unos pocos metros hastamuchos kilómetros cúbicos. Está sometida procesos físicos y químicos que lomodifican y provocan alteraciones a las



rocas que lo rodean. Su enfriamiento en enterior de la corteza produce las rocaslutónicas.

Cuando se abre paso por las grietas yfisuras de las rocas hacia zonas de menorpresión, puede solidificarse en cuerpos

argos y estrechos llamados rocasilonianas. Si el magma llega a la

superficie se derrama en forma de lava,dando lugar por enfriamiento a las rocasvolcánicas. Las rocas plutónicas,filonianas y volcánicas se denominan enconjunto rocas ígneas o magmáticas.

LOS SILICATOS EN EL MAGMA

Los silicatos constituyen la masa principadel magma, a veces hasta más del 99 %



del total. Durante el estado de fusiónreaccionan entre sí en forma compleja,obedeciendo a los principios de la

Termodinámica.

El estado de los silicatos no es el de uníquido propiamente dicho, sino que

constituyen cadenas y estructuras diversasde átomos, muy débiles e irregulares,fácilmente disgregables, pero que leconfieren al magma alta viscosidad (Fig.

3 - 1). Se trata de un estado similar al dea polimerización de los plásticos. Al

bajar la temperatura comienza un procesode desmezcla, cristalizando los diversoscomponentes.

Las condiciones de cristalización no sonsimples, como podría ser la



ransformación de agua en hielo, que seproduce en forma completa al bajar laemperatura a ceros grados. Si

consideramos un magma hipotético consolo dos componentes, por ejemplocuarzo y albita, el componente 39


más abundante, supongamos el cuarzo,comienza a cristalizarse en primer lugar,

pues es el que primero se satura al ir bajando la temperatura.. Si por algunacausa la temperatura deja de descender yse estabiliza, los cristales de cuarzonterrumpen su crecimiento, pues la

presencia de líquido albítico se lo impideAl bajar la temperatura nuevamente, elcrecimiento continúa. Continuando el



visualizar como masas densas y muyviscosas, sembradas de cristales yaformados suspendidos en ellas.

LAS SUSTANCIAS VOLATILES EN ELMAGMA

Están constituídas por elementos, óxidos otras moléculas sencillas en estadogaseoso. Entre ellas figuran el azufre, elboro, el arsénico, etc.; predomina en

forma absoluta el vapor de agua. Estassustancias volátiles no forman una faseibre en la mezcla magmática, sino que se

encuentran disueltas en los silicatosfundidos. Su proporción en el total delmagma es muy pequeña, alrededor del 1%, pero ejercen influencia considerableporque le hace bajar la viscosidad,



dándole más fluidez y movilidad.

A medida que el magma se va enfriando y

cristalizan los silicatos, la fase fundida seva enriqueciendo en volátiles, que en laetapa final constituyen líquidos

residuales, con predominio del agua

conteniendo silicatos disueltos.

CLASIFICACION DE LAS ROCASMAGMATICAS

Para clasificar a una roca magmática sedeben tener en cuenta dos característicasfundamentales. La primera de ellas es el

ambiente de cristalización, en cámarasmagmáticas situadas a miles de metros de40



MART N H. IRIONDO

profundidad, en fisuras de las rocas o bie

en la superficie de la Tierra.

De ello depende la velocidad deenfriamiento del magma, el tamaño de los

cristales y otras característicasmportantes. La segunda es lacomposición química, referida aquí alporcentaje SiO que contiene la 2

roca, ya que es la sustancia fundamentalde toda la litosfera. Si una roca contienemás 66 % de SiO se denomina ácida, si

contiene entre 52 y 66

2

% la roca es mesosilícica, entre el 45 y



52 % es básica; y si contiene del 45 % laroca es ultrabásica. El tipo de mineralesque se forman al enfriarse el magma

depende del porcentaje de sílice presenteAsí, en las rocas ácidas predomina elcuarzo y los feldespatos de sodio ypotasio, mientras que las rocas básicas

están compuestas por piroxenos yfeldespatos cálcicos.

Esquemáticamente las rocas magmáticas

se clasifican de la siguiente manera:

66% 52% 45%

Contenido deSiO

Acidas

Mesosilísicas



Básicas Ultrabásicas

2

VOLCANICAS

Riolita

Andesita

Basalto Limburgita

FILONIANAS

Pegmatita

Diabasa

PLUTONICAS



Granito

Diorita

Grabo

Peridotita

TIPOS DE MAGMA

nforme a la composición de la litosfera y

a la distribución de las rocas magmáticasen la superficie de la Tierra, existen dosipos fundamentales de magma, el

granítico y el basáltico. Cada uno de ellos

posee características químicas ycomportamiento físico particulares y seorigina en diferentes lugares de laitosfera.



El magma basáltico está constituído por silicatos fundidos, con un porcentaje desílice que oscila entre el 45 y el 52 %. El

contenido de sustancias volátiles esescaso y su temperatura está entre los1.000 y los 1.200 grados. Su fluidez esconsiderable, lo que le da gran movilidad

anto en el interior de la corteza comocuando llega a superficie. Se origina en laastenosfera, por fusión parcial de rocasperidotíticas, y sube a lo largo de lassuturas de expansión hasta la superficie.De esta manera, toda la corteza oceánicaestá constituída por basalto. El magma

basáltico 41




se ha derramado también en forma de lavasobre vastas extensiones continentales,cuando se produjeron profundas fracturas



de tensión que llegaron hasta laastenosfera. Un ejemplo de este fenómenoes la cuenca del Paraná, donde los

basaltos cubrieron aproximadamente unmillón de kilómetros cuadrados durante eCretácico Superior, en una superficie queabarca el noreste argentino, sur de Brasil

y Paraguay y norte de Uruguay. Su espesoalcanza 1.000 metros en la zona deConcordia, compuesto por numerosascoladas de 15 a 25 metros de espesor

ndividual.

El magma granítico contiene más del 66% de sílice y una proporciónrelativamente elevada de sustanciasvolátiles, que pueden sobrepasar el 5 %del total. Su temperatura es baja,



oscilando entre 650 y 800 grados.

Debido a ello es sumamente viscoso y le

resulta difícil fluir, aunque se lo someta apresiones elevadas. Se origina en lassuturas de subducción, 42

MARTÍN H. IRIONDO

por fusión parcial de rocas sedimentariasEl color que provoca la fusión proviene

del rozamiento de las placas en la zona deBenioff, y en menor medida de ladescomposición de elementos radiactivosEste magma tiende a cristalizarse en el

nterior de la corteza, en el núcleo de lascordilleras.

PLUTONISMO



mismo magma.

Otro proceso que contribuye a la

diferenciación química es la reacción delmagma con las rocas de caja, que secalientan en contacto con éste, sedesprenden y caen en la cámara

magmática, terminando por ser

fundidas y asimiladas en el líquido. Enalgunos casos, los fragmentos de roca de

caja que caen en el magma no alcanzan aser fundidos, recibiendo entonces elnombre de xenolitos.

La velocidad de enfriamiento del magmaen los plutones del interior de la cortezaes muy lenta. Las rocas resultantes estánformadas por 43




cristales bien desarrollados, visibles a

simple vista. La roca plutónica másfrecuente es el granito, que suele formarseen cuerpos que cubren superficies decientos a miles de kilómetros cuadrados

lamados batolitos.

El batolito de Achala, en la Sierra Grandde Córdoba, es un ejemplo de este tipo.

Se ha calculado que el enfriamiento ycristalización de un batolito típico duraalrededor de un millón de años.

DIQUES Y FILONES

Bajo ciertas condiciones, el magma esexpulsado de la cámara



magmática a lo largo de las fracturas deas rocas. Los silicatos fundidos sentroducen en las fracturas y las ensanchan

mediante un mecanismo de presiónhidráulica, similar al que se emplea en lofrenos de los automóviles. A lo largo deestas fisuras el magma fluye hacia zonas

de menor presión y eventualmente llega asuperficie. Cuando cristaliza dentro deellas, se forman las rocas filonianas,caracterizadas por su enfriamientocomparativamente rápido, formasabulares y escasa

reacción con las rocas de caja. Cuandoatraviesan las estructuras de las rocaspreexistentes, estos cuerpos se denominandiques o filones, si son concordantes

reciben el nombre de filones capa (Fig. 3



3).

Los diques de magma basáltico tienen a

veces más de cien kilómetros de extensióhorizontal, con un espesor de pocasdecenas de metros. Por lo común son máspequeños, se presentan en sistemas que

cubren amplias extensiones conservandoodos el mismo rumbo y el mismo

buzamiento.

La roca que constituyen estos diques es ladiabasa, compuesta por piroxeno yplagioclasa cálcica. Son típicas deregiones que ya han sufrido muchaerosión, y donde el basalto que existíasobre ellas ha desaparecido por la acciónde los agentes atmosféricos.



44



MARTÍN H. IRIONDO

VULCANISMO

Se denomina vulcanismo al conjunto deprocesos que sufre el magma cuando llega



a superficie. Las rocas resultantes son lasrocas volcánicas.

Cuando el magma irrumpe en superficie,siempre lo hace en forma

violenta mediante erupciones, liberando

gran cantidad de energía. El vulcanismoestá caracterizado por un conjunto defenómenos

espectaculares, tales como derrames deava, explosiones de gases, nubes deceniza volcánica, etc. El tipo de magmadetermina la naturaleza de la forma y

amaño de los depósitos resultantes.

A lo largo de repetidas erupciones en unmismo lugar, el magma



construye un volcán, mediante sucesivosdepósitos de lava y fragmentos de rocas.La lava sube desde el interior de la

itosfera a lo largo de la chimenea, queermina en el cráter. La lava sale por elcráter y se derrama por las laderas,acrecentando así el tamaño del volcán

F9g. 3 - 5).

El magma basáltico llega a superficie auna temperatura de 1.000ºC o más. Es

relativamente fluido y sus lavas puedencorrer a una velocidad de varioskilómetros por hora. El contenido devapor de agua y otros gases es pequeño.Cuando la lava llega a superficie losgases se liberan, por descomposición yenfriamiento, y forma burbujas que se

elevan 45




dentro de la masa fundida hasta salir a la

atmósfera. Frecuentemente, algunas deesas burbujas quedan atrapadas en la rocaal enfriarse el magma demasiado rápido,originando el basalto alveolar . Este

magma forma volcanes chatos y muyextensos, los volcanes en escudo. Algunode ellos son los más extensos de la Tierray sus cráteres contienen verdaderos lagos

de lava incandescente durante largosperíodos. Los volcanes en escudo demayor tamaño se encuentran en Hawaii.

En los episodios geológicos importante,el magma basáltico se ha derramado ensuperficie a lo largo de fisuras, inundandgrandes extensiones. Afortunadamente, no



se ha producido ningún fenómeno de esteipo en épocas históricas, pero lasevidencias de que ocurrieron en el pasado

son muy claras, especialmente en Islandia

El magma granítico llega a superficie aunos 700ºC. de temperatura.

Por su gran viscosidad se asemeja más auna pasta que a un líquido.

Prácticamente no fluye y contiene grancantidad de gases. Dichos gases sedesprenden explosivamente del magma,arrojando al aire fragmentos de todo

amaño, que van a caer a distanciavariable del cráter, de acuerdo a laenergía de la explosión y al tamaño de lofragmentos. Se los denomina materiales



iroclásticos. Los materialespiroclásticos más importantes son lascenizas volcánicas, compuestas por

fragmentos menores a 4 mm de diámetro.Las cenizas generalmente estánconstituídas por vidrio volcánico; sonelevadas a miles de metros en la

atmósfera por las corrientes ascendentesque provoca la erupción, formando grandnubes. Posteriormente son dispersadaspor los vientos, que pueden transportarlasa cientos de kilómetros de distancia.Cuando finalmente se depositan, formanmantos de poco espesor y gran extensión,

que cubren grandes áreas siguiendo lasrregularidades del paisaje. Alconsolidarse constituyen un tipo de rocaslamadas tobas.



En ciertos casos una nube de gases densoa alta temperatura se

desprende del cráter y se desplaza laderaabajo a gran velocidad, acarreando ensuspensión fragmentos de lava a medioenfriar y otras rocas que arranca a su

paso. La nube se encauza por un valle oquebrada y corre pendiente abajo a unavelocidad que puede sobrepasar los cienkilómetros por hora, quemando todo a su

paso. Este fenómeno recibe el nombre denube ardiente. Una de ellas destruyó laciudad de San Pedro, en Martinica, a finedel siglo pasado.

46



acarreados se depositan. Debido a la altaemperatura que poseen, se acomodanplásticamente unos a otros, soldándose

entre sí al enfriarse. El producto de esteproceso es una roca denominadagnimbrita.

Este tipo de rocas es frecuente en lasdepresiones del oeste de la Puna;corresponde allí a un vulcanismorelativamente reciente.

El vulcanismo ácido y mesosilícico formaos estratovolcanes, compuestos por

capas sucesivas de lavas enfriadas y demateriales piroclásticos. En los volcanesbasálticos el calor de la cámaramagmática ubicada en el subsuelo sueledebilitar la resistencia de las rocas de la



parte alta alrededor del cráter,provocando el hundimiento de todo elsector. La depresión que se forma recibe

el nombre de caldera (Fig. 3 -

47


6); dentro de ella puede desarrollarseposteriormente un cono menor. El ejemplo

más famoso de este proceso estárepresentado por el Vesubio, en Italia, quse desarrolló en la caldera de un volcánmás antiguo. En el sur de la provincia de

Mendoza pueden observarse variascalderas volcánicas.

TEXTURA Y ESTRUCTURA



Textura y estructura son dos términosdescriptivos muy utilizados enPetrografía. La textura de una roca

describe el tamaño de sus cristales y lamanera en que éstos se encuentranrelacionados entre sí. Ejemplos de texturason: la holocristalina, en la cual todos lo

minerales esenciales tienen cristalesvisibles a simple vista, es típica de lasrocas plutónicas; la microcristalina, en laque los cristales sólo pueden observarseal microscopio; y la porfírica, en la cualexisten grandes cristales llamados

“fenocristales”, rodeados por una “pasta”vítrea, caso frecuente en las rocasvolcánicas. En la textura poiquilítica

grandes cristales de un mineral engloban

pequeños cristales de otro, es frecuente e



as pegmatitas (Fig. 3 - 7).

La estructura es una característica que

depende de la dinámica a que fuesometida la roca en el momento de suformación. Muchos basaltos tienenestructura fluidal, con sus fenocristales

alineados en la dirección en que fluía elmagma en el momento de enfriarse. Laestructura alveolar se presenta cuando unava se solidifica conteniendo burbujas

gaseosas.

El zonado, frecuente en rocas filonianas,es la concentración de ciertos mineralesen fajas paralelas o en bolsones (Fig. 3-8). Los xenolitos son estructuras presenteen algunas rocas plutónicas, se trata defragmentos de la roca de caja que cayeron



en el magma y que no alcanzaron a ser digeridos por éste (Fig. 3 - 2).

La fábrica de las rocas es un conceptoque abarca conjuntamente a la textura y aa estructura.

48

MARTÍN H. IRIONDO

4

Procesos metamórficos

Dentro de la litosfera existen presiones yemperaturas elevadas, que provocan laalteración de los minerales y rocassedimentarias e ígneas originados en otra

condiciones. Se forman nuevas rocas y



minerales mediante procesos que ocurrenfundamentalmente en estado sólido,conocidos con el nombre de

metamorfismo. El metamorfismoproducido por la acción dominante oexclusiva de la temperatura se denominametamorfismo térmico; el metamorfismo

dinámico está provocado por el efectopredominante de la presión. Esos dosipos de metamorfismo no son los que

predominan en la litosfera, sino elmetamorfismo dinamotérmico, producidopor la combinación de ambos factores.Tanto el metamorfismo dinámico con el

érmico tienen lugar en áreas reducidas,mientras que el metamorfismodinamotérmico es el responsableprincipal del metamorfismo regional , que

cubre extensas áreas de la superficie



errestre, especialmente en los escudoscontinentales.

En el metamorfismo en general, es muyfrecuente la migración de

elementos y sustancias minerales de un

ugar a otro. Este fenómeno es conocidocomo metasomatismo.

CAUSAS DEL METAMORFISMO

Las razones que hacen que se produzca elmetamorfismo de rocas y minerales seencuentran en la tendencia general de los

productos geológicos hacia el equilibriofísico y químico. Una arcilla, por ejemplo, que se origina en la superficie da Tierra a 20ºC de temperatura y 1



a litosfera y que influyen en elmetamorfismo son de dos tipos. Una deellas es la presión confinante, que

depende de la profundidad. Estáprovocada por el peso de las rocas queestán encima y es muy semejante a lapresión hidrostática de los líquidos. Esta

presión aumenta hacia abajo a razón de 3atmósferas por metro. La unidad depresión que se utiliza corrientemente enos trabajos geológicos en el kilobar,gual a 1.000 atmósferas. Se alcanza 1

kilobar de presión confinante a 330metros de profundidad. La presión

confinante provoca la compactación deas rocas y la aparición de minerales másdensos que los originales.

El otro tipo de presiones está formado po



as tensiones de compresión a que estásometida la litosfera debido almovimiento de las placas. Sus valores so

muy variables, alcanzando intensidadesmáximas en las fajas de subducción.

A profundidades pequeñas, el peso de las

rocas sobreyacentes también ejerceensiones compresionales verticales,

dirigidas hacia abajo. Las tensiones decomprensión provocan la aparición de

minerales planos o alargados, ubicados edirección paralela, y estructuras talescomo la esquistosidad, caracterizadas porel paralelismo de fajas minerales.

El rango de temperaturas en que seproduce el metamorfismo oscila entrealgo más de 100ºC, en que comienza a



movimientos es variable; se han medidomigraciones de iones de hierro de hasta 6metros y de sílice de 51


hasta 15 metros. Los elementos muy

solubles en fluidos acuosos, como elcloro y el boro, se desplazan hasta 1.000metros. Los propios fluidos puedenrecorrer distancias de hasta 10

kilómetros, facilitando a su pasoreacciones minerales.

Los mecanismos de los movimientos

comprenden la difusión de iones a travésde sólidos y líquidos, y el transporte por medio de fluidos en movimiento. Ladifusión puede realizarse a través de los



minerales, avanzando a lo largo de lasmperfecciones de las redes cristalinas,

que normalmente son más de mil millones

por centímetro cúbico. También puedenrealizarse a lo largo de las superficies deos cristales, donde las imperfecciones

son considerablemente más numerosas.

Los mecanismos más eficientes, sinembargo, son la difusión de iones a travésde un fluido intergranular estático y elransporte de los iones disueltos medianteel movimiento de fluidos que migran aravés de las rocas. Los iones migran

desde los lugares de mayor concentración

hacia los de menor concentración; o bien, para expresarlo deforma más correcta y no exactamente

equivalente, migran desde los lugares de



mayor energía hacia los de menor energía

La influencia del metasomatismo en todo

el conjunto del metamorfismo es muymportante. En la Naturaleza casi todosos fenómenos metamórficos se efectúan

mediante la transferencia parcial de

materia.

METAMORFISMO DINAMICO

El metamorfismo dinámico propiamentedicho se produce

esporádicamente en los ambientes poco

profundos de la litosfera. Está provocadopor los esfuerzos de compresión intensosy tiene lugar en las fallas y fajas decizalla. En esos lugares la presión se



concentra de tal manera que tritura a laroca en fragmentos pequeños, hastamicroscópicos.

Estos se funden luego parcialmente,debido al calor provocado por elrozamiento. Dicho proceso da origen a

una roca denominada milonita,caracterizada por la recristalizaciónparcial de los minerales preexistentes y ealineamiento de los mismos a lo largo del

plano de cizalla.

METAMORFISMO TERMICO

El metamorfismo térmico se produce por el efecto de las altas

emperaturas magmáticas sobre las rocas



cercanas. Su expresión más 52



MARTÍN H. IRIONDO

mportante la constituyen las aureolas decontacto (Fig. 3 -2) Está caracterizado po

reacciones químicas generalizadas de losminerales preexistentes, con laconsiguiente aparición de nuevosminerales. Se produce una deshidratación

generalizada y una pérdida de CO2; losanfíboles se transforman en piroxenos yaparecen granates cálcicos.



Las texturas típicas del metamorfismoérmico son equidimensionales, es decir,os minerales no tienen una orientación

preferente. Se denomina corneanas a lasrocas de textura microcristalinaoriginadas por este tipo de metamorfismoUn rasgo característico de las rocas de

metamorfismo térmico es la presencia demanchas, provocadas por la presencia decristales de cordierita en texturapoiquilitica.

53


Las rocas que se ven afectadas con mayorntensidad por el



metamorfismo térmico son los xenolitos.La aureola de contacto tiene un grosor quedepende del tamaño del cuerpo

magmático, con intensidad demetamorfismo decreciente hacia afuera.Este tipo de metamorfismo es pocomportante a escala regional, por lo

general sus efectos se reducen adimensiones que varían entre algunasdecenas y pocos cientos de metros.

La duración de un episodio demetamorfismo térmico se estima entre10.000 y 100.000 años.

METAMORFISMO DINAMOTERMICO

Está producido por la acción combinadade la presión confinante, tensiones



dirigidas y altas temperaturas. Por logeneral, ocurren fenómenosmetasomáticos importantes durante el

metamorfismo

dinamotérmico. Este tipo demetamorfismo es mucho más importante

que los descriptos anteriormente y tienecaracterísticas propias que resultan de lagran escala de los fenómenos y de la largaduración de los mismos. Cada evento

afecta a porciones importantes de lacorteza (miles de kilómetros cúbicos), ysu duración puede alcanzar de 1 a 10millones de años. Los límites de loscuerpos metamorfizados son imprecisos ya transiciones entre éstos y las rocas no

alteradas abarcan varios de kilómetros.

Los espesores también se miden en



kilómetros.

Los minerales que se forman mediante

este proceso suelen ser escasos; esfrecuente que una asociación de tres ocuatro minerales se mantengan constante aravés de un área extensa.

En los casos en que las rocasmetamorfizadas no se hayan hundido amucha profundidad en la corteza,

predominan las tensiones

compresionales sobre los otros factores, yprovocan el desarrollo de orientaciones

referentes en los minerales y en lasrocas. En este fenómeno actúan variosmecanismos; uno de ellos es la rotaciónde las partículas minerales preexistentes.



Otro, que ocurre frecuentemente, es elcambio de forma de los granos por efectode la compresión, que provoca la

migración de los átomos del cristal desdeos puntos de alta presión a los de presiónbaja. Un tercer mecanismo, muygeneralizado, es el crecimiento de

minerales nuevos con formas alargadas oplanas, como las micas. Por ejemplo, lasareniscas arcillosas se transforman encuarcitas micáceas (Fig. 4 - 1).Finalmente, se puede citar la segregación

de los 54

MARTÍN H. IRIONDO

minerales que constituyen algunas rocas,o que origina en la misma estructura

bandeadas o lenticulares.



genéricamente esquistos. Cuando la rocaestá formada por lentes irregulares deminerales claros (cuarzo o feldespatos)

ntercalados con lentes y bandas deminerales oscuros, se denomina gneis, ya estructura de la misma es la estructura

gnéisica. Las pizarras poseen la

propiedad de partirse en planos paralelosdebido a la orientación preferente decristales microscópicos de mica; dichacaracterística se conoce como clivaje

izarreño. En los casos en que una rocapresenta agrupaciones redondeadas decristales rodeadas por minerales de otra

naturaleza, se denomina a dicha estructura“glandular”(Fig. 4 - 2).

NTENSIDAD DEL METAMORFISMO



originan silicatos

hidratados, especialmente micas como la

clorita y la sericita.

Sus rocas características son la pizarra ya filita.

Metamorfismo intermedio o de

“mesozona”. Está caracterizadoprincipalmente por transformacionesquímicas. La temperatura

es más elevada que en el caso anterior yas tensiones todavía

55




son más importantes que la presiónconfinante. El tamaño de



os cristales es en general mayor que losoriginados en el

metamorfismo de bajo grado. Losminerales típicos son biotita

y muscovita entre las micas, estaurolita y

anfíboles. Las rocas

ípicas son los esquistos y gneises.

Metamorfismo profundo o de “catazona”Se trata de

recristalizaciones químicas muyavanzadas, producidas a

emperatura y presión confinante muy



elevadas. Las tensiones

son poco importantes. Se forman

minerales tales como biotita,

sillimanita, plagioclasas cálcicas,piroxenos y olivino. Sus rocas típicas son

algunos tipos de gneis y las granulitas.

56



para el geólogo, es el de faciesmetamórficas. Tiene el mismo fundamentoambiental que el de las facies

sedimentarias. En este caso, una faciesdeterminada describe el campo deestabilidad de una asociación mineral,marcada por un intervalo de temperaturas

y un intervalo de presiones. Las faciesmportantes son pocas:

a) Facies de esquistos verdes. Indica un

metamorfismo de bajo grado y estácaracterizada por la asociación mineralclorita-biotita.

b) Facies de anfibolitas. Se trata de unmetamorfismo más alto, con formación dehornblenda y plagioclasas. Laesquistosidad es



menos definida.

c) Facies de granulitas. Es un

metamorfismo profundo, de altas

presiones y temperaturas. Una de suscaracterísticas es la aparición de

minerales densos, sin hidroxilos, y la faltde esquistosidad.

Está caracterizada por la asociación

piroxeno-granate.

METAMORFISMO PROGRESIVO YRETROGRADO

Cuando una masa rocosa entrapaulatinamente en un ambiente de

grandes presiones y alta temperatura, por



resultante es una pizarra. Si elmetamorfismo se intensifica, las arcillasremantes y la sericita se transforman en

otro tipo de mica: la clorita. El resultadoes una roca esquistosa, de color verde,lamada filita. Si el metamorfismo siguentensificándose, la clorita a su vez se

descompone, originando nuevos mineraley a otra roca, el esquisto micáceo.

Finalmente, en condiciones extremas depresión y temperatura, se llega almetamorfismo profundo y la roca seransforma en una granulita, compuesta

por piroxenos y feldespatos.

Por otra parte, cuando una roca yametamorfizada permanece

suficiente tiempo en ambientes



metamórficos de menor intensidad que elque la originó, puede sufrir reaccionesretrógradas, transformándose sus

minerales en otros menos densos y máshidratados. Un ejemplo de ello es laransformación de piroxenos en micas y

anfíboles.

METAMORFISMO REGIONAL

Desde el punto de vista geológico, el

metamorfismo suele ocurrir en episodiosde larga duración, que puede estimarseentre 1 y 10 millones de años, y queafectan a decenas de miles de kilómetroscuadrados. Esto se denominametamorfismo regional y consistefundamentalmente en el metamorfismodinamotérmico de toda la región, con



diferencias locales de intensidad yreducidas manifestaciones demetamorfismo térmico y dinámico puros.

Las rocas que forman gran parte de lasSierras Pampeanas constituyen un ejemplode metamorfismo regional, ocurrido en le

Paleozoico inferior.

El metamorfismo regional suele separarseen dos tipos: 1)

Termodinámico o dinámico; se desarrollaen zonas de compresión,

principalmente en las fajas de las placascontinentales afectadas por suturas desubducción. Tiene lugar durante lasorogenias (formación de montañas), con



grandes tensiones que provocan laesquistosidad y con flujos de calor engrandes extensiones que provienen del

manto. 2) De hundimiento o soterramientoOcurre en las zonas de extensión de lasplacas, particularmente en los llamados“márgenes pasivos” de los 58

MARTÍN H. IRIONDO

continentes, tales como en la plataforma

continental argentina. En los lugares enque los sedimentos y rocas volcánicasacumulados en una cuenca geológicaalcanzan 15 o más kilómetros de espesor se produce este tipo de metamorfismo.Está caracterizado por falta deesquistosidad y transformacionesminerales mucho menores que los que



ocurren en el tipo dinámico.

De los párrafos anteriores puede

deducirse que gran parte de la cortezaerrestre (concepto estático) y/o de laitosfera (concepto dinámico) está

formada por rocas metamórficas.

ALGUNAS ROCAS MATAMORFICAS

Gran parte de las regiones metamórficas

del mundo está compuesta por unas pocasrocas; algunas de ellas son las siguientes:

izarra - Roca de grano fino, de color

gris a negro. Posee la propiedad departirse según planos perfectos,originados por el crecimiento de cristalesmicroscópicos de sericita. Proviene del



metamorfismo de lutitas.

ilita - Roca esquistosa de grano fino,

color verde grisáceo. Su mineralcaracterístico es la clorita. Presenta brilloustroso.

nfibolita - Está compuesta por anfíbolesy en menor medida por plagioclasas.Presenta esquistosidad, producida por laalineación de los cristales prismáticos de

os anfíboles. Es producida por elmetamorfismo intermedio de arcillas y debasaltos. Color gris a negro.

Gneis - Roca caracterizada por lentes ybandas irregulares de minerales claros,cuarzo y feldespatos, intercalados conentes de minerales oscuros, anfíboles y



piroxenos. Es el producto demetamorfismo dinamotérmico regional degrado intermedio a alto.

Mármol - Roca formada por carbonato decalcio, de color claro hasta blanco.Proviene del metamorfismo de calizas

sedimentarias.

Cuarcita - Está compuesta casiexclusivamente por granos de cuarzo.

Es de color gris claro a blanco. Provienedel metamorfismo de areniscas silíceas ya veces conserva las estructuras

sedimentarias de las rocas originarias.

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60

MARTÍN H. IRIONDO

5

Geología estructural

La Geología Estructural es la rama de laGeología que estudia las propiedadesfísicas de las rocas y sedimentos, sus

deformaciones y fracturas y la mecánicade las fuerzas que actúan sobre ellas. Lacorteza terrestre está sometida a uncomplejo sistema de tensiones provocado

por el movimiento de las placas de laitosfera, que se traducen localmente enracciones, compresiones y torsionesdiversas. Las rocas, como cualquier



sustancia sólida, ejercen resistencia a lasensiones, pero cuando éstas son

demasiado fuertes o muy prolongadas se

deforman y

eventualmente se fracturan. La forma enque las rocas responden a los esfuerzos

depende de su naturaleza, de las presioney temperatura a que están sometidas, a laduración de las tensiones y a otrosfactores.

PROPIEDADES FISICAS DE ROCAS YSEDIMENTOS

lasticidad - Cuando se ejerce presiónmoderada sobre un sólido cualquiera, ésteresiste la fuerza acortándose y cuando seretira la presión recobra su forma



original. En algunos casos, el material esvisiblemente deformado durante laexperiencia, por ejemplo si se emplea el

caucho, pero la gran mayoría de lossólidos reacciona en forma imperceptible

Las rocas presentan el mismo

comportamiento, si bien son necesariosaparatos especiales para determinar ladeformación, que siempre es muypequeña. Este tipo de alteración, llamadadeformación elástica, desaparece cuandoes retirada la fuerza que la provocó.Depende en forma exclusiva de lantensidad de la fuerza y su

comportamiento físico puede ser visualizado como el de un resorte (Fig. 5 1a). El grado de acortamiento depende de

a naturaleza del material y está expresad



físicamente por el módulo de Young .

Viscosidad - Si la presión que se ejerce

sobre la roca es fuerte y sobrepasa uncierto límite, ésta comienza a deformarseplásticamente, sufriendo un acortamientorreversible, que no desaparece al retirar

a presión. Esta es la llamadadeformación viscosa y depende 61



deformación de las rocas unasuperposición parcial entre ladeformación elástica y la viscosa.

Sobrepasada la resistencia elástica existeun tramo de resistencia viscoelástica, ena cual se suman ambos efectos. Esto

puede ser visualizado como elmovimiento de un pistón asociado a unresorte.

Quitando la carga, la deformación serecupera solo en parte, siendo el resto dea misma irreversible (Fig. 5 - 1c). El

comportamiento de una roca sometida a uesfuerzo creciente de compresión estárepresentado en la figura 5 - 2. Si se lasometiera a un esfuerzo de tracción larepuesta sería similar, pero con valores



menores porque la resistencia de las rocaa la tracción es aproximadamente diezveces menor que a la compresión.

lasticidad - La plasticidad es unapropiedad de los sedimentos arcillosos noconsolidados. Se dice que un sedimento

es plástico cuando puede ser amasado ymoldeado al humedecerlo. Dichocomportamiento se debe a la naturalezaparticular de los minerales de la arcilla.

Estos están formado por una serie deáminas microscópicas superpuestas y

poseen ciertas propiedades eléctricas quehacen que una película de agua se pegue asu superficie. Esta película tienepropiedades diferentes de las del aguaíquida, pues sus moléculas están

organizadas en una especie de estructura



MARTÍN H. IRIONDO



Las arcillas son capaces de absorber ambién cantidades considerables de aguaíquida, que les hace disminuir su

cohesión. Superada una cierta proporciónde agua, la arcilla se transforma en uníquido y comienza a fluir.

El punto en que se produce laransformación se denomina límite

íquido.

ricción interna - Es una propiedadípica de las arenas. La superficie de losgranos de la arena es generalmenterugosa, con pequeñas

protuberancias, picaduras y otrasrregularidades. Esto hace que los granos

continuos de una masa de arena estén o



a fricción interna de la arena y seproduce un fenómeno llamado“licuefacción”: toda la masa se transform

en un líquido y comienza a fluir. El casomás conocido de licuefacción estárepresentado por las arenas movedizas.

racturación - Cuando el esfuerzo a queestá sometida una roca o un sedimento sehace demasiado intenso, el material sefractura. En primer lugar, aparecen grieta

y fisuras en toda la masa o en parte de elldurante la fases de deformación viscosa yviscoelástica. Este mecanismo ayuda aprolongar la resistencia aliviando lasensiones. Si la intensidad del esfuerzo

continúa aumentando, se produce una fallay el material se rompe. Las fallas ocurren

frecuentemente a lo largo de líneas de



menor resistencia, ya marcadas por fisuras.

LAS ROCAS COMO CUERPOSGEOLOGICOS

Para comprender el comportamiento de

as rocas ubicadas en la

itosfera, es necesario considerar unaserie de factores adicionales, a veces

contrapuestos, que influyen sobre laspropiedades físicas fundamentalesenumeradas anteriormente.

En primer lugar, la mayoría de las rocases físicamente anisótropa, es decir, noiene la misma resistencia en todas lasdirecciones. Se trata de propiedades



horizontales en ciertas áreas. Las 64



MARTÍN H. IRIONDO

fuerzas confinantes son muy elevadas enprofundidades de varios

kilómetros, pudiendo sobrepasar las10.000 atmósferas. En estas



condiciones las rocas aumentan suresistencia considerablemente, pudiendosoportar esfuerzos que en la superficie de

a Tierra las destruirían. Por el contrario,aumentan considerablemente las

deformaciones viscoelástica y viscosa.

Temperatura - El aumento de temperaturacon la profundidad hace que las rocas sevean sometidas a temperaturas de cientos

de grados centígrados en el interior de lacorteza, provocando una disminucióngeneral de la resistencia y un aumentorelativo de la capacidad de deformaciónviscosa. Este efecto es tan notable, que enciertas condiciones las rocas muy blandascomo el yeso o la sal fluyen en estadosólido cuando se las somete a



fenómeno análogo a la llamada “fatiga” dos metales, que hace que un objeto se

rompa después de haber funcionado un

número muy grande de veces.

65




La influencia de este factor es, sin duda,muy difícil de calcular porque losexperimentos más largos que se han

realizado duraron dos años, mientras queel tiempo geológico se mide en millonesde años. Lo que sí podemos deducir concerteza, es que el factor tiempo es muy

mportante.

Probablemente hace que la deformaciónviscoelástica sea más importante que la

registrada en laboratorio, en desmedro dea resistencia elástica.

Deformaciones elásticas, por otra parte,existen en muchas regiones montañosas;algunas de ellas se han conservado por decenas de millones de años.



gua intersticial - El agua que a menudoocupa los poros y fisuras de las rocas ysedimentos debilita la resistencia del

material, como la sal y el yeso, peroambién influye en las rocas resistentescomo el granito y el basalto.

GEOMETRIA DE LOS PLIEGUES

En las cordilleras y en regiones de rocasmetamórficas las rocas suelen encontrarse

plegadas en diversas formas. Los pliegueson largos y estrechos y están producidospor esfuerzos de compresión; se losdescribe y clasifica por su posición y porsus características geométricas (Fig. 5 -

66



MART N H. IRIONDO

4). Un pliegue doblado hacia arriba se

denomina anticlinal . En caso contrario,doblado hacia abajo, se llama sinclinal .La línea que divide al pliegue en dospartes aproximadamente iguales es el eje

del pliegue y las partes lateralesconstituyen los flancos del mismo. Elplano que comprende a todos los ejes deun pliegue es el plano axial .

Los pliegues cuyo plano axial es verticalse denominan pliegues verticales, puedenser abiertos o cerrados (Fig. 5 - 5). Lospliegues cuyos flancos se inclinan enángulos diferentes son pliegues

nclinados; si los flancos se inclinan en emismo ángulo y en la misma dirección, se



rata de pliegues paralelos. Los pliegues

volcados tienen los flancos inclinados ena misma dirección pero en distintos

ángulos. El pliegue acostado es el queiene el plano axial prácticamentehorizontal, (Fig. 5 - 6).

Existe una clase particular de pliegues,os domos, que son anticlinales

aproximadamente circulares (Fig. 5 - 7).Se originan por esfuerzo de tensión

provocados por masas de sal sedimentarique migra hacia arriba mediante flujoviscoso.

Las flexuras son fajas arqueadas que unendos bloques no plegados, (Fig. 5 - 8), quese encuentran a punto de ser fracturados,casi en el límite de resistencia de la roca.



Pueden ser originados por cualquier tipode esfuerzo, de compresión, de tracción ode torsión.

GEOMETRIA DE LAS DIACLASAS

Prácticamente todas las rocas que forman

os kilómetros superiores de la cortezaerrestre están atravesadas por fisuras ygrietas de corta extensión. Estas pequeñasfracturas se denominan diaclasas, y están

caracterizadas por un desplazamiento nuloo imperceptible entre los bloques que lasimitan.

Las diaclasas constituyen superficiesplanas, con una extensión que varíageneralmente de algunos decímetros avarios metros. En rocas homogéneas se



repiten a intervalos más o menosregulares, todas con la misma dirección ya misma inclinación; se trata entonces de

un juego de diaclasas (Fig. 5 - 9). Dos ómás juegos de diaclasas constituyen unsistema de diaclasas. La separación entrediaclasas varía entre algunos centímetros

y unos pocos metros.

Las diaclasas se forman simultáneamentecon los pliegues en las

cordilleras, por lo que se puede deducir que aparecen durante la deformaciónviscoelástica. Las diaclasas que seproducen por esfuerzos 67




de tracción son perpendiculares a ladirección de los mismos. Las que originanpor fuerzas de comprensión tienen a



es una faja de cierto ancho más que unasuperficie. Al plano de falla se lo definepor su extensión, su dirección y su

nclinación (llamadas respectivamenterumbo y buzamiento). Los bloques sonas masas de roca adyacentes al plano de

falla; se deslizan a lo largo del mismo,

aliviando las tensiones a que estásometida la roca. La distancia querecorren los bloques a lo largo del planode falla se denomina rechazo.

La superficie de un bloque que está encontacto con el plano de falla se denominabio del bloque. Cuando el plano de la

falla es inclinado, se discriminan a vecesas componentes horizontal y vertical,lamándoseles desplazamiento horizonta

aparente y desplazamiento vertical



aparente.

Si hay movimiento vertical, se distingue e

bloque elevado del bloque hundido.

Las fallas más importantes de la cortezaerrestre son las fallas transcurrente s, d

desplazamiento horizontal; estánproducidas por esfuerzos de torsión, queaparecen en las suturas entre las placas dea litosfera. Pueden producir rechazos de

cientos de kilómetros. Existen dos tipos,as de movimiento lateral derecho, en las

cuales un observador situado en uno deos bloques ve moverse al otro bloque

hacia la derecha.

Y las de movimiento lateral izquierdo, eas cuales el observador ve moverse al



bloque opuesto hacia la izquierda (Fig. 5 12).

Las fallas provocadas por esfuerzos deensión son denominadas fallas directas.En ellas el plano de falla se inclina haciael bloque hundido produciéndose un

estiramiento de todo el conjunto (Fig. 5 -13). Los esfuerzos de compresión danugar a las fallas inversas, en las que el

plano de falla buza hacia el bloque

elevado, produciéndose un

acortamiento de conjunto.

El fallamiento de rocas en una regiónsuele producir una sucesión de bloqueselevados y bloques hundidos. Losprimeros se denominan pilares tectónicos



y los segundos fosas tectónicas (Fig. 5 -14). Sistemas de este tipo se originan poresfuerzos generalizados de tracción. Los

esfuerzos de compresión producen elbasculamiento de los bloques, en el queos distintos bloques hunden uno de sus

bordes y elevan el borde opuesto (Fig. 5 -

15).

69




GEOLOGIA DE LOS PLIEGUES

Los pliegues se producen



fundamentalmente en el interior de la

corteza, en zonas sometidas a grandes

presiones y temperaturas, que favorecena deformación. El ambiente físico másfavorable para el plegamiento seencuentra en las suturas de subducción,

debido al hundimiento de grandes masasrocosas y a los esfuerzos de compresiónque predominan. Cada pliegue en sí sueleestar formado por una sucesión de estrato

de rocas diferentes, con propiedadesfísicas distintas. Al producirse la flexiónas rocas blandas tienden a deformarse

mediante corrimientos microscópicos quese producen en las redes cristalinas de lominerales, llamados movimientosntragranulares. Rocas algo más

resistentes producen acomodamientos



entre los granos de cristales que laconstituyen, son los movimientosntergranulares. Los estratos más rígidos

se deforman mediante la aparición deuegos de diaclasas; se trata de ladeformación por cizalla (Fig. 5 - 16).

70

MARTÍN H. IRIONDO

ENTORNO GEOLOGICO DE LAS

DIACLASAS



Las diaclasas pueden formarse en unavariedad de condiciones

geológicas y suelen indicar con bastantefidelidad las variaciones locales de losesfuerzos. De tal manera, los plieguessuelen presentar diaclasas de tensión en

su borde externo y diaclasas decompresión en la zona interna. Lasdiaclasas suelen reflejar también lasdiferencias físicas de rocas superpuestas;

combinando la inclinación y el número deellas al pasar de una roca a otra (Fig. 5 -17). Asimismo se las encuentra asociadasa fallas, reflejando las tensiones yrelajamientos que se producen antes ydespués de los movimientos. Cuando unaregión se ve sometida



alternativamente a esfuerzos diferentes,cada uno de ellos y su orden de apariciónsuelen quedar registrados en el sistema de

diaclasas.

GEOLOGIA DE LAS FALLAS

Las fallas son el mecanismo generalizadode deformación de la

corteza, si se las compara con los

plegamientos que solo afectan fajasimitadas. Muchas cadenas montañosasaparecen por la acción exclusiva delfallamiento, las sierras Pampeanas son un

ejemplo de este fenómeno.

Además, extensas regiones continentalesde llanuras y mesetas están afectadas por



fallamiento en mayor o menor medida.

El movimiento de una falla se produce

después de haberse acumulado tensiones o largo de la misma. Dichas tensionespueden llegar a ser considerables, y vancreciendo hasta que superan la resistencia

ofrecida por el rozamiento interno delplano de falla. Al producirse elmovimiento se libera una gran cantidad deenergía, provocándose un sismo, 71




caracterizado por vibraciones que se

prolongan en forma de ondas en todasdirecciones. La mayor parte de losmovimientos de las fallas, sin embargo, easísmica, es decir que los bloques se

deslizan suavemente a lo largo del planosin provocar vibraciones apreciables.

72



MARTÍN H. IRIONDO

La faja que constituye el llamado “planode falla” se encuentra

generalmente triturada, constituyendo una



brecha tectónica. En ciertas ocasiones, lafricción producida por el movimiento dea falla produce tanto calor que la brecha

se funde parcialmente y luego recristalizaoriginándose la roca denominadamilonita. Los labios de los bloques sueledesarrollar espejos de fricción, que son

superficies pulimentadas más o menosestriadas en la dirección del movimiento.En las cercanías de la falla suelendesarrollarse flexuras de arrastre yrietas de desgarramiento. (Fig. 5 -18).

73




MANTOS Y ESCAMAS

En cordilleras intensamente deformadassuelen producirse

corrimientos tectónicos sobre planoshorizontales, generalmente

favorecidos por la presencia de una roca

blanda debajo, que se comporta como unverdadero lubricante. Se forman de estamanera los llamados mantos y escamas

ectónicas, de cientos de metros de

espesor y kilómetros de desplazamiento.Existen estructuras de este tipo en elHimalaya y en los Alpes.

74



MARTÍN H. IRIONDO

OROGENIAS

Si bien las deformaciones de la litosferaocurren continuamente, existen grandesdiferencias de intensidad según lasépocas. Hay períodos cortos, demovilización general de las placas de laitosfera, acompañados de intensos

plegamientos, levantamiento de montañas



y fenómenos

75


magmáticos. Se los denomina orogenias o

“ciclos diastróficos”. La última orogeniaplegó y elevó la cordillera de los Andes,el Himalaya y los Alpes; se trata de laorogenia Andina. Entre dos orogenias

sucesivas se extienden períodosranquilos, mucho más extensos, duranteos cuales dominan los procesos de

alteraciones de rocas y rebajamiento del

relieve, por la acción del agua y el viento

Se estima que las orogenias se producendebido a procesos que ocurren en el



contacto entre el núcleo de la Tierra y elmanto inferior o mesosfera.

El núcleo libera gran cantidad de calor,legando casi a fundir una enorme zona dea sólida mesosfera. Comienza entonces

un mecanismo de

ransferencia de calor y materia haciaarriba. Grandes masas de rocasemifundida se abren paso hacia el manto

superior, provocando el calentamiento dea astenosfera, que se vuelve algo más

fluida. Las placas migran entonces másrápidamente, se intensifica el vulcanismoy el magmatismo en general. Los efectosson globales.

Un ejemplo de ese fenómeno ocurrió en e



Período Cretácico medio.

Se produjo en el Pacífico central una

surgencia de una enorme masasemifundida desde la base del manto hastcerca de la superficie, movilizada por unaransferencia de calor del núcleo. A lo

argo de algunos millones de años sedilataron las rocas del fondo oceánico poel calor que recibían. Dicha dilataciónhizo levantar el fondo más de 1 kilómetro

o que hizo subir unos 200 metros el niveldel mar, que invadió los continentes enforma generalizada. Como consecuenciadel movimiento de placas, nació elocéano Atlántico y se derramó basalto enuna superficie de un millón de kilómetroscuadrados en la cuenca del Paraná. El

clima sufrió un calentamiento importante.




Geología estructural – de Sitter, L. 1962

Ed. Omega SA, 521 pp., Barcelona.

F undamentos de mecánica de rocas – Coates, F. 1970 – Monografía 874 – Dir.

De <minas, 577 pp., Madrid.

76

MARTÍN H. IRIONDO

6

Meteorización

La meteorización es un conjunto deprocesos de disgregación y



alteración que sufren las rocas yminerales cuando quedan expuestos a laacción de la atmósfera. Se trata de efecto

complejos, que normalmente son difícilesde estimar por separado, pero que se losdivide en dos conjuntos: la meteorización

ísica consiste en la disgregación de roca

y minerales por efecto de las dilatación ycontracción producidas por los cambiosde temperatura, sin modificación de sucomposición química.

a meteorización química es laalteración de los minerales, que pierdenalgunos elementos y se enriquecen enotros, debido a la acción del aguameteórica cargada con sales disueltas.

Los procesos de meteorización se



desarrollan “in situ”, es decir, sin que laroca sea transportada del lugar en que seencuentra. Los productos de la

meteorización pueden dividirse en tresgrupos: 1) Las sales disueltas en los ríosagos y aguas subterráneas. 2) Los

minerales arcillosos, que son silicatos

aminares parecidos a las micas. 3) Losresiduos inalterados, compuestosfundamentalmente por granos de cuarzo.

La meteorización, junto con agentesbiológicos diversos, conduce a laformación del suelo, mediante laaparición del humus y otros procesosasociados.

EFECTOS DE LA ATMOSFERASOBRE LAS ROCAS



Para las rocas formadas en el interior dea litosfera, la atmósfera constituye un

ambiente altamente agresivo, tanto desde

el punto de vista físico como químico. Laoscilaciones de temperatura, que en elnterior de la Tierra no se producen,

ocurren en superficie una vez por día. La

variación de temperatura entre el día y lanoche, para una roca expuesta al sol en undesierto o en la alta montaña, esfrecuentemente de más de 50 grados. Enotras condiciones climáticas el rango devariación es menor, pero siempresignificativo. A esto debe agregarse la

variación anual entre verano e invierno.77




La composición química de la atmósferaes netamente diferente de la del interior de la litosfera. Se trata de una mezcla de

nitrógeno y oxígeno, con porcentajesreducidos de vapor de agua, anhídridocarbónico y otros componentes. Elnitrógeno es inerte y no ejerce ningún

efecto sobre las rocas, pero el oxígenoataca al hierro de los minerales en formageneralizada. El agua es una sustanciamuy activa, que interviene en la mayor parte de las reacciones de alteración deos minerales, ya sea en forma directa o

actuando como vehículos de iones

disueltos en ella. El anhídrido carbónicose disuelve fácilmente en el agua,formando ácido carbónico, que reaccionacon varios elementos de los minerales,



especialmente con el calcio y elmagnesio.

Otro factor que influye en lameteorización es el cambio de presiónque sufren las rocas al quedar ensuperficie. Rocas ígneas y metamórficas

comunes, que se forman en el interior dea Tierra a presiones confinantes de 1 ó 2

kilobares, quedan expuestas a la milésimaparte de ese valor, con evidente deterioro

de su resistencia.

METEORIZACION FISICA

Se define como meteorización física a ladesintegración de rocas y mineralesprovocada por la aparición de tensionescuando las rocas se calientan, se enfrían,



o se ven sometidas a otros esfuerzosoriginados por agentes atmosféricos. Lasrocas suelen resquebrajarse y partirse

hasta quedar sus partes reducidas afragmentos muy pequeños, pero estosprocesos no producen alteración en lasmoléculas minerales. La meteorización

física es importante en los climas áridos yen los periglaciales (fríos), con ampliasvariaciones de temperatura y crecimientode cristales de sal y de hielo en losntersticios de rocas y suelos.

Dentro de la meteorización física actúanvarios mecanismos. El más importante deellos es la insolación. El calor del soleleva la temperatura de las rocas duranteel día, a veces hasta más de 60 grados. El



calentamiento produce la dilatación de lominerales, los cuales aumentan devolumen unos más que otros según su

composición química. Durante la nocheos minerales se contraen al enfriarse yvuelven a dilatarse al día siguiente. Ladilatación diferencial produce tensiones

rregulares en la roca, que terminadisgregándose. La insolación afecta aodas las rocas, aún aquellas compuesta

por un solo mineral, como la caliza, puesos 78

MARTÍN H. IRIONDO

minerales anisótropos poseen uncoeficiente de dilatación distinto paracada eje cristalográfico.



Otro mecanismo de la meteorizaciónfísica es el crecimiento de cristales dehielo y de sal en los intersticios de rocas

y suelos. Los cristales, al crecer,desarrollan presiones de cristalizaciónbastante grandes, que consiguen enmuchos casos ensanchar las fisuras y

disgregar las rocas.

El ejemplo clásico de este fenómeno estárepresentado por el

congelamiento del agua durante las nochefrías en las fisuras y poros de las rocas.Como el hielo tiene más volumen que elagua, los cristales al crecer presionancontra las paredes de las cavidades, lasvan agrandando paulatinamente yfracturando la roca. En las regiones secas



as esporádicas lluvias acumulan agua enas depresiones. Al poco teimpo el agua

se evapora, dejando en el lugar las sales

que transportó y que provienen del lavadode los suelos de la zona. Las sales,especialmente el cloruro de sodio,cristalizan en los poros de los sedimentos

que forman el lecho seco de la depresión,destruyendo la estructura de los mismos.

Lo mismo que el hielo, el cloruro de

sodio desarrolla una gran presión decristalización. Como consecuencia, lascapas superiores de los sedimentos, dealgunos milímetros de espesor, quedandesmenuzadas y expuestas al ataque delviento. Este fenómeno es conocido con elnombre de “efecto de salina”.



Otro agente capaz de producir meteorización física es el fuego. En unavariedad de ambientes naturales el fuego

es un fenómeno común, produciéndose enforma espontánea después de haberseacumulado

vegetación seca. Cuando las rocas sonalcanzadas por los incendios elevan suemperatura cientos de grados en pocos

segundos, apareciendo

ensiones destructivas en los minerales.Como resultado, se produce unaexfoliación característica en loscentímetros superficiales de las rocas.

Un mecanismo común, el humedecimiento

desecación repetidos, es capaz de



disgregar algunos tipos de rocas con granefectividad. Las rocas sedimentarias degrano fino, como lutitas y margas, son

especialmente sensibles a este fenómeno.Hay que hacer notar que el rocío, queproduce el humedecimiento de las

superficies durante la noche y desaparecedurante el día, es frecuente en casi todosos climas.

79


METEORIZACION QUIMICA

Se conoce como meteorización química aa alteración de los minerales que

componen las rocas. Bajo el ataque de los



agentes atmosféricos los mineralespierden algunos de sus componentes,ncorporan otros y se produce una

ransformación general en las estructuras.

La estructura cristalina de un mineralpuede compararse a la estructura de un

edificio, compuesta por columnas, vigas yadrillos, cada uno de estos elementos

sosteniendo a los demás y a la estructuraen general.

Cuando el cristal de un mineral pierde unelemento, por ejemplo el sodio o elpotasio, al ponerse en contacto con laatmósfera, es como si al edificio de lacomparación se le sacaran los ladrillos oas vigas. La estructura entera se debilita,

aflojándose las uniones entre los



componentes que aún quedan en elsistema. Vista desde esta perspectiva, lameteorización química puede compararse

a la demolición sistemática de losedificios cristalinos. A ellos contribuyenvarias reacciones químicas, en casi todasas cuales tiene participación el agua.

La solución es normalmente el primer paso en la meteorización química. Loscationes más débilmente fijados en la

estructura y con gran afinidad con el aguaales como el sodio y el calcio, escapan

de la red cristalina disolviéndose en elagua. La carbonatación, otro de losprocesos importantes, es la combinacióndel calcio con los minerales con elanhídrido carbónico de la atmósfera.

Dicha reacción normalmente tiene lugar



previa disolución del anhídrido carbónicoen el agua, donde se transforma en ácidocarbónico, que es la sustancia que ataca a

calcio de las redes cristalinas.

La hidratación es la adición de agua a unmineral. Las moléculas de agua se

ntroducen en las redes cristalinas,presionando y combinándose con algunosde los componentes del mineral ydebilitando la estabilidad del conjunto.

La oxidación es uno de los mecanismosmás comunes de la meteorizaciónquímica. Este fenómeno afectaprincipalmente al hierro, que es uncomponente esencial de anfíboles,piroxenos y otros minerales comunes.Cada átomo de hierro en estos minerales



se encuentra en estado ferroso, o seacombinado con dos átomos de oxígeno. Aoxidarse

80

MARTÍN H. IRIONDO

ncorpora otro átomo de oxigeno, pasandoal estado férrico. Es evidente que de estamanera la estructura cristalina sufre una

deformación y debilitamiento muymportantes, pues el hierro constituye unode sus componentes principales.

ormalmente, los procesos químicoscitados anteriormente actúan

asociados, siendo difícil discriminar entr

uno y otro de ellos en la alteración de un



mineral.

METEORIZACION BIOLOGICA

La acción de los organismos vivos, tantovegetales como animales, suele provocar meteorización en las rocas comunes. Los

efectos

producidos son tanto de tipo físico comoquímico. Entre los primeros pueden

citarse el crecimiento de raíces de árboley arbustos en grietas y fisuras, lo queproduce expansión de las mismas yresquebrajamiento de las rocas.

Entre los efectos químicos figura enprimer lugar la actividad

metabólica de las bacterias, algunas de



as cuales son fuertemente oxidantes yotras reductoras. Las raíces de las plantaiberan anhídrido carbónico en el suelo,

favoreciendo la carbonatación. Losorganismos cavadores, tales como lasombrices, airean el suelo y los

sedimentos, favoreciendo la oxidación.

nversamente, las raíces muertas sedescomponen, consumiendo todo eloxígeno de los poros del suelo yprovocando la reducción de los mineraleque las rodean.

METEORIZACION ANTROPICA

La meteorización antrópica es producidapor la actividad vital y económica delhombre civilizado. Las actividadesagrícolas sustraen a los suelos varias



oneladas por hectáreas de fósforo,potasio y nitrógeno en cada cosecha.Dichos elementos quedan en los granos y

otras materias vegetales, que sonextraídas y muchas veces exportados aotros países.

En las zonas urbanas e industriales laconcentración de anhídrido carbónico esmuy alta, debido a la combustión depetróleo y carbón de piedra,

favoreciéndose la carbonatación. En estoambientes, sin embargo, la sustancia másagresiva es el dióxido de azufre,proveniente también de la combustión decombustibles fósiles. En contacto con elagua forma ácido sulfúrico, que ataca a lacalcita de los mármoles transformándolas

81




en yeso, mucho más soluble. El yeso

ermina siendo lavado por la lluvia,quedando nuevas capas de la rocaexpuesta a la meteorización. Este procesode alteración química es especialmente

sensible en edificios y monumentosantiguos, tales como la Acrópolis deAtenas y el Coliseo de Roma, todos loscuales están meteorizados en diversos

grados.

SERIES DE METEORIZACION

La observación de las rocas en lanaturaleza demuestra que algunosminerales son más resistentes que otros.La ortoclasa, por ejemplo, se presenta



frecuentemente inalterada, mientras que eolivino rara vez conserva su composiciónoriginal una vez que se pone en contacto

con la atmósfera. La inestabilidad mineraalcanza valores extremos en ciertosnitratos y cloruros, que solamentepersisten en los climas más secos de la

Tierra. Por el contrario, el cuarzopermanece estable en las más variadascondiciones. Teniendo en cuenta estavariedad de comportamientos ante elataque de los agentes atmosféricos, se handeterminado “series de meteorización”con distintos minerales, cada uno de los

cuales es más estable que el que loprecede y más inestable que el que losigue. Para los silicatos comunes de lasrocas ígneas y metamórficas, la serie de

meteorización es la siguiente:



Olivinos → piroxenos → anfíboles→feldespatos → cuarzo.

Este comportamiento diferencial se debe que las redes cristalinas compuestas por etraedros de sílice (olivinos) son masfácilmente atacables por el agua que las

cadenas (piroxenos y anfíboles) y éstasmás débiles que las redesridimensionales de feldespatos y cuarzo.

PRODUCTOS DE LAMETEORIZACION

Como resultado final de las alteraciones

sufridas por las rocas, queda un conjuntode minerales adaptados al nuevo ambientede superficie.



se disuelven en el agua en mayor o menormedida. Existen algunos sumamentesolubles, como los cloruros y sulfatos,

que pueden permanecer disueltos enconcentraciones muy altas, mientras queotros solo entran en solución enconcentraciones menores a una parte por

millón.

Las aguas de lluvia que lavan las rocas desuperficie disuelven los elementos

minerales y los transportan a las aguassubterráneas o los ríos.

Estos elementos, aislados o combinadosde acuerdo a su naturaleza química,constituyen aniones y cationes simplesque forman las sales disueltas. Lasmoléculas de dichas sales se encuentran



disociadas en las soluciones, con losaniones separados de los cationes.

El agua de mar, si bien posee en solucióna todos los elementos

existentes, presenta como catión

dominante al sodio y como anióndominante al cloruro, ya que se encuentraen concentraciones mayores que decualquier otro elemento. Las aguas

continentales, superficiales ysubterráneas, están caracterizadas en suconjunto por unos pocos cationes yaniones dominantes.

Los aniones dominantes en distintasregiones son los cloruros, sulfatos, ybicarbonatos. Los cationes dominantes



son el sodio y el calcio. Cada región,debido a su historia geológica particular,iene en sus aguas superficiales y

subterráneas un catión y un anióndominante. Así existen zonas con aguassulfatadas cálcicas, regiones con aguascarbonatada sódicas, etc.

La cantidad de sales disueltas que los ríoransportan es muy grande.

Los sistemas hidrográficos de las regionesecas suelen tener

concentraciones de miles de partes por

millón. En las regiones húmedas laconcentración normal es mucho menor,entre algunas decenas y menos dedoscientas partes por millón.



equidistantes (Fig. 6 - 1). El octaedro dealúmina está constituído por un átomo dealuminio rodeado por seis átomos de

oxígeno, los cuales forman los vérticesdel octaedro (Fig. 6 - 2). En forma similaa los tetraedros de sílice, los octaedros dalúmina se ligan mediante átomos de

oxígenos comunes, formando

áminas continuas de simetría exagonalFig. 6 - 3), que reciben el nombre de

“láminas octaédricas”.

La superposición de una láminaoctaédrica con una lámina tetraédrica desílice forma una capa 1:1. Lasdimensiones de las láminas tetraédricas yoctaédricas son tales que se puedenencajar entre sí para formar capas



compuestas por dos o más láminas) enuna variedad de maneras, las cuales danorigen a la mayoría de los minerales

arcillosos conocidos.

Verdaderos sándwiches. Dentro de cadaámina los iones están ligados

fuertemente. Por el contrario, las láminasestán unidas entre sí por fuerzas másdébiles, de lo que resulta el hábitomarcadamente laminar de los agregados

arcillosos. Entre las capas normalmentese intercalan cationes, débilmente ligados

Existe una cantidad de mineralesarcillosos, que por la naturaleza de suscapas y el tipo de cationes intercalados seclasifican en tres grupos: caolinita,montmorillonita e illita.



Caolinita - Está compuesta por lasuperposición regular de capas 1:1

Fig. 6 - 4), donde cada capa consiste enuna lámina de tetraedros de sílice y unaámina de octaedros de alúmina. Los

minerales de este grupo son

comparativamente inertes, con escasacapacidad de intercambio de cationes ypequeña capacidad de hinchamiento.

Montmorillonita - Los mineralesarcillosos del grupo de la montmorillonitaestán constituídos por dos láminasetraédricas de sílice con una lámina

central de alúmina, unidas entre sí por oxígenos comunes (Fig. 6 - 5). Sonfrecuentes las sustituciones de átomos dea red por cationes extraños. Estas



arcillas poseen alta plasticidad ypresentan grandes variaciones en suspropiedades físicas.

84



MARTÍN H. IRIONDO

85




llita - La illita tiene una estructuracristalina semejante a la montmorillonita,pero no se expande tanto como aquella al

hidratarse. A este grupo pertenece laglauconita, de origen marino, que contienehierro en lugar de aluminio.

ntercambio de cationes - Los mineralesarcillosos tienen capacidad parantercambiar cationes, sin que dicha

reacción modifique su estructura

cristalina. Esta propiedad influye enforma importante en los procesosbiológicos que ocurren lugar en lossuelos.

l sistema arcilla-agua - El aguaadsorbida (o sea pegada) en lassuperficies de los minerales arcillosos



posee propiedades diferentes a las delagua líquida; dicha agua tiene moléculasorganizadas en una especie de estructura

rígida, a partir de la superficie de losminerales arcillosos.

Se trata de una estructura semejante al

hielo; su espesor puede ser de tres o másmoléculas y su transición con el aguaíquida puede ser brusca o gradual. Solo

puede ser eliminada por calentamiento a

más de 100ºC y su presencia esfundamental en propiedades tales como laviscosidad, la plasticidad y otras.

Significado climático de las arcillas - Elhecho que se forme uno u otro mineralarcilloso cuando las rocas sonransformadas por la meteorización,



depende principalmente del tipo de climareinante en la región. En los climashúmedos y templados, la alta temperatura

y la lixiviación generalizada de losminerales conducen a la formación decaolinita. En los climas semiáridos, conestaciones contrastadas, preferentemente

si existen rocas basálticas, se formanminerales del grupo de lamontmorillonita. La illita aparece enclimas fríos o muy secos.

LOS RESIDUOS INALTERADOS

Los residuos inalterados estánconstituídos por minerales que, debido asu composición química y estructuracristalina, toleran la influenciaatmosférica sin alterarse. Esto se refiere



solamente a la meteorización química,pues la disgregación y el desgaste físicoalcanza a todos los minerales sin

excepción. En este grupo, el mineral quepredomina en forma absoluta es el cuarzoResiste casi todos los climas sin alterarsesufriendo solamente un grado pequeño de

disolución. Es afectado solo encondiciones extremas, cuando estáexpuesto durante períodos largos 86



MART N H. IRIONDO

a climas ecuatoriales. Junto con el cuarzo

pueden citarse algunos minerales pococomunes, como el circón y la estaurolita,que constituyen normalmente menos del1% de los residuos inalterados.

87


La ortoclasa y la plagioclasa sódica, sibien no forman parte de este grupo, sonconsiderablemente resistentes a la

meteorización química, y subsistenparcialmente alteradas hasta estados demeteorización avanzada.

EL SUELO



Cuando no existe erosión fuerte, lacombinación de meteorización física,química y biológica produce en la

superficie de la Tierra una capa decaracterísticas especiales, denominadasuelo. Es el sustrato de la vegetación y elambiente donde ocurren numerosos

procesos

fisicoquímicos. En su interior habitancientos de especies de animales

nferiores, bacterias y hongos. Se trata deun complejo de cincuenta centímetros a unmetro de espesor, que forma el nexo másefectivo entre la Geología y la Biología.

Si se realiza un esquema simplificado,pueden observarse las



endencias generales en la formación yevolución de un suelo. La materiaorgánica que cae al suelo o muere dentro

de él es transformada y degradada por unaserie de organismos. Gran parte de elladesaparece, pero un pequeño porcentajese transforma en humus, de naturaleza

coloidal. Suele combinarse de distintasmaneras con la arcilla.

Los procesos inorgánicos tienen una

endencia general a la lixiviación oavado de la capa superior y a la

acumulación de sustancias más abajo.

Un suelo evolucionado, después de queos agentes atmosféricos y biológicos

actuaron en él un tiempo suficientementeargo, está compuesto por tres capas



denominadas horizontes. En superficie seencuentra el horizonte A o eluvial , dondepredomina el lavado; es rico en materia

orgánica semidescompuesta y poroso.Debajo del mismo aparece el

horizonte B o ilu vial , caracterizado por

a acumulación de las sales, arcillas yhumus que fueron arrastrados hacia abajodesde el horizonte A. Es más denso ymenos poroso que el anterior. Debajo se

encuentra el horizonte C o regolito,formado por el material originalparcialmente alterado. Cuando el materiaoriginal es una roca, se la denomina roca

madre. En la mayor parte de la RepúblicaArgentina, sin embargo, el materialoriginal está compuesto por sedimentos

sueltos cuaternarios, no existiendo



regolito (Fig. 6 - 6)

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MARTÍN H. IRIONDO


Weathering – Ollier, C. 1969 – Geomorphology 2 – American Elsevier Publ. Co. 304 pp., New York.

Tecnología de argilas – Souza Santos, P.1975 – Ed. Universitária de Sao Paulo, 2vol., 802 pp., San Pablo.

89




90

MARTÍN H. IRIONDO

7

Movimientos en masa

Se define como movimientos en masa alransporte pendiente abajo de masas desuelo o roca por la acción directa de la

gravedad. Dentro de esta definición seengloban términos tales comodeslizamiento, derrumbe, avalancha, flujode barro, hundimiento, etc. Se presentan

en una gran variedad de condiciones,afectando suelos y rocas de distinto tipo,en taludes naturales y artificiales, conrangos de velocidad que oscilan entre



centímetros por año y cientos dekilómetros por hora. También se los llamrocesos coluvial es.

El factor desencadenante de losmovimientos en masa es el colapso devolúmenes de suelo o roca cuando las

ensiones que soportan

sobrepasan la resistencia de losmateriales. En los suelos la resistencia

depende de la cohesión y de la fricciónnterna. La cohesión actúa en las arcillas;

es la atracción molecular que mantieneunidas a las partículas.

La fricción interna actúa en las arenas yproviene de la rugosidad de la superficiede los granos.



En las rocas la resistencia a la ruptura essimilar a la de los suelos; dependeambién de la cohesión existente entre los

cristales minerales y la fricción internaque aparece en las superficies de roturancipientes. El factor más importante en la

estabilidad de los macizos rocosos

naturales, sin embargo, es la fricciónnterna de diaclasas y fallas. La mayor

parte de los derrumbes se produce cuandoesta resistencia queda superada por elpeso de la masa de roca.

El agente de transporte en este tipo demovimientos es la gravedad , sinntervención importante del agua, viento o

hielo. De ello se deduce que losmovimientos en masa se producen

fundamentalmente en taludes y superficies



con pendientes pronunciadas.

91


TIPOS DE MOVIMIENTOS EN MASA

A simple vista, los movimientos en masasuelen presentar gran

heterogeneidad y considerablesdiferencias en tamaño, velocidad ymateriales afectados. De acuerdo a lamecánica del movimiento, existen cuatro

ipos, que aparecen a veces asociados:

eslizamientos - Son movimientos demasas de terreno, generalmente bien

definidas en cuanto a volumen, cuyo



centro de gravedad se disloca hacia abajoy para afuera del talud. La masa se deslizentera a lo largo de una superficie de

fractura que puede ser cóncava o plana.En el primer caso se los suele definir como deslizamiento rotacional (Fig. 7 -1); son deslizamiento de base cuando la

superficie de fractura se extiende hasta labase del talud o por debajo de ella.Cuando la superficie de fractura corta alalud por encima de su base, se trata de un

deslizamiento de talud . Losdeslizamientos con superficie de fracturaplana son siempre deslizamientos de talud

Fig. 7 - 2).La velocidad y duración de estosmovimientos son sumamente



variables. Remitiéndonos a la experienciaobtenida en la barranca del Paraná en laprovincia de Entre Ríos, los extremos

varían entre colapsos instantáneos convelocidades de más de un metro por segundo, hasta movimientos seculares dealgunos centímetros por año, como el que

ocurre en el paraje de La Jaula, al sur dea ciudad de Paraná. Los movimientos

más frecuentes tienen una velocidad quevarían entre pocos centímetros y variosdecímetros por día y duran entre unasemana y un mes.

errumbe - Son caídas bruscas defragmentos de roca o suelo, quepermanecían en estabilidad precaria en elalud y se desprenden del mismo por la

acción de la gravedad (Fig. 7 -3). Cada



fragmento se mueve hacia abajo en formandependiente, salvo cuando se producen

condiciones extremas en avalanchas o

aludes. Los derrumbes ocurren con muchamayor frecuencia en taludes de roca queen suelos, por lo común en pendientescercana a la vertical. Sin embargo, se

conocen casos de derrumbes de grandesdimensiones en taludes de regolito (rocamuy alterada) con solamente 40º denclinación. Derrumbes pequeños de

rocas o tierra se encuentran asociadosfrecuentemente a los deslizamientos 92

MARTÍN H. IRIONDO

mportantes. Ocasionalmente ocurrendesprendimientos y caídas de bloquesaislados.



lujos - Cuando se supera el límiteíquido de los suelos cohesivos y cuandoa presión de poros del agua intersticial

supera a la fricción interna del material,el suelo adquiere todas las característicasde un líquido. En este estado losmovimientos en masa ocurren como flujos

viscosos pendiente abajo (Fig. 7 - 4). Enos suelos cohesivos los flujos son

generalmente lentos, entre pocosmilímetros y varios centímetros por segundo. En arenas, en cambio, loscolapsos suelen ser desencadenados por vibraciones naturales o artificiales que

icúan el terreno en forma instantánea yproducen altas velocidades y efectoscatastróficos. En todos los casos elmovimiento continúa hasta que la masa

pierde suficiente agua como para volver



al estado sólido.

En la zona de El Volcán, en la quebrada

de Humahuaca, los flujos de barrorecorren varios kilómetros durante horas,ransportando decenas de miles deoneladas de suelo y rocas en cada evento

Por otro lado, las arenas se solidifican enforma muy rápida, debido a que su alta

permeabilidad no les permite retener el

agua. En la barranca del Paraná los flujosde barro son frecuentes en una largaextensión, que llega desde la ciudad de LaPaz hasta el pueblo de Villa Urquiza.

Se denomina reptación al movimientomuy lento, casi imperceptible, de masasde suelo y rocas sueltas pendiente abajo.



En la mayoría de los casos se trata de unipo especial de flujo.

undimientos - Son colapsos producidospor el aplastamiento o remoción delmaterial subyacente. En condicionesnaturales las rocas calcáreas y el yeso se

van disolviendo lentamente, formandocavernas que al agrandarse demasiadopierden estabilidad y se produce elcolapso del techo, hundiendo el terreno

situado encima (Fig. 7 - 5). En superficiese forman depresiones cerradas de formarregular o circular. Son fenómenos que

afectan a veces áreas de miles de metroscuadrados o mayores. La mayor parte deos hundimientos de rocas de origen

artificial son provocados por la actividad

minera, como resultado de la excavación



de galerías y cámaras de explotación. Confrecuencia estos colapsos tienen efectoscatastróficos en áreas pobladas.

93




94



MART N H. IRIONDO

Los hundimientos en suelos se producen

en los llamados “suelos

colapsables”, que tienen una estructurasemejante a castillos de naipes, con gran

cantidad de poros y empaquetamientomínimo de los granos.

Se trata generalmente de loess típicos,

como en el caso del área de la ciudad deCórdoba, donde estos hundimientosreciben el nombre de

“mallines”.

95




La barranca del Paraná

La barranca de la margen izquierda de la

lanura aluvial del río Paraná es elelemento geomorfológico más importantedel noreste argentino; mide en total 1200kilómetros de longitud. Está sometida a la

erosión directa del cauce principal del ríoen casi toda su extensión, por socavamiento de la base. Enconsecuencia, esa barranca no logra

alcanzar su perfil de equilibrio. Tiene unaaltura que oscila entre los 30 y los 50

metros. Durante largos trechos presenta ualud inestable, sujetos a movimientos de

masa de diverso tipo, principalmenteflujos de barro y deslizamientos

rotacionales.



Durante los últimos miles de años estearguísimo talud ha

evolucionado mediante mecanismos demovimientos de masa. Cada una de lasformaciones geológicas que lo formanFig. 7-6) tiene su propi

“perfil de equilibrio”, que es el ángulomáximo en que dicho cuerpo sólido puedemantener indefinidamente su peso y el de

as formaciones que tiene encima. Deberecordarse que el perfil de equilibriodepende básicamente de la fricciónnterna (propiedad de las arenas), de la

plasticidad de los minerales arcillosos, da presión de poros del agua intersticial y

de la cementación o compactación queposea la formación geológica.



Cuando el talud de una formacióndeterminada tiene en la barranca unapendiente más pronunciada que su perfil

de equilibrio se produce un movimientode masa, rápido o lento, que deja a labarranca en una posición más estable.

El factor desencadenante de losmovimientos de masa en esta

barranca son las largas temporadas

luviosas, que ocurren cada varios añosen esa región. El efecto acumulativo deas lluvias recarga las aguas subterráneas

y produce la surgencia de agua en uno ovarios niveles de la barranca. Estemovimiento horizontal del agua produceuna alta presión de poros, que actúa ensentido inverso al peso del sedimento, y



provoca el colapso. Una lluvia aislada,aunque sea importante, no suele producir efectos importantes; una larga temporada

luviosa tiene dos o más meses deduración: a los dos meses comienzan losdeslizamientos generalizados a todo loargo de la barranca, lo que produce

efectos catastróficos en los lugaresurbanizados y modificaciones importantesen otros tramos.

La barranca está compuesta por variasformaciones geológicas

superpuestas en formas de capas (Fig. 7-6). De abajo hacia arriba: FormaciónParaná, arenas finas y arcillasmontmorilloníticas de alta 96



MARTÍN H. IRIONDO

plasticidad – Formación Ituzaingó, arenasfinas muy limpias – Formación PuertoAlvear, calizas irregulares (la única roca

aunque compuesta irregularmente ) – Formación Hernandarias, limos y arcillas

montmorilloníticas plásticas – Formación

Tezanos Pinto, limo de origen eólico muy



poroso. Estudios realizados por especialistas revelaron que existen tramode la barranca con alta inestabilidad

ntercalados con tramos estabilizados ocon baja inestabilidad. El motivo de ladiferencia parece ser el diferentecomportamiento de la Formación Alvear,

que en los tramos estabilizados actúacomo soporte de la columna geológica; seproducen en esos casos flujos de barrosuperficiales, debido a la expansión de lamontmorillonita de la FormaciónHernandarias (Fig. 7-7).

En los tramos de alta inestabilidad, laFormación Alvear no alcanza a sostener el conjunto de la barranca, ya sea porquese encuentra



escasamente litificada o por exceso desobrecarga. Son frecuentes losdeslizamientos de plano profundo, por

debajo del nivel del río, al ser superadaa fricción interna de la Formacióntuzaingó. Frecuentemente, los tramos de

alta inestabilidad se encuentran frente a

rechos

particularmente profundos del cauce delrío. También se producen deslizamientos

rotacionales de grandes dimensionescientos de metros de largo), como el

mostrado en la figura 7-6.

97





Mecánica de suelos – Terzaghi, K. y

Peck, r. 1963 – Ed. El Ateneo, 681 pp.,Buenos Aires.

98



Debido a sus características físicas, elagua transporta sedimentos por arrastre,en suspensión y en solución. En los

ramos de montaña, de altas pendientes,produce erosión generalizada, acarreandosedimentos de todo tamaño hasta el pie desierra, donde forma conos aluviales que

se extienden hacia la planicie. En laszonas llanas, los ríos divaganateralmente, formando llanuras

aluviales, dentro de las cuales corre elpropio cauce. El sistema donde sedesarrolla la red de afluentes y caucesprincipales constituye una cuenca fluvial

PROPIEDADES FISICAS DEL AGUA

Dos propiedades fundamentales del agua,que influyen en los procesos aluviales,



son la densidad y la viscosidad. Laviscosidad produce adherencia entre lasmoléculas de agua y entre éstas y los

sólidos.

Expresado de otra manera, la viscosidadhace que el agua se “pegue” a las

superficies, moje y transporte arena en loríos. La densidad hace que la masa deagua posea una inercia considerable,capaz de arrastrar sedimentos y mover

urbinas.

Cuando el agua se mueve, se dice queluye, deformándose de tal manera que

unas partes se mueven más rápido queotras. Existen dos tipos de flujo, laminar yurbulento. El flujo laminar puede ser

visualizado como un conjunto de láminas



o líneas de agua, resbalando suavementeunas sobre otras. En este tipo prevalece laviscosidad sobre la inercia, la velocidad

es siempre baja y la capacidad de erosióny transporte de sólidos casi nula. El flujourbulento está caracterizado por un

conjunto de 99




remolinos irregulares, hay un intercambioconstante de masas de agua en el interior

del flujo y la velocidad del mismo oscilacontinuamente alrededor de un valor medio.

100MARTÍN H. IRIONDO

Su capacidad de erosión y transporte de



sedimentos es mucho mayor, dependiendode la velocidad y profundidad del flujo.En los procesos aluviales predomina en

forma casi exclusiva (Fig. 8 - 1). En esteipo de flujo prevalece la inercia sobre laviscosidad.

Cuando el agua fluye en un cauce, corre auna velocidad que depende de lapendiente y de la rugosidad del fondo. Lacapas inferiores son frenadas por dicha

rugosidad en mayor medida que las capassuperiores.

Se observa, de esta manera, velocidadcreciente desde el fondo hacia arriba,hasta llegar a un máximo cerca de lasuperficie y luego disminuye nuevamente,debido a que en la superficie la fricción



con el aire provoca un pequeño retardoFig. 8 - 2). En todos los casos, nomporta cuan fuerte sea la turbulencia,

existe una película de flujo laminar a loargo del fondo y las paredes del cauce.Dicha película tiene un espesor de unmilímetro o menos, pero influye en la

relación entre el agua y los sedimentos.

El agua, como fluido, tiene una tendencianatural a desplazarse

formando ondas y movimientoshelicoidales, lo que se pone de manifiestoen las formas que adoptan los caucesfluviales y los depósitos

sedimentarios.



EROSION

El primer efecto que produce el agua

sobre el terreno es el de erosión.

Se denomina erosión al acto de arrancar oseparar componentes de una roca o

mineral y alejarlos del lugar. El aguaeroda en forma directa, o bien en formandirecta, mediante la acción de los

clastos que transporta.

Cuando las gotas de lluvia golpean elsuelo desnudo, se produce un impacto

hidraúlico; cada gota produce un pequeño

cráter, expulsando material hacia losbordes. Este fenómeno afecta en formapredominante a los suelos sueltos y a lasdunas. El agua corriente, debido al efecto



de viscosidad, ejerce una tensión de cort

sobre el cauce, que tiende a arrancar losgranos sueltos y a disgregar rocas poco

consolidadas, arrastrando posteriormenteos fragmentos corriente abajo. Lacorrosión es la disolución de sustanciasminerales cuando el agua pasa sobre

ellas.

Este efecto es de gran importancia enregiones dominadas por calizas, en las

cuales bajo climas húmedos se produce lacorrosión generalizada de todos loscomponentes del paisaje, dando lugar a unconjunto de 101


formas específicas, tales como cavernas,



sumideros, etc. Se denomina a esto“paisaje de karst”.

Cuando los cantos rodados y bloques sonarrastrados por las corrientes de agua, elrozamiento en las superficies de contactoproduce la abrasión de las mismas, lo qu

resulta en el desgaste simultáneo de losclastos y del fondo rocoso. Estemecanismo de erosión es típico deorrentes y ríos de montaña. La abrasión

producida por la arena es de importanciamucho menor. También, en áreas demontaña, el impacto de bloques y rodadoentre sí y con las paredes del cauceproduce esquirlas de roca que sonncorporadas a la corriente.

Los mecanismos de la erosión, actuando



generalmente en forma

combinada, producen la carga sólida, que

el agua transporta en forma de sedimentos

TRANSPORTE DE SEDIMENTOS

Transporte por arrastre - Las corrientesde agua poseen capacidad pararansportar sedimentos. Dicha capacidaddepende en primer lugar de la velocidad y

en menor medida de la profundidad de lacorriente, cuando se trata de arenas yrodados acarreados por arrastre. Elfenómeno ocurre de la siguiente manera:

Por ejemplo, en un río con lecho de arenasi la corriente fluye muy lentamente, noexiste transporte alguno.



Cuando el flujo supera una ciertavelocidad crítica, comienza a arrastrar sedimento. El valor de la misma depende

del tamaño de grano del

sedimento, la arena fina y medianacomienza a moverse cuando la

corriente alcanza 15 centímetros por segundo, mientras que un rodado de 70milímetros de diámetro recién entra en

movimiento a los 270

centímetros por segundo de velocidad.Los limos y arcillas, debido a su

cohesión, tienen velocidades críticasmayores que las de la arena.

En el transporte por arrastre los granos se



mueven individualmente, saltando,rodando y resbalando unos sobre otros.Sin embargo, el movimiento de la masa d

arena no es caótico, sino que se ordena enun conjunto de estructura sedimentarias

de transporte. Si la velocidad del agua esapenas superior a la velocidad crítica y

con escasa turbulencia la arena del fondose distribuye en óndulas, pequeñasestructuras de perfil 102



MARTÍN H. IRIONDO

riangular, de 1 á 5 cm de altura (Fig. 8 -3). Los granos de arena suben la pendientde la óndula saltando y rodando, y allegar al tope caen hacia el otro lado en

forma de pequeñas avalanchas, avanzando



así todo el conjunto. El tamaño de lasóndulas depende del tamaño de los granode arena; el volumen de material

ransportado es pequeño.

Cuando, por alguna causa, la velocidaddel agua aumenta, las óndulas son

remplazadas por dunas, estructuradas deforma similar pero más irregulares y demucho mayor tamaño. Los granos de arenrecorren la duna saltando por la pendiente

de aguas arriba y cayendo en avalanchapor la pendiente opuesta, como en el casode las óndulas, pero aquí las avalanchasson lo suficientemente grandes como paraproducir

aminación interna en el cuerpo de laduna (Fig. 8 - 4)



103


Dicha laminación interna es llamadaestratificación diagonal o entrecruzada

en las rocas sedimentarias derivadas de

dunas, y sirve para deducir la direcciónde las corrientes de agua que lasdepositaron. El transporte de sedimentosen el régimen de dunas es alto y la

urbulencia elevada, con un remolinoaguas abajo de cada duna. El tamaño deas dunas depende de la profundidad y

velocidad del agua y puede alcanzar varios metros en las corrientes muyprofundas. En el lecho del río Paraná lasdunas tienen entre 2 y 3 metros de altura.



Si la velocidad del agua sigueaumentando, las dunas se borran y seforma un fondo plano, con una nube de

granos de arena moviéndose sobre elmismo. A velocidades superiores, muyraras en los ríos con lechos de arena, seforman en el fondo ondas estacionarias y

después antidunas (Fig. 8 - 5). En loscauces que transportan abundante arena,as dunas se agrupan en estructuras

mayores llamadas bancos, que puedenener cientos y hasta miles de metros

cuadrados de superficie.

Una característica particular delransporte de sedimentos por arrastre, es

que las corrientes de agua tienen unacapacidad limitada para realizar el

ransporte. Y cuando sucede que



encuentran en su lecho menos

sedimentos disponible que el que son

capaces de arrastrar, disipan su energíasobrante erodando las márgenes y elfondo de los cauces.

Transporte en suspensión - Las partículade limo y arcilla son fácilmentemantenidas en suspensión por laurbulencia del agua, que con sus

remolinos contrarresta la velocidad decaída de las mismas. Al contrario de loque sucede con el transporte por arrastre,os ríos poseen una capacidad ilimitada

para transportar sedimentos en suspensióny admiten todo lo que los suelos de lacuenca les aporten a través de la erosión.El río Paraná, por ejemplo, con una



cuenca de 2.600.000 km2, transportaanualmente al mar 200 millones toneladasde material en suspensión, mientras que e

alto Pilcomayo, con un caudal y unacuenca mucho más modestos, derrama 70millones de toneladas de limo por año enFormosa y el Chaco paraguayo. La razón

de esta desproporción estriba en que lacuenca del Pilcomayo está sufriendo unaviolenta erosión en las montañasbolivianas.

104

MARTÍN H. IRIONDO

La concentración de sedimento ensuspensión se mide en partes por millónp.p.m), oscilando los valores normales



entre 50 y 100 p.p.m., de acuerdo a lacuenca y a la época del año. Volviendo alejemplo anterior, en el Paraná las

concentraciones varían entre 80 y 150p.p.m., mientras que en el alto Pilcomayose han registrado valores de hasta 46.000p.p.m.

De hecho, no existe un límite físico entreuna corriente de agua muy cargada desedimentos finos en suspensión y un flujo

de barro.

Al llegar al mar, la alta concentración desales disueltas provoca la floculación deas partículas suspendidas. Este fenómeno

consiste en la agrupación de las partículade arcilla en grandes racimos llamados



“flóculos”, donde cada lámina se adhierea las otras por sus bordes, debido adébiles fuerzas eléctricas. La porosidad

de los flóculos es muy alta, más del 95%,y son fácilmente destruidos por laurbulencia (Fig. 8 - 6).

Sin embargo, consiguen sedimentar masivamente, debido a que su tamañoalcanza a varios milímetros de largo y poconsiguiente su velocidad de caída es

alta.

Transporte en solución - Las salesdisueltas son transportadas hacia elocéano por las redes fluviales. Susconcentraciones son tan elevadas comoas de los sedimentos en suspensión, y aún

mayores en los ríos de climas muy secos y



muy húmedos. En muchas cuencascerradas o

endorreicas, desconectadas del océano,as aguas se acumulan en

depresiones interiores y se evaporan

entamente. Las sales transportadas ensolución hacia esos lugares se vanconcentrando año tras año, hasta queeventualmente alcanzan el punto de

saturación y precipitan formandodepósitos sedimentarios químicos. Lasrocas más comunes de este tipo son elyeso, la caliza y la sal común.

DINAMICA DEL AGUA SOBRE LASUPERFICIE DE LA



TIERRA

El agua llega a la superficie en forma de

luvia, por condensación de la humedadatmosférica. Aunque en las regiones fríasa precipitación ocurre en forma de nieve

debe considerarse a la lluvia como el

fenómeno general.

105




106

MARTÍN H. IRIONDO



La primera lluvia que cae se evapora oqueda detenida por la vegetación.

La que llega a continuación alcanza alsuelo y se infiltra en su totalidad. Si sigueloviendo, la cantidad de agua que cae

supera la capacidad de infiltración y una

parte de ella escurre sobre el terreno.Esto suele representarse mediante lasiguiente ecuación: P = I + Ev + Es dondP: precipitación; I: infiltración; Ev:

evaporación; Es:

escorrentía.

El agua de escorrentía es una fracciónpequeña de la precipitación; sin embargoes el factor esencial del modelo aluvial,que es el más importante de nuestro



planeta.

En un momento dado de la lluvia, los

poros del suelo se saturan y aparece unapelícula de agua sobre el terreno. Estapelícula tiene un espesor del orden de unmilímetro y comienza a fluir pendiente

abajo por todos los puntos del terreno, enforma de flujo no encauzado. Si se loobserva en detalle, se puede ver queiende a formar hilillos efímeros de pocos

centímetros de largo y turbulencia muybaja, que se forman y desaparecencontinuamente un flujo laminar generalizado. Los obstáculos másefectivos para el desarrollo de los hilillourbulentos son los tallos y hojas de las

hierbas. Cuando aquellos alcanzan un

cierto tamaño, ya sea por intensidad de la



luvia o porque el suelo se encuentra sinvegetación, producen la erosión areal deas capas superficiales del suelo, es decir

del horizonte A.

107


A medida que el agua va confluyendo aos sectores algo más bajos, se forma

pequeñas corrientes de algunoscentímetros de profundidad y hasta dosmetros de ancho. Se trata del flujo en

surcos, con la velocidad de unos pocos

centímetros por segundo y turbulenciabaja, pero ya con suficiente capacidaderosiva como para arrancar parcialmentea



vegetación, transportar sedimentos ensuspensión y labrar en el terreno un surcode varios centímetros de profundidad.

La confluencia de dos surcos o el aumentodel caudal de un surco aislado puedenprovocar un incremento en la capacidad

erosiva del agua, de tal manera que laresistencia general del suelo se vesuperada.

Comienza entonces la erosión vertical delerreno y se forma una cárcava.

Las cárcavas son verdaderas zanjas,

ienen por lo general entre uno y cuatrometros de profundidad, paredes casiverticales y ancho reducido.



Van creciendo pendiente arriba, duranteas sucesivas lluvias, mediante erosión

retrocedente. El flujo en cárcavas está

caracterizado por alta turbulencia y grancapacidad de transporte de sedimentos ensuspensión (Fig. 8 - 7). La unión de lascárcavas forma los cauces fluviales

menores de las redes hidrográficas.

PROCESOS ALUVIALES EN ZONASDE MONTAÑA

Las regiones montañosas estáncaracterizadas por sus pendientes

elevadas y cuerpos rocosos, depermeabilidad escasa o nula. El agua deluvia escurre en su mayor parte por la

superficie del terreno, con gran velocidad



y turbulencia, formando torrentes de grancapacidad de erosión.

La dinámica general es de erosión; losorrentes excavan sus lechosprofundamente, formando quebradas yvalles con perfiles transversales en forma

de V (Fig. 8 - 8). En las paredes de lasquebradas existen elementos morfológicomenores, denominados “canaletas”,angostos y con pendientes muy elevadas.

Los bloques y otros detritos que seseparan de las rocas de las laderas se vanacumulando lentamente en las canaletasmediante un proceso de reptación. Cuandoocurren lluvias fuertes, las masas de rocase deslizan pendiente abajo por lascanaletas en forma de avalancha y llegan

al fondo de la quebrada.



Los torrentes de montaña pueden alcanzarvarios metros de

profundidad después de las tormentas; lavelocidad del agua alcanza en esos casosa algunos metros por segundo. Lacapacidad de erosión y 108

MARTÍN H. IRIONDO

ransporte es muy elevada. Las rocas

arrastradas por el agua chocan entre sí ycon las paredes del torrente,desgastándose y rompiéndose,

destruyendo a su vez a las rocas queforman el cauce.

Las quebradas y valles forman redes

hidrográficas controladas por las



fracturas, con tramos rectos y curvas enángulo. Los sedimentos sonacumulaciones de bloques discontinuos y

de escasa permanencia, por lo general elfondo de las quebradas está constituidopor roca viva (Fig. 8 - 9).

PROCESOS ALUVIALES EN ZONASDE PIE DE MONTE

La zona de pie de monte constituye la

ransición entre la montaña y la llanura.Es una faja con características especialesdonde se desarrollan procesos aluvialesparticulares.

Recibe la influencia del ambiente demontaña, y a su vez influye en la regiónlana de aguas abajo. Los principales



elementos aluviales desarrollados enestas fajas son los abanicos aluviales yas explanadas.

banicos aluviales - Cuando unacorriente de agua abandona la zonamontañosa se encuentra con una brusca

disminución de la pendiente, lo que lehace perder velocidad y por consiguientecapacidad de transporte.

El torrente desemboca generalmentedesde una quebrada que sirve de colectorde una cuenca con altas pendientes y llegacargado de detritos de todo tamaño. Alperder velocidad deposita su carga, quequeda en su mayor parte cerca de la faldade la montaña. El aluvión se desplazapendiente abajo por la llanura



ntermontana, perdiendo paulatinamente eresto de la carga. A la siguiente tormenta,el agua del torrente encuentra

generalmente el cauce obstruido por lossedimentos abandonados

anteriormente, y se derrama en otra

dirección. Así sucesivamente.

Después de un cierto tiempo, se formamediante este mecanismo un abanico

aluvial , caracterizado por numerososcauces abandonados que comienza en elápice y se desarrollan en abanico hacia laona distal (Fig. 8 - 10). El perfilopográfico de los abanicos aluviales esigeramente cóncavo. Su composiciónnterna está caracterizada por sedimentos

gruesos y muy gruesos en el ápice, que



van disminuyendo de diámetro aguasabajo. Un perfil tipo para zonas áridas esel siguiente: bloques y rodados en el

ápice -arenas y gravas mal seleccionadasen la zona 109


ntermedia- limos y arcillas en la zonadistal. Aguas abajo, suele haber depresiones cerradas en las que deposita

yeso y sal, denominadas salinas.

Los abanicos aluviales son buenosreservorios de agua subterránea.

as explanadas - También se lasdenomina “pedimentos” o “glacis”.

Son superficies inclinadas de origen



erosivo que bordean en forma de orla aas montañas en algunas regiones (Fig. 8 -

11). Están cubiertas por un manto

discontinuo de rodados malseleccionados, transportados por corrientes efímeras de tipo anastomosadoSus perfiles son cóncavos, variando desd

aproximadamente 8 grados junto a lamontaña hasta 2

grados en la zona distal. Se originan en

climas secos, mediante una combinaciónde meteorización física y flujo noencauzado. Este corre por las laderas enforma de arroyada mantiforme, de variosdecímetros de espesor y considerableurbulencia, después de lluviasesporádicas y muy violentas. En los

Andes mendocinos las explanadas



constituyen más de un tercio de la regióncordillerana.

PROCESOS ALUVIALES EN ZONASDE LLANURA

En las regiones llanas las corrientes

fluviales se encuentran con terrenos pococonsolidados o incoherentes y pendientesmuy bajas. Los ríos consiguen unequilibrio bastante más delicado que en

montaña y en pie de monte y modelan suscauces de acuerdo a las relacionesexistentes entre la pendiente, el tamaño degrano de los sedimentos presentes y lahidrología de su cuenca. Comoconsecuencia, tienden a divagar, erodandoateralmente y depositando sedimentos enodo su recorrido. Finalmente, por efecto



de esta dinámica, un típico río de llanuracorre sobre sus propios sedimentos, a loargo de una faja deprimida que él mismo

excavó en sus migraciones hacia derechae izquierda. Dicha faja se denominalanura aluvial (Fig. 8 - 12).

Los cauces de los ríos de llanura son dedos tipos: meándricos y anastomosados.Los cauces meándricos estáncaracterizados por una sucesión de ondas

regulares llamadas “meandros” (Fig. 8 -13). Se producen porque el agua fluye enel cauce siguiendo un movimientohelicoidal, es decir, en forma deirabuzón. Esto produce erosión en una deas márgenes y sedimentación en la

margen opuesta, donde se depositan

bancos de arena finos y arqueados,



denominados espiras de meandro.

110

MARTÍN H. IRIONDO

Eventualmente, la migración lateral

avanza tanto que la onda llega a“estrangularse”, pues el río atraviesadirectamente entre dos puntos contiguos,

durante una inundación, quedando elmeandro abandonado, en forma deaguna. La divagación de un río meándric

puede afectar áreas amplias de la llanura

aluvial, donde se pueden observar seriesde espiras de meandro de distinta edad,as más jóvenes cortando a las más

antiguas. Ello constituye una llanura de



meandros.

Los cauces anastomosados están

caracterizados por bifurcaciones, brazosmenores que se separan del cauceprincipal y grupos de islas (Fig. 8 - 14).Sus depósitos característicos son los

bancos, de forma elíptica, constituidospor arena o rodados. Se forman durante lafase final de las crecientes, cuando el ríoya no puede seguir transportando toda su

carga, al perder caudal. Los bancospueden formar islas

permanentes, una vez que la vegetaciónos ocupa y fija sedimento en suspensión

de las crecientes posteriores. Los bancosse adosan unos a otros en forma irregularya sea formando islas o en las márgenes



del cauce. Un área integrada por estoselementos es una llanura de bancos.

El cauce principal del río Paraná es unejemplo típico de río anastomosado; hadesarrollado una amplia llanura debancos.

Existen cauces de llanura que no migran,sino que se mantienen

estables por períodos largos. En estoscasos se desarrolla un albardón a cadaado del mismo (Fig. 8 - 15). Un albardón

es un terraplén formado por el río, que en

el momento de desbordar, en el comienzode las crecientes, deposita sedimentos ena faja que lo bordea, al perder velocidad

bruscamente. El albardón tiene pendiente



mayor hacia el cauce que hacia atrás,donde generalmente se forman pantanos,alimentados por las aguas de inundación.

Dichas aguas no pueden volver al caucedurante la bajante a causa de la existenciadel albardón. El río Salado en laprovincia de Santa Fe es un ejemplo de

este fenómeno.

Las llanuras aluviales sufren periódicasnundaciones, provocadas por crecientes

del río. La dinámica de la inundación sediferencia claramente de la dinámica decauce. En el cauce el flujo es turbulento,con considerable capacidad de transporteerosión y remodelación,

ransportando siempre material en

suspensión y en arrastre, especialmente



durante las crecientes; la inundación, encambio, es de duración comparativamentecorta, su flujo sobre la llanura es mucho

menos 111




urbulento y mucho más lento, debido a lamayor sección de descarga y al efecto dea vegetación. Los depósitos típicos denundación derivan de la sedimentación

del material suspendido, arcilla y limo,que se deposita por disminución de lavelocidad y a un estancamiento del agua,sumando al efecto de “fijamiento” que

ejerce la vegetación. Los



sedimentos de la inundación tienden ahacer disminuir el relieve local,

rellenando lagunas y pantanos, pero sedepositan también sobre

albardones y otras partes elevadas del

sistema. La evolución es sumamente lentaCuando la llanura aluvial es muy grandeas áreas sujetas a la influencia

predominante de las inundaciones

presentan características de llanuras conavenamiento impedido.

a llanura aluvial del río Paraná

La llanura aluvial actual del río Paraná esuna de las mayores del mundo. Se trata deuna amplia faja recorrida por el cauce



principal del río, brazos menorespermanentes, riachos temporarios y grancantidad de lagunas, pantanos y bañados.

Los dos mecanismos de formación yevolución de llanuras aluviales actúan eneste sistema: procesos de cauce por unado y las inundaciones por el otro. El

cauce tiene gran capacidad de arrastre,erosión y sedimentación, deposita bancosde arena y espiras de meandro. Lanundación sedimenta partículas de limo y

arcilla, forma lagunas y pantanos.

112



MARTÍN H. IRIONDO

El cauce principal fluye a lo largo de labarranca izquierda de la llanura aluvial ao largo de casi todo el recorrido. A loargo de toda la llanura se observanmportantes cauces secundarios sobre la

margen derecha, conectadas por medio de

riachos transversales con el cauce



principal, del cual reciben la mayor partede su caudal. La descarga media anual derío está en el orden de los 16.000 m3/seg

El caudal sólido está compuesto por 200millones de toneladas anuales desedimento en

suspensión (illita y cuarzo comominerales principales) y 5 a 15 millonesde toneladas de arena cuarzosa muy fina,con pátinas de hidróxido férrico.

113


Ha existido actividad tectónica levedurante el Holoceno (últimos diez milaños) y también en la actualidad. Ello



provocó cambios de ubicación del cauce.También ocurrieron cambios climáticosdurante estos últimos miles de años, que

originaron cambios en el tamaño del río.Ambos factores combinados desarrollaroel complejo paisaje fluvial actual. Sinembargo, existen solamente cuatro facies

sedimentarias de primer orden en losdepósitos de la llanura, lo que indica quehubo sólo cuatro ambientes principales desedimentación a lo largo de todo eliempo, a saber:

a)

Facies de albardón (ver más adelante eneste capítulo).

Caracterizada por arena muy fina limo-



arcillosa, colores ocre y

gris verdoso con abundantes moteados y

numerosos poros, tubos

y moldes de raíces. Posee plasticidadmediana.

b)

Facies de laguna. Compuesta por limo

gris oscuro con gran

cantidad de materia orgánica vegetal endistintos grados de

descomposición. Es compacta, conporosidad muy baja, excepto

en depósitos muy recientes. Contiene



escasa arcilla y arena.

c)

Facies de cauce. Está compuesta por arena muy fina y fina,

normalmente con estratificación diagonalen estratos planos de

10 a 40 cm de espesor, correspondientes

fase hidrodinámica

de duna. Se forma por el crecimiento degrandes bancos.

d)

Facies de duna eólica. Arena muy fina

imosa, sin estructuras



nternas, color marrón. Se la encuentra enáreas aisladas en la

zona de Esquina y en la terraza deReconquista.

La llanura aluvial del Paraná mide unos

600 kilómetros de longitud, desde laconfluencia del Paraná con el Paraguaycerce de las ciudades de Corrients yResistencia, y termina al sur de Rosario;

su ancho es variable, en general entre 15 y25 kilómetros. En su recorrido atraviesaen forma perpendicular o diagonal variosbloques tectónicos, que le marcandiferentes pendientes longitudinales.

El cauce es típicamente anastomosado.Forma una sucesión de



rechos ensanchados, en los cuales sedivide en varios brazos, con bancos dearena e islas continuamente erodados y

depositados por brazos divagantes. Suprofundidad típica oscila entre los 5 y los10 metros.

Dichos trechos anchos están separadospor “estrangulamientos” cortos y biendefinidos, en los que el río fluye por unsolo cauce. Los estrangulamientos están

ubicados en los lugares en que el caucecruza una falla transversal. Son másestables y profundos que los trechosanchos, 114

MARTÍN H. IRIONDO

alcanzando hasta 50 metros de



profundidad, o sea que alcanzan cotas pordebajo del nivel del mar.

Las unidades geomorfológicas ysedimentarias internas de la

lanura aluvial son: llanura de bancos,

lanura de meandros, llanura deavenamiento impedido y deltas deributarios. En la mitad norte hay terrazasbien desarrolladas a los costados. La

lanura de bancos forma una faja de arenfina compuesta por bancos groseramenteelípticos que acompaña al cauce a loargo de toda la extensión, forma las islas

dentro del mismo y áreas adosadas a loscostados que engloban lagunas

rregulares. Está sometida a una dinámica



permanente de erosión y sedimentación.

La llanura de meandros está generada

por cauces secundarios activos quemigran en forma oscilante en el sector derecho de la llanura aluvial.

Este tipo de morfología aparece en variasáreas, la mayor de ellas es la formada porel “río” Colastiné, cerca de la ciudad deSanta Fe, con 60

kilómetros de largo y 6 a 8 Km de ancho.Está caracterizada por

numerosas series de espiras someras yescasos meandros abandonados queforman lagunas permanentes másprofundas.



La llanura de avenamiento impedido sidacumulada por la dinámica de inundaciónEstá caracterizada por áreas planas, con

numerosas lagunas someras, pantanos ypequeños cauces adventicios, activossolamente al comienzo y al final de lasnundaciones. Las lagunas suman más de

cinco mil, son en general irregulares y loscauces

adventicios son cortos y tortuosos, con

aproximadamente 100 metros de ancho.Los sedimentos están compuestosprincipalmente por facies de albardón yfacies de laguna, con escasa arena. Estaunidad se ha desarrollado principalmentedurante un clima seco ocurrido en elpasado reciente (entre 3500 años y

1000/1400 años antes del presente).



Los deltas de tributarios son áreas desedimentación formadas dentro de lalanura aluvial en el mismo clima seco en

que apareció la llanura de avenamientompedido. Los caudales de toda la redfluvial fueron menores que los actuales ymuchos afluentes no alcanzaban el cauce

del río (que también era mucho menor queahora), depositando sus cargassedimentarias en posiciones lateralesdentro de la llanura aluvial. Esta dinámicresultó en el crecimiento de geoformasipo delta (Fig. 8-14a).

115




116

MARTÍN H. IRIONDO

Las terrazas son depósitos antiguos que

flanquean ambos costados de la llanuraaluvial en la mitad superior de la misma.Están caracterizadas principalmente por una superficie extremadamente horizontal

ocupada por escasos pantanos irregularespequeños, de 100 a 300 metros de largo.

Sus sedimentos son principalmente arena

fina verde con concreciones calcáreas,ncluyendo intercalaciones de limo gris

verdoso y

eflorescencias salinas. Este conjunto de



elementos sugiere que esos sedimentosfueron depositados durante un clima másseco que el actual.

CAUCES TIPO RIO DE LA PLATA

El río de la Plata tiene características que

no se ajustan a la dinámica fluvial. Suancho es excesivo y ni la margenzquierda ni la derecha presentan

características fluviales. En ambas es

observada una morfología heredada de laúltima ingresión marina, ocurrida entre7.000 y 3.000

años antes del presente. Se trata de unargo golfo invadido actualmente por agua

dulce.



Este caso no es único. En el interior deAmérica del Sur se pueden observar numerosos casos análogos en ríos de la

cuenca amazónica y en otros lugares. Ena Argentina el curso inferior del ríoUruguay es un ejemplo típico. Soncorrientes fluviales que han invadido en

forma permanente a fajas extremadamenteanchas, dentro de las cuales no ejercenningún efecto de modelación (Fig. 8 - 16)

TERRAZAS FLUVIALES

Un río que corre por su llanura aluvialpuede comenzar una fase de erosiónvertical, profundizando su cauce. Estosuele deberse a varios factores: uncambio climático en su cuenca, eldescenso del nivel del mar o la elevación



del territorio provocada por la tectónica.En cualquiera de esos casos, el río sufreuna alteración y comienza a erodar para

restablecer el equilibrio. Una vezalcanzado su nuevo nivel de equilibrio,recomienza la divagación y la erosiónateral, formándose otra llanura aluvial

más abajo que la anterior, la cual quedaahora sobreelevada y recibe el nombre deerraza (Fig. 8 - 17). Una terraza fluvial

está limitada por su frente, que da a lanueva llanura aluvial, y en la otradirección por la antigua barranca,ransformada ahora en una pendiente más

suave por procesos coluviales.117




CUENCAS FLUVIALES

Cada río se alimenta de las

precipitaciones que cae en un área que lorodea, llamada cuenca. Una cuenca típicaestá formada por una red hidrográfica enterfluvios. La red hidrográfica se

compone de un número elevado de



afluentes menores, que confluyensucesivamente, formando cauces mayoresos que a su vez se unen, dando origen al

colector (Fig.

8 - 18). Los interfluvios son lassuperficies ubicadas entre los cauces;

forman pendientes dirigidas haciadepresiones menores, que finalmente sedirigen hacia los cauces. La cuenca estáseparada de las cuencas vecinas por una

ínea topográficamente elevada,denominada divisoria. Las zonas másaltas de la cuenca, alejadas del colector,se denominan cabeceras.

En los interfluvios tiene lugar el flujo noencauzado, durante y después de lasluvias. Una cuenca puede dividirse en



subcuencas, separadas por divisoriasnternas. Las características de una cuenc

y sus procesos aluviales dependen del

clima y del relieve de la misma. Así, lascuencas de montaña se diferenciannetamente de las de llanura.

Cuencas de montaña - Las cuencas demontaña tienen divisorias bien definidas,pendientes elevadas y materiales rocososen superficie. En consecuencia, el

porcentaje de la precipitación que escurrepor los cauces es elevado y el tiempo de

concentración de la creciente muy breve.Son típicos los aluviones casinstantáneos, en los que el nivel del agua

de un arroyo casi seco sube varios metrosen menos de una hora.



118



MART N H. IRIONDO

119



La velocidad de la corriente alcanza ametros por segundo y la

urbulencia es muy elevada. Su capacidadde transporte le permite arrastrar rodadosy bloques, que se desgastan y se rompenen los violentos choques que se suceden

continuamente. Tan rápido como creció,el torrente comienza a bajar su nivel y aas pocas horas, o a lo sumo un par de

días, vuelve a su ínfimo caudal anterior.

Existe una tendencia general a erodar hacia abajo el lecho de los cauces, en laroca, y a depositar sedimentos gruesos ymal seleccionados en forma transitoria.

Los arroyos de las sierras cordobesas sonejemplos de este tipo de cuenca.



Cuencas de llanura - Las cuencas delanura se desarrollan en materiales

sueltos y permeables, con pendientes muy

pequeñas. Las divisorias entre doscuencas vecinas son a veces líneas biendefinidas, pero en otros casos estánformadas por áreas planas, que derivan

sus aguas hacia uno u otro lado, según ladirección del viento o el estado de 120

MARTÍN H. IRIONDO

a vegetación. Son frecuentes lasransfluencias entre cuencas vecinas:

superado un cierto nivel, el agua de unacuenca atraviesa la divisoria y se vuelcaen la cuenca adyacente. La red deafluentes es menos densa que en lamontaña, porque gran parte de las



precipitaciones se infiltra.

… porque gran parte de las

precipitaciones se infiltra.

Una típica creciente en las cuencas de lalanura santafesina tiene varias fases

sucesivas. 1) La primera de ellas es unaluvia suficientemente prolongada o fuertecomo para saturar el suelo. 2) Se forma unbañado en las suaves depresiones del

erreno, con pocos decímetros de

profundidad y agua clara; dicho bañadopuede tener un tamaño de cientos de

hectáreas y puede durar varios meses.Cuando desaparecen no dejan indicios desu existencia. 3) Un bañado típico semueve muy lentamente pendiente abajo a



o largo de días o semanas, abandonandosu ubicación original y ocupando otrasáreas mucho después de la lluvia original

4) La masa de agua llega a una “cañada”.Una cañada es una depresión lineal deescasas profundidad y ancho importantepor ejemplo, 200

metros de ancho y 1,5 metros deprofundidad), generalmente cubierta depajonal. El agua se encauza y fluye

entamente entre el pajonal, en régimenaminar en la mayor parte de los casospocos milímetros por segundo). 5) La

cañada desemboca en un arroyo y éste alrío colector.

Las crecientes son mucho más tranquilas;el nivel del agua se eleva lentamente y



crece menos que en la montaña. Inunda lalanura aluvial de los ríos y otras áreas

deprimidas, anegadas durante semanas. L

velocidad y turbulencia del agua sonmoderadas, así como también lacapacidad de erosión y transporte.Cuando termina la creciente, provocada

por las lluvias, los cauces retornan a sucaudal de bajante, denominado flujo de

base, que proviene de la surgencia deagua subterránea. Todos los arroyos de laprovincia de Santa Fe tienen típicascuencas de llanura.

Cuencas mixtas - La mayor parte de lascuencas grandes y medianas abarcan áreamontañosas y de llanura. Normalmente,as montañas se encuentran en las

cabeceras y de allí proviene gran parte



del caudal y de los sedimentos, por esarazón se la denomina zona de

alimentación de las cuencas. Aguas

abajo, después de atravesar el pie demonte, sigue el área llana, muchas vecesformada por el mismo río mediante

sedimentación a lo largo del Cuaternario.Los ríos forman aquí llanuras aluviales ograndes abanicos. Casi toda la provinciadel Chaco está formada por el gran

abanico del Bermejo.

121


Los mega-abanicos

Los mega-abanicos son sistemas



complejos de dimensiones mucho

mayores a las de los elementos

“normales” en Geomorfología Fluvial encluyen siempre a varios de ellos. Serata de sistemas de acumulación con

forma de abanico, de decenas de miles

hasta cientos de miles de kilómetroscuadrados de extensión y larga vidageológica (hasta tres millones de años enSudamérica). En un caso típico el ápice s

encuentra en ambiente de pie de monte yel resto en llanura. La dinámica general edistributaria, con un cauce que migra enforma más lenta que en los abanicosmenores (una vez cada varias décadas ovarios siglos). Debido a sus grandesdimensiones suelen tener diferentes

climas en el ápice que en su parte distal.



En general, bloques tectónicos menoressufren movimientos diferenciales dentrodel abanico, produciendo

deformaciones en su patrón básico.

El mega-abanico fluvial del río

Pilcomayo - El Chaco Sudamericano estácompuesto por unos pocos mega-abanicos, el más importante de los cualeses el del río Pilcomayo. Su superficie

otal es de 210.000 Km2 y se extiendedesde Bolivia a Paraguay y Argentina.Tiene una amplia cuenca montañosa en laCordillera Oriental y en las SierrasSubandinas bolivianas y sale al pie demonte en Villa Montes, donde estáubicado el ápice (Fig. 8-21). Losdepósitos fluviales forman allí dos



errazas, la más alta de altura variabledescendente (de 40 m a 20 m) estácoronada por un depósito eólico rojizo en

cuya parte superior hay un suelo biendesarrollado. La terraza inferior cubre lamayor parte de la región llana vecina; enel ápice tiene 6 metros de espesor y está

formada por dos estratos. El inferior estácompuesto por rodados y bloques decolor gris; el superior está formado por rodados más pequeños y bloques enmatriz arenosa rojiza.

La terraza inferior se extiende hacia eleste, formando una extensa planicie en elChaco Occidental de Argentina yParaguay. El sedimento está formado por arena fina y limo cuarzosos con illita en

menores proporciones. Los granos están



cubiertos por una película de hematita.

Esta unidad está caracterizada

geomorfológicamente por numerososcauces efímeros y alcanzaaproximadamente hasta la mitad de laprovincia de Formosa. Es de edad

holocena (menos de diez mil años).

Hacia el este se extiende en superficie ununidad más antigua, que se correlaciona

con la terraza alta de Villa Montes,compuesta por 15 a 25 metros de espesorde depósitos palustres de grandeshumedales (arcillas limosas) cubiertosahora por pantanos permanentes y

122



MARTÍN H. IRIONDO

emporarios. En el estrato central de estos

depósitos se realizó un análisis de edadabsoluta, resultando una antigüedad de58.160 años antes del presente, lo quendica una edad pleistocena superior. Esto



coincide con el hallazgo de unanteresante fauna fósil en Formosa. La

superficie está cruzada por amplios

paleocauces ; en una dinámica típica deos mega-abanicos, esos paleocauces sehan transformado en colectores decuencas fluviales locales de llanura

Monte Lindo, Los Amores y otros) .

En otro aspecto propio de los mega-abanicos, un bloque menor

dentro del sistema ubicado en la fronteraargentino-paraguaya (de 15.000

Km2 de extensión, un 7 % de todo elsistema) capturó al río Pilcomayo duranteos últimos siglos, formando el llamado

“Estero Patiño”, donde un complejo



paisaje en el que cauces abandonados,pantanos y lagunas son modificadosfrecuentemente por los diques que forman

roncos y ramas durante las crecientes.

123




EVOLUCION DE LAS CUENCAS

FLUVIALES

Cuando una región queda librada a losfenómenos aluviales, se inicia un proceso

de desarrollo de la red hidrográfica.



Dicho proceso se lleva a cabofundamentalmente por la erosión

retrocedente o retrogradante de los

cauces. Todo el sistema trata de ajustarsepor erosión a un nivel de base en el cualdesemboca. El nivel de base general paraos ríos es el nivel del mar, pero también

existen niveles de base locales,representados por lagos y otrasdepresiones. A partir del nivel de base, ecolector comienza a erodar su cauce,progresando desde la desembocadurahacia atrás. A medida que transcurre eliempo el cauce se va alargando

paulatinamente hacia el interior de lacuenca, posteriormente se desarrollan losafluentes (Fig. 8 - 19), y asísucesivamente, modificando también las

pendientes de los interfluvios, hasta



alcanzar el perfil de equilibrio. Seentiende por perfil de equilibrio 124

MARTÍN H. IRIONDO

a aquel que se ajusta de tal modo a lahidrología de la cuenca, que la erosión y

a sedimentación están reducidas almínimo. Se trata de un equilibriodinámico. Los cauces tienden a labrar unperfil longitudinal parabólico (Fig. 8 - 20

mediante erosión y sedimentación.

Los sistemas fluviales del oeste de laprovincia de Corrientes son cuencas que

odavía se encuentran en su estadoncipiente de desarrollo.

Los tramos finales de los colectores ya se



han formado, pero gran parte de lasuperficie de las cuencas carece de víasde escurrimiento. Aparecen en esas áreas

numerosos bañados y lagunas, en lasdepresiones heredadas del paisaje eólicoanterior.

CUENCAS CERRADAS

Se denominan cuencas cerradas a aquellaque no tienen conexión

con el mar. Sus redes hidrográficasdesembocan en depresiones interioresgeneralmente de origen tectónico,

ocupadas por lagos o salinas. En su granmayoría se encuentran en regiones declima seco. Sus cauces suelen ser ntermitentes, es decir, transportan agua



solo unas pocas semanas por año, oefímeros, que acarrean agua pocos díaspor año.


luvial processes in Sedimentology –

Leopold, L., Wolman, M. y Miller, J.1964 – H. Freeman & Co., 522 pp., SanFrancisco.

125


126

MARTÍN H. IRIONDO

9



Procesos eólicos

Se denominan procesos eólicos aquellos

producidos por el viento. El viento es airen movimiento, y como tal posee una seride características similares a las del aguaaunque su baja densidad provoca efectos

en una escala diferente.

Aunque actúa en todos los climas, elviento realiza procesos geológicos de

mportancia en los desiertos y en regioneestacionalmente secas.

Provoca la erosión de materiales sueltos

poco consolidados de tamaños arena finaimo y arcilla, pues es incapaz de mover

fragmentos mayores salvo en condicionesespeciales.



El viento transporta sedimentos por arrastre y en suspensión. Los granos dearena transportados por arrastre forman

óndulas, dunas y megadunas, de acuerdoa la velocidad y permanencia del viento,mientras que las partículas de limo yarcilla son transportadas en suspensión en

forma de nubes de polvo que aldepositarse originan el loess.

PROPIEDADES FISICAS DEL AIRE

El aire es una mezcla gaseosa, cuyaspropiedades físicas

fundamentales, como las de todo fluido,son la densidad y la viscosidad.

Su capacidad de producir erosión y de



ransportar sedimentos derivan de ellas.Es 714 veces menos denso que el agua ysu viscosidad tiene un valor 55 veces

menor que la de ésta. Por lo tanto, lasdimensiones e intensidad de sus procesosdinámicos son claramente diferentes. Elaire, como todo gas, se dilata y disminuye

su densidad al calentarse; ello provoca elascenso de las masas atmosféricascalentadas por el sol, que sonreemplazadas en superficie por otrasmasas más frías y densas. Dichosdesplazamientos producen el viento,agente de los procesos eólicos. El viento

normalmente corre a través de una seccióde decenas de

kilómetros de ancho por 1.000 a 3.000

metros de altura. De manera análoga a la



del agua, el aire puede fluir en formaaminar o turbulenta, y en todo flujourbulento se encuentra una película de

flujo laminar en 127


el contacto con los sólidos de lasuperficie de la Tierra y con la superficiedel agua. El tamaño de los remolinos, porotro lado, es mucho mayor que en el agua

o mismo que la velocidad, que alcanzacon frecuencia más de 20 metros por segundo. Lo mismo que el agua, el aireiende a realizar movimientos helicoidale

y aún circulares, ejemplos de los cualesson los ciclones tropicales, constituidospor vientos concéntricos en superficies decientos de kilómetros de diámetro.



La velocidad del viento se veconsiderablemente retardada por elrozamiento y la turbulencia que producen

os obstáculos que encuentra en lasuperficie de la Tierra, especialmente losárboles y otros tipos de vegetación.

Esto resulta en un perfil parabólico develocidades en el viento (Fig. 9 - 1).

Otra propiedad del aire es que permite la

difusión rápida y extensa de las partículade polvo o cenizas volcánicas que entranen suspensión.

De esta manera dichas partículas seelevan a gran altura en la atmósfera y sonransportadas a grandes distancias.



EROSION

La viscosidad del aire produce un efecto

de arrastre al desplazarse el viento por lasuperficie. Dicho fenómeno, llamado“tensión de corte”

iende a arrancar los granos sueltos ypartículas poco cohesionadas de lasuperficie y transportarlos fuera del lugarEste tipo de erosión, provocado

directamente por el viento, se denominadeflación. Los granos de arenaransportados por el viento en saltación

sobre la superficie chocan continuamenteentre sí y con otros obstáculos,provocando erosión por impacto yabrasión. La erosión, tanto en uno comoen otro caso, requiere que el movimiento



del viento sea superior a una velocidad

crítica, que varía con el tamaño del granoa erodar. Así, para granos de 0,1

milímetros de diámetro la velocidadcrítica del viento es de 33 cm/seg. en ladeflación y 15 cm/seg. en la erosión por mpacto, lo que indica que el viento eroda

con más efectividad cuando cuenta con laarena como “herramienta”.

Las hoyas de deflación son formas típica

de erosión eólica. Se trata de depresionessomeras, de bordes suaves y formacóncava, que aparecen en sedimentosfinos a medianos, poco coherentes,sometidos a la acción del viento. Lashoyas de deflación elípticas sonproducidas por el viento dominante, que

arranca y lleva en suspensión a los limos



y arcillas lejos 128



MARTÍN H. IRIONDO

del lugar. Cuando el terreno está

constituido por arena, ésta se acumula en



el borde de sotavento de la hoya (Fig. 9 -2). Este fenómeno puede observarse enuna amplia región del sur de Córdoba,

donde la iniciación del proceso erosivose produce al arar la tierra en épocas desequía, en las que el viento dominante delnoreste supera la velocidad crítica de

deflación para esos terrenos.

129


Las hoyas de deflación circulares, muynumerosas en la llanura chaco-pampeana,

se producen por efecto de remolinosverticales que se forman en ausencia delviento. Dichos remolinos aparecen en lashoras más cálidas de los días de verano



en los ambientes semiáridos y tienden aestacionarse sobre los lugares libres devegetación, debido a que allí se producen

corrientes ascendentes de aire. Estaszonas libres de vegetación suelen ser depresiones muy someras, en las queesporádicamente se acumula el agua

después de las lluvias. La sal transportadpor el agua impide el crecimiento de lavegetación y a la vez disgrega las capassuperiores del suelo, favoreciendo ladeflación. Las hoyas de deflación de laregión pampeana fueron formadas bajo unclima más seco que el actual y miden en

su mayoría de 200 á 300 metros dediámetro;

actualmente muchas de ellas se han

ransformado en lagunas temporarias.



La presencia de hoyas circulares indicaque cuando se formaron existía un régimede vientos más suave que el que forma las

hoyas elípticas.

En el otro extremo se encuentran loscorredores de deflación, depresiones

argas, angostas y relativamenteprofundas, que se forman por la acción devientos fuertes en los campos de dunasFig. 9 - 3). En regiones desérticas de

vientos fuertes, donde existen sedimentosimo-arcillosos poco consolidados, la

acción erosiva del viento puede excavar profundamente en amplias superficies. Ladeflación continua hasta alcanzar unestrato duro o bien hasta que la erosiónlega a un nivel de agua subterránea. La

depresión formada de esta manera puede



legar a cotas inferiores al nivel del mar,como ocurre con algunos de los grandesbajos patagónicos. La acción eólica está

actualmente complementada en los bajospatagónicos por la acumulaciónemporaria de agua, que mediante oleaje

provoca erosión localizada en los bordes

El impacto y la abrasión producen efectosmás localizados que la deflación. Enprimer lugar, estos procesos son

responsable de la reducción del diámetrode los granos de arena. También excavana parte inferior de taludes verticales,

formando pedestales (Fig. 9 - 4). Otroefecto de este tipo lo constituye eldesgaste de la superficie de una roca en ladirección expuesta al viento, elemento qu

recibe el nombre de ventifacto.



La abrasión también produce surcoselongados y poco profundos ensedimentos finos poco coherentes, dichas

formas se denominan yardangs.

130



MART N H. IRIONDO

TRANSPORTE DE SEDIMENTOS POR

ARRASTRE

El viento transporta por arrastresolamente a los granos de arena, ya que

as partículas finas entran en suspensión yson elevadas lejos del suelo, y las gravasy rodados son demasiado pesados paraser removidos por vientos normales,

debido a la baja densidad del aire.Gravas y rodados pequeños sonarrastrados solamente en condicionesparticulares, por vientos intensos.

Debido a estas limitaciones, el rango deamaño de grano transportados de este

modo es estrecho, y el viento posee una



gran capacidad de selección

granulométrica. Se dice que un sedimentoestá “bien seleccionado” cuando todos lo

granos tienen aproximadamente el mismoamaño; por el contrario, un sedimento“mal seleccionado” está

compuesto por una mezcla de granos deamaños diferentes.

131


El transporte eólico por arrastre está

compuesto por dos mecanismos.

El mecanismo fundamental es la saltación

de los granos, desencadenada por la

racción del viento. La saltación es un



fenómeno estadístico que afecta al azar aun cierto número de granos de lasuperficie cuando el viento es más rápido

que la velocidad crítica. Dichos granossaltan en cualquier ángulo bastanteconstante, que oscila entre los 10º y los16º

Fig. 9 - 5). Al caer, los granos golpean aotros que saltan a su vez, o bien sedesplazan por el impacto, rodando o

resbalando sobre la superficie.

Este movimiento pasivo se denominareptación, y es responsable deaproximadamente el 25% de transportepor arrastre.

La altura de saltación de la arena no



sobrepasa un metro sobre el nivel delsuelo, y aún esta altura es alcanzada por relativamente pocos granos, pues la

mayoría no llega a más de 20 ó 30centímetros. Tanto los filetes y remolinosdel viento como el transporte de arena seven considerablemente afectados por la

presencia de obstáculos en el suelo, talescomo afloramientos rocosos o grupos dearbustos, y también por cambios en lapendiente. Cuando la cantidad de arena esreducida, se forman sombras de arena asotavento de los obstáculos (Fig. 9 - 6),donde la velocidad del viento es menor.

Si existe suficiente arena y una superficiehorizontal libre de obstáculos se formanestructuras

sedimentarias de transporte, similares a



as producidas por corrientes de agua:ondulas y dunas, además de otrasgeoformas particulares llamadas

megadunas.

Ondulas - Son idénticas a las originadaspor el agua. Aparecen con vientos suaves

algo más rápidos que la velocidad críticaen superficies desprovistas de vegetaciónAvanzan bastante rápidamente, aunque elvolumen de arena transportado es

reducido. Su velocidad alcanza a algunoskilómetros por año en las regionesdesérticas.

unas transversales - Con vientos algomás fuertes y constantes, se forman lasdunas transversales a la dirección delviento dominante.



Existen dos tipos de duna en estascondiciones. Una de ellas es el barján

que aparece en climas muy áridos; tiene

forma de media luna con los extremosdirigidos hacia sotavento (Fig. 9 - 7). Elbarján se va trasladando mediante lasaltación y reptación individual de los

granos de arena que lo forman; dichosgranos van trepando por la ladera debarlovento, que tiene una pendiente suavede 10º a 15º; al llegar al tope se acumulany 132



MARTÍN H. IRIONDO

caen en pequeñas avalanchas a la cara desotavento, que tiene una pendiente de 35º,que corresponde al ángulo de reposo de l

arena. Los barjanes suelen formar conjuntos que cubren grandes áreas.

133




En climas semiáridos se forman las dunas

arabólicas, formas transversales



arqueadas con los extremos dirigidos ensentido inverso al de los barjanes (Fig. 9 7). Son irregulares, frecuentemente uno de

os extremos es más largo que el otro. Elhecho de tener los extremos en direcciónnvertida se debe a que la escasa

vegetación herbácea que existe en los

climas semiáridos produce gran rugosidadaerodinámica a nivel del suelo,retardando el avance de las puntas de laduna con respecto al cuerpo principal.

134



MARTÍN H. IRIONDO

La velocidad de avance de las dunasransversales varía entre varios metros ypocos cientos de metros por año.

unas longitudinales - En condiciones dvientos fuertes y constantes desde una soldirección, las dunas transversales de losdesiertos pasan a dunas longitudinales,



con dirección paralela a la del vientoFig. 9 - 8a).

Cuando están bien desarrolladas, lasdunas longitudinales forman sistemasregulares, en los que cada duna puedeener muchos kilómetros de largo y está

separada de las dunas adyacentes por corredores de deflación. El piso dedichos corredores está formado por gravas y rodados concentrados en

superficie por acumulación residual, alser erodada la arena que los incluía.

135




Todo el conjunto constituye un sistemaaerodinámico bastante estable, en el cualcada corredor de deflación es recorrido

por dos “cilindros” o



“células” de viento que van girando enforma helicoidal (Fig. 9 - 8b), barriendoa arena hacia los costados, donde se

encuentran las dunas, a medida queavanzan. La arena es arrastrada a lo largode las laderas y las crestas de las dunas,donde aparecen cuerpos menores de

forma

sinusoidal.

Este tipo de duna es característico de losgrandes desiertos, por ejemplo Sahara oArabia, pueden alcanzar alturas de hasta100 metros con corredores de deflaciónde hasta 300 metros de ancho. En laArgentina existen campos de dunasongitudinales recientes en el norte de la

Pampa y sur de Córdoba.



Megadunas - En condiciones extremas,con una cobertura continua de arena, enregiones planas con clima desértico y

régimen de vientos estables durante largoperíodos, las dunas pasan a constituir geoformas estables, de cientos de metrosde altura, regularmente espaciadas,

denominadas megadunas. Existen tresipos: los complejos de barjanes, con

forma de medialuna, que pueden tener hasta 150 metros de altura; las megadunasen escamas, formas planas con pendienteasimétricas y crestas angulares, son lasmás comunes. Y las megadunas tipo

estrella, 136



MARTÍN H. IRIONDOcon varias crestas sinuosas que convergenen un vértice central (Fig. 9 -

9); son las de mayor tamaño, alcanzanhasta 500 metros de altura y se presentanen espaciamientos regulares, con

separaciones de hasta 5



kilómetros entre un vértice y el contiguo.

Las megadunas aparecen en los grandes

“mares de arena” del Sahara y Arabia. Nosufren movimientos y parecen ser elequivalente al “perfil de equilibrio” deos sistemas fluviales. En la Argentina

existen megadunas en escamas en laregión de Guanacache, en el límite entreSan Juan y San Luis.

unas de arcilla - Se conocen con estenombre las acumulaciones de sedimentosfinos formadas por el viento en el bordede lagunas

emporarias, en climas áridos. Durante laépocas de sequía el lecho arcilloso de lasagunas quedan expuesto al aire,



resquebrajándose y formándose grietas dedesecación. El crecimiento de cristales desal contribuye a desmenuzarlo, reduciend

sus láminas superficiales a pequeñoserrones menores de un milímetro dediámetro. El viento los arrastra hasta laorilla, donde son retenidos por la

vegetación. Este proceso actúa también enagunas con fondo de limo o arena. Las

dunas de arcilla crecen a sotavento delviento dominante (Fig. 9 - 10), alcanzandovarios metros de altura en algunos casos.Generalmente poseen una forma curvada,por lo que también se les llama “lunetas”

Las lagunas del norte de la provincia deSanta Fe están acompañadas por dunas dearcilla bien desarrolladas, de 2 a 4 metro

de altura.



137


TRANSPORTE EN SUSPENSION

Cuando sedimentos finos son sometidos a

deflación, la turbulencia del viento essuficiente como para mantener ensuspensión y elevar las partículas de limoy arcilla. Se forman nubes de polvo que

alcanzan a veces a cientos y miles demetros de altura que corren largasdistancias, aunque por lo general elransporte es considerablemente más

modesto.

Otras fuentes de partículas que entran ensuspensión en la atmósfera son las



erupciones volcánicas, al lanzar ceniza agran altura, que después se dispersan por os vientos.

Mantenidas en suspensión por laurbulencia del aire, las partículas caen aierra cuando disminuye la velocidad del

viento. La vegetación hace las veces de“filtro” cuando el viento pasa cargado depolvo a través de ella, pues las ramas yhojas provocan una brusca disminución d

a turbulencia. Las partículas más finas,que suelen quedar suspendidas en laatmósfera, son arrastradas a superficiepor la lluvia. La acumulación es muy lentay da origen a un tipo de sedimentodenominado loess.

oess - Es un sedimento poroso y friable,



es decir que se lo puede desmenuzar cona presión de los dedos. Está constituido

por limo, con porcentajes menores de

arcilla y arena muy fina, el diámetromedio de sus partículas oscila entre 15 y45 micrones. Es masivo, o sea que carecede estratificación o laminación interna.

Está granulométricamente bienseleccionado. Los depósitos de loess,debido a su forma de transporte ysedimentación, cubren extensas áreas conespesores reducidos. El espesor deldepósito y el diámetro de sus partículasdisminuye regionalmente desde la zona de

erosión hacia afuera. Frecuentementencluye

concreciones de carbonato de calcio.



El loess se deposita en forma de mantosobre todo el paisaje, cubriendo en formahomogénea el relieve preexistente (Fig. 9

11). En las regiones montañosas dondepredominan los vientos fuertes se depositen

“bolsones” en los lugares protegidos. Estsedimento es típico de la llanuraargentina; el limo proviene de regionessituadas al oeste de la misma.

En la provincia de Buenos Aires losminerales más importantes son lasplagioclasas, y el cuarzo en el centro deSanta Fe; el vidrio volcánico abunda en ecentro y el oeste; hacia el norestedisminuye, aunque nunca falta por completo.



138



MARTÍN H. IRIONDO

Cuando el polvo atmosférico se deposita



directamente en un pantano, los limos

alustres resultantes tienen un aspectomás heterogéneo que el loess, con

estratificación irregular y terronesnterpenetrados, producidos por elcrecimiento y muerte de las raíces de lasplantas acuáticas.

Grandes cantidades de polvo atmosféricoson transportadas por los fuertes vientosdel oeste hacia el océano, aguas afuera de

as costas patagónicas; lo que contribuye engrosar los sedimentos marinos delAtlántico sur.

TRANSPORTE EN SOLUCION

En las zonas costeras las sales disueltasen el agua del océano pasan a la atmósfer



cuando las olas se deshacen en lasrompientes. Parte de las gotas y espumaque salpican hacia arriba se evapora y es

arrastrada por el viento en forma dehumedad atmosférica. Las sales quecontenían esas gotas, principalmentecloruro de sodio, son transportadas por

dicha humedad atmosférica en forma deaerosoles, que precipitan tierra adentro.

Este efecto es localmente importante en la

faja costera, hasta

aproximadamente un kilómetro hacia elnterior. Los aerosoles de Cl y Na

producen una considerable corrosión enesa zona.

139




DESIERTOS

Los desiertos son regiones conprecipitaciones escasas, con lluviasnferiores a 250 milímetros anuales, y

cubierta vegetal escasa o inexistente. Enestas regiones los procesos eólicos actúacon mayor intensidad que en otras,principalmente el transporte y

sedimentación de arena. Su existencia esel resultado de varios factoresmeteorológicos y geológicos.

Los desiertos tropicales están situados endos fajas, a ambos lados de las selvasecuatoriales, entre los 20º y los 30º deatitud, (Fig. 9 - 12). En el hemisferio



norte los principales desiertos son elSahara, Arabia y el norte de México. Enel hemisferio sur Atacama en Sudamérica

el

Kalahari en Africa y el Gran DesiertoAustraliano. Su existencia está producida

por la circulación planetaria del aire.Debido a la intensidad de la radiaciónsolar, a la rotación de la Tierra y a laviscosidad del aire, resulta un sistema de

“celdas de circulación” (Fig. 9 - 13) queda lugar a 140

MARTÍN H. IRIONDO

fajas de alta presión y baja humedad enambos trópicos con una zona de bajapresión y grandes lluvias en el ecuador.



Los desiertos de origen orográfico estánsituados detrás de altas montañas quedetienen la humedad que los vientos

ransportan desde el océano. Paraatravesar dichas montañas, el viento se veobligado a elevarse; por consiguiente seenfría, condensándose el vapor de agua,

que cae casi en su totalidad en forma deluvia en la ladera de barlovento.

Al seguir su recorrido, la masa de aire se

ha desecado y las lluvias se hacenextremadamente escasas, originándose ascondiciones desérticas.

La Patagonia es un desierto de este tipo,que existe porque la humedad queransportan las masas de aire desde el

Pacífico sur queda detenida en la



Cordillera. El desierto de Gobi, en elAsia Central, es otro ejemplo.

Los desiertos poseen ciertascaracterísticas comunes. Las lluvias quecaen esporádicamente son torrenciales ysu frecuencia es muy irregular.

En un año determinado puede llover varias veces y después seguir varios añossin precipitaciones. La arena cubre

solamente un área reducida de los grandedesiertos, no más del 10 ó el 15% de lasuperficie. Dicha arena es originada yransportada desde la montaña a lasplanicies por los cursos de aguaorrenciales y efímeros; el vientosolamente es capaz de remodelar losdepósitos y transportar el material a



distancias relativamente cortas.

Cuando la lluvia cae sobre un campo de

arena se infiltra rápidamente debido a laalta permeabilidad de la misma.Desciende luego a través de los poros delcuerpo arenoso hasta el piso de éste,

donde generalmente encuentra materialesmenos permeables. Comienza a fluir entonces, lentamente, en direcciónhorizontal, a lo largo de los paleocauces

del relieve preexistente, que fue cubiertopor la arena eólica. Al llegar al borde delcampo de arena el agua surge a superficieen forma de

manantiales, dando origen a un oasis (Fig9 - 14). Numerosos oasis de los grandesdesiertos tienen ese origen; en la



Argentina existen algunos casos en losbordes de la “travesía” del sur de SanLuis, como por ejemplo la cañada de

Ranquel-có.

Otro tipo de oasis está representado por as hoyas de deflación y bajos de

deflación en los cuales la erosión haexcavado hasta el nivel del aguasubterránea. En el caso de las hoyas, elorigen del agua es el mismo que 141


en el descrito en el párrafo anterior.

Ejemplos de este tipo se encuentran encampos de arena cercanos al río Quinto,en el sudoeste de Córdoba.



DUNAS COSTERAS

En varias regiones del mundo existen

grandes campos de dunas

costeras, originadas por el viento quesopla desde el mar y arrastra la arena de

a playa, donde aquella se encuentradesprovista de una vegetación que laproteja. Las dunas avanzan tierra adentro,hasta que son fijadas por la vegetación.

Este tipo de depósitos eólicos no requierenecesariamente de un clima seco paraformarse, sino de una abundante provisiónde arena aportada por los procesositorales. Las dunas que se forman son

generalmente transversales de tipoparabólico. La costa bonaerense entreMar del Plata y la bahía de Samborombón



está

acompañada por una amplia faja de dunas

costeras, lo mismo que largos trechos dea costa del Nordeste brasileño.

DISIPACION DE DUNAS

Las dunas son especialmente sensibles aa erosión pluvial . Cada gota de lluvia, al

golpear sobre la arena suelta, dispersa lo

granos, que se van corriendo pendienteabajo sobre la superficie de la duna.Como

consecuencia, las lluvias sucesivas vanaplanando toda la superficie del campo ddunas, hasta eventualmente reducirlo a unplano horizontal.



Este fenómeno se conoce con el nombrede disipación de las dunas.

Esto ocurre cuando tiene lugar un cambioclimático y la región desértica pasa a unrégimen más húmedo. En el caso de lasdunas costeras de climas húmedos, el

proceso de disipación tiene lugar simultáneamente con la formación denuevas dunas.

EL SISTEMA EOLICO PAMPEANO

La mayor parte de los ejemplos quefiguran en los puntos anteriores de este

capítulo se refieren a diferentes áreas deun gran sistema eólico que se formó en laregión pampeana durante los climas secosque



acompañaron al Ultimo Máximo Glacial,entre 120.000 y 8500 años

antes del presente. El Sistema EólicoPampeano (fig. 9-15) es una cubiertasedimentaria formada por el Mar deArena Pampeano y una Faja

Periférica de Loess.

142

MARTÍN H. IRIONDO

El mar de arena es un sistema

sedimentario eólico, que cubre unos150.000 kilómetros cuadrados, formandoa mitad sur de la Pampa en la Argentina

central. Los sedimentos son arena fina y

muy fina limosa; se originaron



principalmente en la Alta Cordilleracuyana por procesos glaciales yperiglaciales y fueron transportados por

agua de deshielo hacia el sur por elsistema fluvial del río Desaguadero.Finalmente quedaron bajo la acción delviento, que los transportó cientos de

kilómetros hacia el noreste y el norte, enun clima muy seco. …Los sedimentos sonarena fina y muy fina limosa; su origenestá vinculado a procesos y sistemasgeomorfológicos ubicados al oeste, en laAlta Cordillera y Precordillera y elPiedemonte Cordillerano. Dichos

sedimentos se originaron por criogenia, edecir meteorización física producida por oscilación de temperaturas bajo cero

grados centígrados (Ver Cap. 6).



Actualmente la criogenia se produce enesa región en alturas superiores a los3300 metros, pero durante la época

glacial ese límite descendió hasta los1100 metros sobre el nivel del mar. Losglaciares allí fueron escasos debido a lagran sequedad del clima. De manera que

el área de aporte fue considerable,estimada en unos 150.000 Km2.

Los sedimentos originados en esos

procesos (llamados “nivales”)

fueron transportados hacia el Piedemontepor las aguas de deshielo y formaron losgrandes abanicos aluviales de los ríosJáchal, San Juan, Mendoza, Tunuyán yAtuel. Todos ellos desembocan en unmportante colector que fluye de norte a



sur y que recibe varios nombres: elBermejo/

Desaguadero/Salado. En la actualidadesta red está casi desintegrada y es casinactiva, debido al clima desértico de esa

zona; sin embargo, durante los períodos

más húmedos del Cuaternario superior elcauce condujo grandes caudales. Ellopuede deducirse observando las grandesdimensiones de su llanura aluvial inactiva

en la provincia de La Pampa.

Ese gran sistema fluvial probablemente noalcanzaba el mar durante la últimaglaciación, acumulándose sedimentosfinos en la actual provincia de La Pampadurante los períodos de deshielo. Esaregión está sembrada de grandes hoyas de



deflación elípticas, localizadas tanto enos valles como en la superficie general

de la llanura y cubiertas posteriormente

por el mar de arena, lo que indica que lared hidrográfica ya estaba desintegrada enesta última glaciación.

Al secarse los bañados de deshielo, losbancos de arena y limo

quedaban expuestos a la acción del viento

del sur y sureste. En el último períodoglacial, particularmente entre los 80.000 yos 65.000 años antes del presente, la

Cordillera Patagónica estaba cubierta porun manto de 143




hielo. Los vientos del Anticiclón del

Pacífico que lo cruzaban alimentaban elcampo de hielo con nieve y luegocobraban carácter “catabático”, es decir,aumentaban fuertemente su velocidad (y

capacidad de transporte de sedimentos),al como ocurre hoy en día en los bordes

de la Antártida.

144

MARTÍN H. IRIONDO

El resultado de la acción del viento fue elque aparece en la figura 9-15. El área mácercana, en el centro de la provincia deLa Pampa fue de deflación (erosión



eólica); más lejos (a sotavento) se formóel Mar de Arena Pampeano, constituidopor megadunas longitudinales de

orientación SSO-NNE y S-N; esas dunasienen longitudes individuales de 50 a 200

kilómetros y 3 a 5 kilómetros entre cresta

sucesivas. En la actualidad estáncompletamente disipadas (excepto en SanLuis); se calcula que cuando se formaronenían por lo menos cien metros de altura

La dirección marcada por estas dunas esexactamente la del actual “VientoPampero” en la llanura.

Ya cerca del límite externo con la FajaPeriférica de Loess las



megadunas marcan condicionesambientales y climáticas menos severas.

En el sureste de Córdoba (área de Canalsse formaron megadunas

parabólicas de 6 a 8 kilómetros de

ongitud y 500 metros de ancho. Seformaron en un período seco posterior,aunque se estima que reproducen lascondiciones ambientales de la época de

formación del Mar de Arena Pampeano.

A sotavento el clima se iba haciendopaulatinamente menos seco.

La vegetación de gramíneas de estepaservía de trampa de sedimentos,reteniendo el polvo atmosférico y



acumulándolo. A lo largo de unos milesde años (entre 36.000 y 8500 años antesdel presente) se fue formando la Faja

Periférica de Loess (el muy conocido“loess

pampeano”), que forma una orla de unos

200 kilómetros de extensión alrededor elMar de Arena Pampeano. Es un sedimentoporoso y friable (se puede desmenuzar con los dedos) constituido por limo,

carece de estratificación interna e incluyeconcreciones de carbonato de calcio.

El Sistema Eólico Pampeano estuvosujeto a varios cambios

climáticos. El clima cambió de seco asemiárido y aun a húmedo (Ver Cap. 20)



en ciertos períodos.


The Physics of blown sand and desert

dunes – Bagnold, R. 1965 –

Methuen and Co., 265 pp., Londres.145

NTRODUCCIÓN A LA GEOLOGÍA146

MARTÍN H. IRIONDO10

Procesos glaciales



Se denominan procesos glaciales

aquellos producidos por la acción delhielo. Se desarrollan principalmente en

as altas latitudes, cercanas a los polos yen las montañas elevadas de las regionesempladas. Las acciones decongelamiento, descongelamiento y

recristalización,

combinadas con sus efectos resultantes, sedenominan procesos glaciales.

Los glaciares son grandes masas de hieloque se deslizan pendiente abajo por supropio peso; son capaces de acarrear fragmentos de rocas de todasdimensiones, los que contribuyen aaumentar el poder erosivo de aquellos. Laerosión glacial produce un conjunto de



geoformas típicas entre las que figuran locircos y los valles en U.

Existen varios tipos de glaciares, quepueden agruparse en glaciares de valle ylaciares en manto. La dinámica de los

mismos está gobernada principalmente

por la temperatura del hielo.

Los depósitos glaciales están compuestospor una mezcla desordenada de

fragmentos de todo tamaño denominadoill . Forman carpetas delgadas debajo deos casquetes, y también acumulaciones

denominadas morenas en los valles. Lossedimentos glaciales suelen estar acompañados por grandes masas dedepósitos glacifluviales, producidos por a acción del agua de fusión. Los



sedimentos glacimarinos son aquellosdepositados por la acción glacial en elecho del mar.

Los procesos glaciales ocuparon extensasáreas del planeta en el Cuaternario,durante el cual se produjeron descensos

de temperatura que duraron miles de añosDichos períodos fríos se denominanlaciaciones.

PROPIEDADES FISICAS DEL HIELO

El hielo es agua congelada; su temperatures siempre inferior a cero grados, pues el

agua pura se congela a 0º C a presiónatmosférica. A 147




presiones mayores el punto decongelamiento disminuye levemente, asícomo también cuando el agua contiene

sales en solución.

El hielo cristaliza en el sistemahexagonal, formando primas alargados.

Una consecuencia de ello es que estoscristales son anisótropos con respecto asus propiedades físicas, específicamente

cuando se las mide con referencia al ejeC. Una presión bastante débil aplicada

perpendicularmente a dicho eje, por

ejemplo, produce deslizamientosparalelos al plano basal (Fig. 10 - 1). Laanisotropía tiene importancia cuando loscristales de toda una masa de hielo se



orientan en forma aproximadamenteparalela; en tal caso la masa entera resultanisótropa.

Estos casos ocurren en la Naturaleza;cuando se congela el agua del mar o lagosel eje C de los cristales de hielo tiende a

ser perpendicular a la superficie.

La dureza del hielo es muy baja, tiene unvalor de 1,5 a 5 grados bajo cero, es deci

que está ubicado entre el talco y el yesoen la escala de Mohs. De ello se deduceque su capacidad erosiva por abrasióndirecta es poco significativa. La densidad

del hielo es algo más de 0,9; esto lepermite flotar en el agua. Estacaracterística resulta una verdaderaexcepción en la Naturaleza, ya que los



sólidos son más densos que sus fasesfundidas en prácticamente todas lassustancias. Debido a la diferencia de

densidad entre agua y hielo, las masas dehielo flotante tienen aproximadamente el90% de su volumen debajo de lasuperficie del agua.

Las grandes masas de hielo que seacumulan en las regiones polares y en lasaltas montañas son incapaces de soportar

su propio peso, razón por la cual sedeforman y fluyen con un régimenviscoelástico. En los glaciares de valle elmovimiento se realiza pendiente abajo,mientras que en los casquetes el hielo semueve hacia la periferia, en todasdirecciones, como un flan que se aplasta

bajo su propio peso (Fig. 10 - 2).



Los estudios teóricos y las evidencias decampo indican que el hielo fluye enrégimen laminar . La velocidad del mismo

depende de la pendiente de la superficiedel hielo, de la rugosidad del fondo y lasparedes que lo contienen, del espesor delhielo y de la temperatura.. La velocidad

del glaciar es mayor en las capassuperficiales que en las profundas, dondese mueve poco o nada (Fig. 10 - 3).

148



MARTÍN H. IRIONDO

En lo que respecta a la mecánica del

movimiento, existen diferencias entre los



glaciares “templados” y los glaciares“fríos”, aunque un mismo glaciar puedeser frío en una parte y templado en otra.

Un glaciar templado tiene toda su masa auna temperatura cercana al punto de fusiódel hielo, excepto en invierno en que lascapas superficiales se enfrían. En este

ipo de glaciares el agua es abundante,corre por grietas y túneles que ella mismaforma en el hielo. El deslizamiento de lamasa de hielo sobre el fondo del glaciar se desarrolla en gran parte mediante elmecanismo de fusión y recristalización.Dicho mecanismo, además, es bastante

efectivo como agente erosivo, pues alcrecer el hielo en las grietas, desprendefragmentos de roca y los incluye en lamasa glacial.



Por el contrario, la temperatura de losglaciares fríos o polares es mucho másbaja que el punto de fusión del hielo. Su

flujo no está facilitado por la acciónubricante del agua, pues permanecencongelados hasta el fondo. Enconsecuencia, fluyen más lentamente y

ienen escaso poder erosivo.

En los glaciares de valle el flujo del hieloes encauzado, mientras que en los

casquetes el flujo es areal . La velocidadde flujo de los glaciares varía dentro deun rango no muy amplio, que oscila entrealgunos cientos y pocos miles de metrospor año. La parte central de los glaciaresde valle fluye a mayor velocidad que losbordes del mismo, lo que provoca la

aparición de grietas diagonales. En el



ramo final del glaciar se forman 149


grietas radiales, por expansión de la masade hielo. Otros tipos de grietas reflejanas irregularidades del fondo (Fig. 10 - 4)

EROSION

La erosión producida por el hielo se

conoce con el nombre de

exaración. Un tipo importante de erosiónglacial se produce cuando el agua

producida por el derretimiento de la nievo del hielo se congela durante la noche enas grietas de las rocas, provocando un

efecto de cuña, pues el hielo ocupa mayor

volumen que el agua y los cristales que



crecen durante el congelamiento ejercenuna presión considerable, que tiende aagrandar las grietas y finalmente a

desprender fragmentos. Este fenómenopuede ocurrir en el fondo o en los bordesde un glaciar, en tal caso los fragmentosdesprendidos son incorporados a la masa

del mismo y acarreados en la direccióndel flujo. También puede ocurrir fuera deglaciar, en la superficie de las rocasdesnudas; en tales circunstancias elransporte de los fragmentos ocurre

mediante avalanchas, reptación y otrosipos de movimientos de masa, que se

desarrollan pendiente abajo en direcciónal glaciar. Estos mecanismos que actúancombinados se denominan procesos

nivales.



El hielo, debido a su escasa dureza y a suvelocidad muy baja, no es capaz deprovocar por sí mismo una erosión

significativa en las rocas comunes, sinosolamente en sedimentos sueltos. Por elcontrario, los fragmentos de rocancluidos en el hielo provocan una intensa

abrasión al raspar el fondo y las paredesdel glaciar, produciendo estrías ycicatrices en forma de media luna. Lospropios bloques que producen la erosiónresultan a su vez estriados, quebrados yastillados durante este proceso, queproduce como resultado un sedimento mu

fino y sin alteración química, denominadoharina de roca. Las estrías en las rocas sproducen a medida que los fragmentos deroca son transportados por el glaciar;

ndican, por lo tanto, la dirección de



desplazamiento del hielo.

Estas marcas suelen utilizarse para

conocer la dirección de movimiento delhielo en las regiones en donde un cambiode clima ha hecho

desaparecer los glaciares.

La erosión glacial produce formasdenominadas “rocas aborregadas”, en los

ugares donde el hielo encuentraafloramientos rocosos protuberantes.

En dichos sitios ocurre una aceleración d

a velocidad del hielo al llegar 150

MARTÍN H. IRIONDO

al obstáculo y una desaceleración al



superarlo (Fig. 10 - 5). Comoconsecuencia, existe abrasión concentradacorriente arriba; pendiente abajo se

produce erosión por fusión yrecongelamiento. El resultado final es la“roca aborregada”, caracterizada por unasuperficie llena de protuberancias

redondeadas.

Los glaciares de valle poseen grancapacidad de erosión,

principalmente los glaciares templados.ormalmente, el hielo ocupa valles

preexistentes, labrados por la actividadhídrica o tectónica. Los mecanismosglaciales modifican la forma general deesos valles,



resultando un perfil transversal en formade U, con fondo plano y paredesprácticamente verticales (Fig. 10 - 6). Lo

glaciares afluentes que desembocan en elglaciar principal también excavan vallescon perfil en U, aunque más angostos ymenos profundos que éste. Si

eventualmente los hielos desaparecen, losvalles de afluentes quedan en muchoscasos desembocando en la pared verticaldel colector, bastante más arriba que elecho del mismo; reciben por ello el

nombre de valles colgantes.

Ejemplos de valles en U existen en losAndes patagónicos; uno de ellos es el delrío Manso Superior, que corre entre elglaciar del Tronador y el lago Mascardi.

Por los valles afluentes corren ahora



arroyos, que al llegar a la pared del valleprincipal se precipitan hacia abajoformando cascadas, porque quedaron

como valles colgantes.

La erosión nival excava en las laderascubiertas de hielo un tipo de depresiones

semicirculares de paredes cóncavas,denominadas circos (Fig. 10 - 7). Cuandoexisten dos circos contiguos, el contactoentre ambos queda reducido a una

divisoria muy angosta con taludes casiverticales, denominada arista.

REGIMEN DEL GLACIAR YTRANSPORTE DE

SEDIMENTOS



El transporte de sedimentos por el hielodepende de la topografía y configuracióngeneral de la cuenca, y del régimen del

glaciar. El régimen del glaciar estádeterminado por el balance existente entrea acumulación y la pérdida de hielo. En

un glaciar típico existe una zona de

acumulación, en la parte superior, dondese deposita la nieve que por recristalización se transforma en hielo.Pendiente abajo está ubicada la zona de

ablación, 151




en la que se produce la pérdida de hielo,Fig. 10 - 8). El término

“ablación” comprende una serie de



procesos tales como derretimiento,evaporación y otros. El límite entre laszonas de acumulación y de ablación se

denomina “línea de neviza” y es constantepara cada región.

Dicha línea marca la altura mínima que

puede ocupar la nieve permanente, sinderretirse en el verano. En las altasatitudes se encuentra a nivel del mar, y v

elevándose hacia alturas cada vez

mayores al acercarse al ecuador,dependiendo de la temperatura mediaanual y de la precipitación.

En la región de Bariloche la línea deneviza está ubicada a

aproximadamente 2.000 metros sobre el



nivel del mar, mientras que en regionesecuatoriales se encuentra entre 4.000 y5.500 metros.

152



MARTÍN H. IRIONDO

Los sedimentos que transporta el glaciar son originados por los

mecanismos erosivos asociados a él, y



debido a que el flujo del hielo es laminaros sedimentos provenientes de los

distintos mecanismos no se mezclan entre

sí. Los materiales arrancados del fondopor la masa de hielo son transportadoscomo carga de fondo. Donde un glaciar pequeño confluye con uno mayor, la carga

de fondo del pequeño puede ser

acarreada en suspensión durante unrecho, hasta que alcanza el fondo más

adelante bajando mediante procesos defusión y recristalización del hielo. Lasavalanchas de nieve y detritos que lleganal glaciar acumulan sedimentos sobre lasuperficie de éste, que son transportadoscomo carga de superficie. También exista carga lateral que está formada por los

detritos que llegan a los bordes del



glaciar, aportados por derrumbes deadera, afluentes y exaración directa (Fig.

10 - 9).

153




En los glaciares templados es importante

el transporte de sedimentos que realiza elagua, que corre sobre la superficie delhielo, en túneles excavados dentro delglaciar y en el contacto lateral entre éste y

as paredes del valle.

El transporte de sedimentos por el hielo,al ser realizado por un flujo laminar y de

gran viscosidad, impide cualquier tipo deselección granulométrica; son acarreadosde la misma manera grandes bloques devarios metros cúbicos de volumen que laharina de roca cuyos granos no alcanzan a0,1 milímetros de diámetro. El transportede sedimentos que realizan las corrientesde agua en el glaciar, por el contrario,



produce selección granulométrica yabundantes estructuras sedimentarias. Esademás mucho más rápido, porque el agua

en estos ambientes suele correr avelocidades cercanas a 1 metro por segundo, mientras el hielo fluye solamenteunos cientos de metros por año.

TIPOS DE GLACIARES

Existe una variedad de glaciares, cuyas

características morfológicas y dinámicasdependen en gran medida de la topografíadel terreno y del 154

MARTÍN H. IRIONDO

volumen total del hielo que existen en laregión. Así surge la primera división entr



laciares de valle y glaciares en manto.Los glaciares de valle ocupan un árearestringida en regiones de montaña. La

acumulación de hielo y sedimentos, asícomo también la erosión nival, dependenen buena medida de los procesos que sedesarrollan en su cuenca, en áreas libres

de hielos permanentes. Por el contrario,os glaciares en manto cubren todo el

paisaje, y todos los procesos citadosanteriormente se desarrollan sobre odentro de la masa de hielo, prácticamentesin la intervención de factores externos.

Entre los glaciares de valle los tiposprincipales son los siguientes: Glaciares

de circo - Un glaciar de circo es una masade hielo relativamente pequeña ubicada

en una depresión circular o “circo”,



excavada en el flanco de una montañaFig. 10 - 10). La excavación de la

depresión es producida por la fusión y

recristalización del hielo en el mismoglaciar. Los glaciares de circo son losprimeros que aparecen cuando una regiónmontañosa es sometida a ambiente glacia

Glaciares alpinos - Son verdaderos “ríosde hielo”, que ocupan completamente losvalles y fluyen pendiente abajo erodando

su cauce en forma de U y transportandosedimentos aportados por su cuenca (Fig.

10 - 10b). El espesor varía entre decenasy cientos de metros.

Frecuentemente son alimentados por uno omás glaciares de circo situados en sus



cabeceras; en otros casos la acumulaciónse realiza mediante avalanchas de nieveque ocurren en las laderas del valle. Es e

ipo clásico de glaciar; se encuentrannumerosos ejemplos del mismo en losAndes patagónicos.

enguas de hielo – Se denomina de estamanera a los glaciares de valle que lleganal mar, sus valles reciben el nombre de“fiordos”.

Glaciares de desborde - Son glaciares devalle ubicados en la periferia de grandesmasas de hielo limitadas por montañas. Lzona de

acumulación está representada por la granmasa de hielo, de la cual el glaciar de



valle no es más que un volumen reducidoque escapa hacia afuera a lo largo de lasdepresiones existentes entre las cimas del

cordón montañoso (Fig. 10 - 10c).Ejemplos de este tipo se encuentran elborde del Hielo Continental Patagónico,en la provincia de Santa Cruz.

155




umerosos glaciares de desborde existenen las costas de Groenlandia y en laAntártida.

Glaciares de pie de monte - Se forman



cuando los glaciares alpinos se extiendenfuera de los valles y llegan a la llanuraque bordea la cadena montañosa (Fig. 10

10d). Un glaciar de pie de monte sueleestar alimentado por varios glaciaresalpinos. Durante el Pleistoceno seformaron en la Patagonia glaciares de pie

de monte, que llegaban hasta el mar en elextremo sur.

156



MARTÍN H. IRIONDO

Los glaciares en manto son los siguientes

Glaciares influidos por la topografíasubyacente - Un ejemplo de éstos es elHielo Continental Patagónico, alimentadopor intensas precipitaciones de nieve



derivada de las masas de aire que llegandesde el Pacífico. También se losencuentra en la periferia de la Antártida,

donde el hielo tiene menos de 2.000metros de espesor.

Casquetes - Son los mayores glaciares

que existen. Tienen una forma de domoaplanado y su peso lo hace expandirse enforma de flujo no encauzado hacia laperiferia, independiente de la topografía

subyacente (Fig. 10 - 2). En la actualidadexisten solamente en la Antártida y enGroenlandia. En Groenlandia un solodomo ocupa toda la isla, mientras que ena Antártida hay varios, relacionados

entre sí en forma compleja.

La velocidad del flujo en la periferia de



os domos antárticos es de poco más de100 metros por año.

ielo de plataforma - Es hielo flotanteque se extiende desde los mantoscontinentales hacia el océano. Se loencuentra alrededor de la Antártida donde

se extiende cientos de kilómetros mar adentro. Su espesor excede los 500metros. Estos glaciares son alimentadosen parte por el hielo que llega desde el

continente, y en parte por la nieve que caesobre ellos mismos. Su ablación seproduce por derretimiento en la base, que157


se encuentra en contacto con el agua de



mar, y por desprendimiento de grandesémpanos de forma tabular (Fig. 10 -

10e).

DEPOSITOS GLACIALES

Debido al tipo de transporte que es capaz

de realizar el hielo, sus depósitos carecenpor completo de seleccióngranulométrica. Otra característica dedichos depósitos es que carecen de

minerales arcillosos en sus fraccionesfinas, pues éstas provienenexclusivamente de procesos físicos demeteorización y erosión, y la arcilla seforma por meteorización química.

Los depósitos glaciales propiamentedichos son una mezcla caótica de



fragmentos, bloques, partículas y granosde todos los tamaños, desde varios metrocúbicos de diámetro hasta fracciones de

milímetro. Dichos depósitos se conocencon el nombre de acarreos glaciales. Sicarecen de estratificación y de otros tiposde estructuras sedimentarias se denominaill .

Los grandes glaciares en manto y losglaciares de pie de monte

depositan carpetas de till de variasdecenas de metros de espesor y miles dekilómetros cuadrados de extensión. Lasuperficie de estos depósitos areales esrregular; en ciertas áreas existen

numerosas depresiones que aparecen por el derretimiento de bloques de hielo que



se habían mezclado con la cargasedimentaria de fondo durante elransporte (Fig. 10 - 11).

Las carpetas de till forman grandesóbulos, que reflejan las formas de los

glaciares que las depositaron.

Los glaciares de valle depositan till enforma de terraplenes angostos ygeneralmente arqueados, denominados

morenas, durante el proceso de ablación.Existen varios tipos; la más importante esa morena frontal , que se forma en el

extremo del glaciar por aporte de la cargade fondo que se detiene en el lugar, y por aporte de la carga de superficie quedesciende a tierra al derretirse el hielo.Generalmente tienen forma de arcos (Fig.



10 - 12).

Las morenas laterales se forman como

consecuencia de la sedimentación de lacarga lateral del glaciar, cuando éstedesaparece.

Están ubicadas en los costados del valle.Las morenas centrales son una variedadde aquellas, que aparecen cuando dosglaciares confluyen, formando uno mayor

Fig. 10 - 12).

158



MARTÍN H. IRIONDO

Los acarreos estratificados poseen ciertaselección granulométrica y estructuras

sedimentarias aisladas. En su



sedimentación interviene el aguacorriente, además del hielo. Los eskers

son cuerpos angostos y sinuosos,

depositados por arroyos que corren sobrea superficie del glaciar o en túnelesdebajo del mismo. Suelen tener variosmetros de altura, decenas de metros de

ancho y kilómetros de longitud. Sonípicos de Finlandia.

Los kames son colinas redondeadas

derivadas de la sedimentación aluvial enpequeños lagos que se forman en lasuperficie del glaciar. Al derretirse elhielo, los sedimentos descienden hasta elpiso del valle, sobresaliendo en forma decolina (Fig. 10 - 13).

Las terrazas kame están formadas por



acarreo estratificado entre la pared delvalle y el borde lateral del glaciar. EntreBariloche y Esquel se encuentran potentes

errazas kame en los valles orientados endirección norte - sur.

159




Los bloques erráticos son fragmentos degran tamaño transportados por el hielo. Amenudo son depositados sobre rocas muy

distintas a ellos, por ejemplo cuando unbloque de granito cae sobre areniscasFig. 10 -

14). Constituyen uno de los principales



ndicios de que una región estuvosometida a un proceso glacial, pues ni elviento ni el agua tienen capacidad para

ransportar grandes bloques aislados ydispersarlos de esa manera.

Los glaciares que llegan hasta el mar

ransportan y depositan su carga enambiente subacuático, formandosedimentos glacimarinos. Dichos 160



MARTÍN H. IRIONDOsedimentos están compuestos por dosfacies diferentes: Una de ellas es el till

común acompañado de fósiles marinos.La otra está formada por barros marinosno glaciales, con rodados y bloquesncluidos. Los rodados y los bloques son

ransportados hasta el lugar por témpanos



flotantes y desprendidos por derretimientode los mismos (Fig. 10 - 15). Estemecanismo se desarrolla en la actualidad

en gran escala en las regiones oceánicasque rodean a la Antártida, pues el límitede deriva de los témpanos está situado amás de 1.000 kilómetros de distancia,

hacia el norte, de los hielos deplataforma.

Los sedimentos glacilacustres se

depositan en lagos alimentados por elderretimiento del hielo.

161




GLACIACIONES

Cuando una región queda sometida a un

clima nival, con acumulación de hielo yaparición generalizada de glaciares, estáocurriendo una glaciación. Lasglaciaciones se producen por el descenso



de temperatura en la región, o bien por unaumento en las precipitaciones de nieveen zonas frías y secas. Las glaciaciones

de montaña son fenómenos relativamenteocales, caracterizados por el desarrollode glaciares de valle, con sus formas ydepósitos asociados. Las glaciaciones

continentales, por el contrario, afectan asuperficies de millones de 162

MARTÍN H. IRIONDO

kilómetros cuadrados y la acumulación dehielo es tan grande que aparecencasquetes de miles de metros de espesor.El peso del hielo hunde decenas de metroa masa continental sobre la que está

asentado.



La acumulación de hielo en los casquetessustrae millones de kilómetros cúbicos deagua a los océanos; como consecuencia se

produce un descenso considerable delnivel del mar.

En la actualidad solamente en la Antártida

y en Groenlandia ocurren glaciacionescontinentales, pero en tiemposgeológicamente recientes se registraronglaciaciones continentales en

Escandinavia y Canadá, con enfriamientomenos importantes en la Patagonia.Durante estas épocas el nivel del mar descendió hasta 130 metros por debajodel nivel actual y se establecieron climaseriglaciales en amplias regiones

periféricas a los casquetes.



El origen de las glaciacionescontinentales no es bien conocido. Paraexplicarlo, algunas teorías postulan

mecanismos extraterrestres, tales como ladisminución de la radiación del Sol. Otrasuponen la aparición de nubes de cenizavolcánica durante grandes erupciones, o

alteraciones en la circulación general dea atmósfera debidas a la elevación de

montañas. Probablemente el origen de lasmismas se debe a que, por deriva de lasplacas de la litosfera, una masacontinental pasa por uno de los polos a loargo de algunos millones de años. Eso

fue lo que ocurrió en los tres períodosglaciales ocurridos desde el PrecámbricoDevónico, Permo-Carbonífero yeozoico).




hysical processes of sedimentation –

Allen, J. 1977 – G. Allen & Unwin Ltd.,248 pp. Londres.

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MARTÍN H. IRIONDO

11

Procesos litorales

Los procesos litorales son aquellos que

ienen lugar en la orilla del mar.



Expresado más correctamente, en la zonade contacto entre la superficie del océanoy las áreas emergidas de los continentes.

La zona litoral es una faja muy estrecha,de decenas de miles de kilómetros deongitud, donde existe una gran disipación

de energía. Se trata

principalmente de energía atmosférica,ransformada por los vientos en olas, y

energía gravitatoria de la Luna y el Sol,

ransformada en mareas.

La acción dinámica del mar producecontinuamente modificaciones

en la costa. Según sea el resultado generade esas modificaciones, se formas costas

de erosión en algunos lugares y costas de



acumulación en otros. Las costas deerosión están caracterizadas por elmpacto de oleaje y la formación de

acantilados. Las costas de acumulaciónforman playas y albuferas o lagunasitorales, cuando están sometidas a la

acción predominante de las olas. Si la

dinámica principal está representada por as mareas, se forman estuarios y

marismas. En las desembocaduras de ríosmportantes, que aportan muchos

sedimentos desde el interior delcontinente, se desarrollan deltas.

OLAS

Las olas son ondas provocadas por elviento en la superficie del mar.



Cada ola está formada por una cresta y unseno, unidos por un flanco.

Una ola cualquiera está caracterizada porsu amplitud, su longitud y su período. Laamplitud es la distancia vertical entre lacresta y el seno de la ola. La longitud es

a distancia horizontal entre dos crestassucesivas (Fig. 11 - 1). El período es eliempo que demora en pasar dos crestas

sucesivas por un punto de observación, es

decir, es una medida de la velocidad de lola.

Las olas son originadas por el efecto dearrastre que provoca el viento sobre lasuperficie del mar. El tamaño de las olases variable, depende principalmente de laongitud de arrastre, o sea de la



extensión sobre la cual el viento haactuado empujando el agua.

165




166



MARTÍN H. IRIONDO

167


A mayor longitud de arrastre, más grande



son las olas.

Aproximadamente el 80% de las olas del

océano miden entre 1 y 3 metros deamplitud. Las olas una vez formadas, serasladan por la superficie del agua aúncuando el viento que las originó haya

cesado.

En aguas profundas las olas, alrasladarse, provocan solo un

movimiento circular de vaivén a lapartículas de agua, sin que se produzcaransporte del líquido (Fig. 11 - 2). De

manera que se comportan como ondasdeales, con transporte de energía pero no

de materia. El



movimiento circular alcanza unaprofundidad máxima igual a la mitad de laongitud de onda de la ola; debajo de ella

el agua permanece inmóvil.

Al llegar a aguas someras, por elcontrario, la base de la ola alcanza el

fondo del mar, el movimiento de laspartículas de agua se hace elíptico y seransporta agua y sedimentos (Fig. 11 - 3)

Las olas se trasladan en línea recta por lasuperficie del mar, de la misma maneraque una onda de luz o de sonido sedesplaza por el aire. Y

al igual que éstas, puede sufrir reflexión,refracción o difracción al chocar contrauna superficie. Las olas que llegan en



forma diagonal a la costa y chocan contraun acantilado, se reflejan y forman unaserie de olas secundarias que parten de la

costa con el mismo ángulo, lo mismo queun rayo de luz que se refleja en un espejoFig. 11 - 4a). Si las olas alcanzan aguas

poco profundas antes de llegar a la orilla

se refractan, cambiando de dirección yhaciéndose paralelas a las curvas de nivedel fondo marino (Fig. 11 - 4b). Cuandoel oleaje alcanza la entrada estrecha deuna bahía o de una albufera, se produce ladifracción del mismo (Fig.

11 - 4c).

MAREAS

Las mareas son ascensos y descensos



periódicos del nivel del mar,acompañados por corrientes horizontalesque pueden ser muy fuertes en ciertos

ugares. El período en que el nivel delagua está alto se denomina pleamar , y elde aguas bajas bajamar . Ocurren una vezpor día en algunos puntos del océano y

dos veces por día en otros, de lo quereciben respectivamente lasdenominaciones de marea diurna y mare

semidiurna. Las mareas mixtas sonaquellas que tienen pleamar y bajamar principales, intercaladas con unaoscilación secundaria.

168

MARTÍN H. IRIONDO



Las mareas son provocadas por laatracción gravitatoria de la Luna sobre elocéano, y en menor medida por la

atracción gravitatoria del Sol.

Un esquema simplificado de estefenómeno se puede representar

suponiendo una Tierra esférica cubiertaotalmente por agua y sujeta a la atracción

de la Luna. En ese caso la masa de agua

formaría una elipse (Fig. 11 - 5), subiendel nivel en algunos puntos y descendiendoen otros. En realidad, las mareas son máscomplejas, porque además de la atracciónde la Luna y el Sol influyen la fricción defondo del mar, la presencia de áreascontinentales, y especialmente el efecto dgiróscopo producido por la rotación de la



Tierra, conocido como “fuerza deCoriolis”. De esto surge un esquemabastante complicado, caracterizado por

grandes áreas, en cuyos puntos centraleslamados “puntos

anfidrómicos” la marea tiene amplitud

cero y se va incrementando hacia laperiferia. Las ondas de marea realizan unmovimiento giratorio alrededor de lospuntos anfidrómicos. En el Atlántico sur,

el punto anfidrómico se encuentradesplazado fuera del océano.

Las mareas varían en amplitud según laépoca del año. Las más amplias seproducen cuando el Sol, la Luna, y laTierra están ubicados en una misma líneareciben el nombre de “mareas de sicigia”



Las más pequeñas ocurren cuando los trescuerpos celestes forman un ángulo recto.La amplitud de las mareas se incrementa

en las bahías y estuarios, debido a lageometría de dichos ambientes. En esosugares parcialmente cerrados suelen

desarrollarse corrientes de marea de

velocidad considerable, principalmentedurante las primeras horas de la bajamar.

TSUNAMIS Y ONDAS DE TORMENTA

Existen fenómenos de aparición irregular en la superficie del mar, que aunque muyesporádicos, poseen gran energía y suelenproducir efectos catastróficos en la fajaitoral. Uno de ellos es una onda deraslación que lleva el nombre de tsunam

o “maremoto”. Está provocada por un



movimiento sísmico en el lecho delocéano y tiene la forma de una olasolitaria de gran altura, que se desplaza a

una velocidad de hasta 200 kilómetros pohora. Al llegar a la costa su efectodestructivo es enorme, especialmente engolfos y bahías, pues en esos lugares la

masa de agua cobra mayor altura al ir encerrándose. La onda penetra tierraadentro con gran violencia y muchasveces eroda severamente la faja 169


itoral y deposita los sedimentos a cientosde metros de distancia, a varios metros dealtura sobre el nivel del mar.

Su dinámica es bastante diferente a la de



as olas normales, además de su granvelocidad; se parece más a un movimientode marea. Su longitud de onda puede ser

de varios kilómetros, y la parte delanteraes el seno de la onda, o sea la parte baja.Consecuentemente, comienza con undescenso del nivel del mar en la costa

para luego subir de nivel a granvelocidad; no hay un frente vertical sinouna especie de inundación con agua muyrápida. El poder destructivo en esa fase eproducido por los bloques, árboles yescombros de toda clase que el aguaarrastra tierra adentro avanzando en form

de lámina turbulenta. El poder destructivodel tsunami es mucho mayor durante elretroceso: el agua comienza a retirarseentamente primero, velozmente después y

con gran violencia al final. Esto se debe a



que fluye pendiente abajo encauzándoseen las irregularidades del terreno ycobrando velocidades del régimen de

antiduna en las depresiones. Este reflujoalcanza varios kilómetros mar adentro.Las tsunamis son típicas del mar delJapón y regiones cercanas Las ondas de

ormenta son variaciones del nivel delmar provocadas por los ciclonesropicales y tormentas semejantes. Losfuertes vientos que se producen deprimenel nivel del mar a barlovento y lo elevan sotavento. En consecuencia, las costassituadas a sotavento sufren inundaciones.

El oleaje que acompaña a la elevación denivel es muy fuerte, lo que aumenta elefecto dinámico de este fenómeno. Se hanregistrado elevaciones de más de tres

metros durante algunos ciclones en las



Antillas. En la zona del río de la Plataocurren ondas de tormenta provocadaspor el viento del sudeste o “sudestada”,

que en algunas ocasiones ha elevado elnivel del agua dos metros o más. Estasondas son estáticas, es decir, forman unaelevación o una depresión que permanece

en una zona sin desplazarse, a vecesvarios días. Al retirarse, suelenabandonar sedimentos litorales y marinosen los terrenos

continentales que inundaron.

EROSION

La erosión litoral se produceprincipalmente por efecto del oleaje.



Los mecanismos físicos de la erosión sonos mismos que produce la acción fluvial

El impacto hidráulico que produce cada

ola al golpear contra la costa es siempremportante, y en algunos casos de olas de170

MARTÍN H. IRIONDO

ormenta y tsunamis llega a ser devastador. La tensión de corte actúa

como mecanismo erosivo dominante enas playas. La corrosión es importante enas costas rocosas formadas por calizas,

donde son frecuentes las grutas y cavernaformadas por disolución del carbonato.

La abrasión de granos y cantos rodadoses un fenómeno universal en todo tipo de



costas. El impacto de bloques y rodadosentre sí, predomina en las costas deerosión.

Un efecto particular del oleaje, deconsiderable poder erosivo, es lacompresión del aire en las grietas y

fisuras. Al chocar la ola contra la orilla,a presión de la masa de agua comprime

el aire atrapado en las fisuras, el cualdesarrolla a su vez presiones muy

concentradas que tienden a disgregar laroca. La presión del agua, en cada ola quechoca, varía entre media tonelada y variaoneladas por metro cuadrado.

En las costas de erosión, los fragmentosde todo tamaño producidos por ladestrucción de las rocas del litoral son



acarreados mar adentro por las corrientesde reflujo, quedando la costa siempreexpuesta a los embates de las olas.

Después de un tiempo, se forma un taludde pendiente vertical denominadoacantilado (Fig. 11 - 6). El oleaje, algolpear rítmicamente contra su base cada

pocos segundos, va cavando unahendidura a lo largo de una faja de alturaconsiderable, normalmente entre 1 y 3metros.

Dicha hendidura recibe el nombre demedia caña. En esta faja suelen formarsegrutas y nichos por erosión diferencial.

Al ir profundizándose la media caña, elacantilado se derrumba en bloques yretrocede, recomenzándose nuevamente e



proceso de erosión en la base. Losbloques acumulados al pie del mismo sonfragmentos al chocar entre sí y reducidos

por abrasión. Las corrientes localesransportan los fragmentos mar adentro,dejando en la faja litoral una superficie derosión denominada plataforma de

abrasión. Mar adentro la profundidad delagua aumenta, y en consecuenciadisminuye su capacidad para

ransportar los productos de la erosióncostera. A una cierta distancia de la orillase acumulan fragmentos mayores, delamaño de cantos rodados o bloques.

Algo más lejos las corrientes que sedesplazan por el fondo marino se hacenmás débiles y depositan sedimentos de



diámetros menores, como grava y arena.En áreas ya alejadas de la costa, laprofundidad sigue 171




aumentando y el movimiento del agua sehace mucho menor, logrando depositar

solamente los sedimentos finos queacarrean en suspensión, como limos yarcillas. Estas acumulaciones constituyenos fangos marinos.



172



MARTÍN H. IRIONDO

Si la erosión de la costa continúa, ya seaporque aumenta el nivel del mar o porque

se hunde el continente, el acantiladoretrocede, repitiéndose la aparición de laplataforma de abrasión y de los depósitoscorrelativos en cada una de las posicione

que ocupa la costa en este proceso (Fig.



11-7) De esta manera, si se observaposteriormente un perfil geológicorepresentativo de un área en la que el mar

ha avanzado sobre el continente, se podráver en la base del mismo una superficiede erosión

correspondiente a la plataforma deabrasión. Encima de ella aparecensedimentos muy gruesos y gruesos, luegogravas y arenas, y en la parte superior

fangos marinos, lo que indica laprofundización cada vez mayor del mar enese punto. Un perfil geológico de este tipose denomina “perfil de transgresión”, pueel avance del mar sobre el continenterecibe el nombre de transgresión.

PLAYAS, CORDONES Y ALBUFERAS



En los lugares en que el oleaje produceacumulación de sedimentos, aparece unconjunto de formas litorales muy

características.

Cuando la ola se aproxima a la costa, elagua se hace cada vez menos profunda y

lega un momento en que el movimientocircular de las partículas alcanza el fondoEn ese lugar, la onda se frena por fricciónen 173




el fondo, la cresta avanza más

rápidamente que la base y la ola serompe, prosiguiendo el movimiento haciaa orilla en forma irregular y con granurbulencia. Se produce erosión en el



fondo, con arrastre de arena que luegovuelve, al retirarse el agua, en un continuomovimiento de vaivén.

Con el tiempo, en la línea donde rompenas olas va creciendo una acumulación de

arena denominada barra o rompiente, que

aumenta paulatinamente de tamaño hastaque emerge del mar y constituye una playa

Fig. 11 - 8). Una vez que se forma laplaya, aparece una nueva barra

subacuática que, si recibe suficientecantidad de arena, crece a su vez,adosándose a la playa anterior.

174



MARTÍN H. IRIONDO

Las playas están formadas por sedimentosransportados por arrastre.

La mayor parte de las playas de mundoestán compuestas por arena. En las

regiones de oleaje fuerte, como en la



costa patagónica, suelen estar formadaspor gravas y cantos rodados. La dinámicadel oleaje hace que los sedimentos

superficiales de la faja litoralpermanezcan en movimiento constante,arrastrándose y raspándose los granosunos con otros. Esto les provoca a los

mismos un elevado grado deredondeamiento.

Los complicados movimientos del agua,

después que ésta atraviesa las rompientesprovocan la aparición de corrientesitorales paralelas a la costa. Dichas

corrientes alcanzan a veces velocidadesde más de un metro por segundo; seprolongan a lo largo de la playa hastaencontrar otra corriente de sentido

contrario. Al unirse, ambas corrientes



doblan y se dirigen mar adentro (Fig. 11 -9), arrastrando arena y depositándola enuna punta. Las puntas formadas por la

sedimentación de arena aumentan deamaño hasta que la costa queda formandouna guirnalda de playas cóncavas. Enotros casos, las corrientes litorales y la

concavidad de las playas se adaptan aafloramientos de rocas, que forman puntasde otras características.

En las regiones donde los vientosdominantes o las corrientes marinas noson perpendiculares a la costa, el tren deolas sufre refracción (Fig.

11 - 4b). En consecuencia, la energíacinética de las olas se descompone 175




en dos partes (Fig. 11 - 10). La

componente principal se hace

perpendicular a la costa y provoca lacurvatura del oleaje, mientras que la

componente secundaria, de intensidadmucho menor, tiene una

dirección paralela a la costa. Ello

provoca corrientes litorales con arrastregeneralizado de la arena a lo largo dedecenas o cientos de kilómetros.

Este fenómeno ocurre en el litoralAtlántico de la provincia de BuenosAires, donde los vientos del sudesteacarrean la arena a lo largo de las playas,



desde Mar del Plata en dirección a PuntaMédanos.

En ciertos casos, la corriente litoral quearrastra arena a lo largo de la costa senterna en el mar después de llegar a un

punto determinado. A partir de dicho

punto comienza a sedimentarse la arena, yva creciendo mar adentro un cordón

itoral largo y estrecho (Fig. 11 - 11). Locordones litorales suelen ser geoformas

nestables, que se destruyen parcialmentedurante las tormentas y vuelven adesarrollarse en los períodos de mar calmo. Los bancos de arena que se vanagregando en el extremo del cordón tienenuna forma curva característica,denominada gancho. Si el cordón litoral

alcanza una isla, ésta queda unida al



continente y el conjunto recibe el nombrede tómbolo. Punta del Este se encuentra

sobre un tómbolo.

Un cordón litoral puede desarrollarsedesde su punto de origen una ciertadistancia dentro del mar, y luego alcanza

nuevamente la costa en otro punto. Estosucede frecuentemente en costasrregulares (Fig. 11 -

12). Entre el cordón y la costa quedaentonces un cuerpo de agua denominadoaguna litoral o albufera.

Frecuentemente, la albufera (la palabra“albufera” proviene de la lengua árabe ysignifica “mar pequeño”) está conectadacon el mar abierto mediante un canalestrecho por el cual entra en agua cuando



crece la marea y sale durante la bajante.Dicha abertura se denomina canal de

marea. En algunas albuferas el canal de

marea se mantiene estable durante largosperíodos. En otras, la deriva litoral de laarena rellena el canal de marea enterrumpe la comunicación con el mar

durante los períodos de buen tiempo. Ena época de tormenta el oleaje suele abrir

otra vez un canal, en el mismo lugar que eanterior o en otro punto cualquiera.Existen otras lagunas litorales

permanentemente aisladas del mar.

Una vez que se forma una albufera,constituye un ambiente semi-

cerrado o cerrado de transición entre el



continente y el océano. Está 176



MARTÍN H. IRIONDOnfluida por ambos y evoluciona en forma

característica. En las regiones de clima

húmedo, recibe aguas superficiales ysubterráneas del continente,simultáneamente con el agua de mar queentra por el canal de marea y se infiltra

por el cordón litoral. En consecuencia, el



agua tiene una salinidad intermedia, loque la transforma en hábitat de especiesacuáticas especializadas. Los sedimentos

que recibe del continente, principalmenteimo y arcilla acarreados por los arroyosque desembocan en ella, la vancolmatando lentamente hasta que se

convierte en un pantano y luego en tierrafirme. La costa uruguaya y brasileña estáconstituida por una serie casininterrumpida de albuferas de este tipo.

En algunos lugares pueden observarse doy hasta tres albuferas sucesivas, endistintos estados de aislamiento y

colmatación. En la Argentina el ejemplomás notable está representado por laaguna de Mar Chiquita, cerca de Mar del

Plata.



177




En las costas de clima árido, las lagunasitorales no reciben aportes del

continente, o bien reciben aguas

subterráneas de alta salinidad. Lasequedad del aire y la alta radiación solaprovocan gran evaporación, resultandoalbuferas de agua hipersalina, con



concentraciones de sales más altas que enel agua de mar. Si no hay renovación delagua, las sales se van concentrando más y

más hasta que saturan el agua que lascontiene y precipitan en el fondo,formando rocas conocidas comoevaporitas.

Las más frecuentes de ellas son la salcomún (halita) y el yeso. Por lo general,estas albuferas reciben aportes de agua

marina por infiltración a través del cordóitoral.

La saturación de las sales disueltas en elagua depende de la solubilidad de lasmismas y de su concentración. De lassales comunes, lo que primero precipitadebido a su baja solubilidad son los



carbonatos. Luego sigue los sulfatos yfinalmente los cloruros.

178

MARTÍN H. IRIONDO

ESTUARIOS Y MARISMASEstuarios y marismas se forman en lascostas donde las mareas son el agente

dinámico más importante. Son ambientessedimentarios que

aparecen en costas de mareas amplias o

en lugares protegidos de la acción directadel oleaje de mar abierto.

Los estuarios se forman en las

desembocaduras de ciertos ríos en el mar



Son ensanchamientos exagerados de lasdesembocaduras, que

penetran aguas arriba un trechorelativamente corto, multiplicando variasveces el ancho normal de las corrientesfluviales (Fig. 11 - 13). Los bordes de un

estuario son muy recortados, formandobarrancas de fuerte pendiente. Es sunterior está constituido por una superfici

plana, que en su mayor parte es cubierta

una o dos veces por día por la marea. Lazona más alejada del mar es anegadasolamente durante las pleamaresextraordinarias, mientras que las áreascentrales y las cercanas al mar abiertoestán casi siempre cubiertas por el agua,aun en la bajamar. El fondo de los

estuarios forma una concavidad muy



suave, en forma de cuchara. Estánrecorridos por canales de marea, queforman una o más redes de drenaje, con

afluentes y colector, análogas a las redesfluviales.

La diferencia principal entre ambas es el

ancho exagerado que tienen los canales demarea en relación con el área de aporteFig. 11 - 14). En los estuarios se produce

sedimentación de fangos y arena,

ransportados al lugar por las corrientesmarinas; los aportes de sedimentos por parte del río son generalmentensignificantes. Ello se debe a que durantea marea creciente el agua penetra en el

estuario a baja velocidad y cubre toda elárea, permitiendo la depositación de

sedimentos.



Durante la bajante, por el contrario, elagua se concentra en los canales demarea, cobra velocidad y alcanza poder

erosivo, arrastrando mar afuera lossedimentos aportados por el río.

Todos los ríos patagónicos y fueguinos

ienen estuarios en sus

desembocaduras.

Las marismas son ambientes similares aos estuarios, pero carecen de un ríomportante desembocando en su interior.

Se forman

generalmente en bahías, donde la amplitudde las mareas aumenta y el oleaje espequeño. Forman superficies más cortas y



anchas que los estuarios. En la Argentinaos ejemplos más notables de estos

ambientes 179




son la bahía de Samborombón y la Bahía

Blanca. Los estuarios y

marismas, en conjunto, constituyen laslanuras de marea.



180



MARTÍN H. IRIONDO

DELTAS

Los deltas son acumulaciones desedimentos que se producen en ladesembocadura de algunos ríos en el mar

o en lagos. La sedimentación se produce



cuando la corriente del cauce,relativamente rápida y turbulenta, llega aun cuerpo de agua mucho más amplio,

perdiendo entonces velocidad ycapacidad de transporte. En consecuenciase depositan los sedimentos transportadospor arrastre, en forma de bancos de cauce

o albardones que van penetrando en elmar.

181



NTRODUCCIÓN A LA GEOLOGÍAEl cauce se bifurca a menudo, debido aque la dinámica general de sedimentación

produce la colmatación de algunos trechoy la apertura de nuevos canales. De vez encuando en cauce cambia de rumbo, desdeel vértice. Con el tiempo, el delta

adquiere una forma general de abanico



Fig. 11 - 15), con cauces activos y otrosabandonados, que configuran un patrón

distributario

182



MARTÍN H. IRIONDO

Los deltas se forman en lugares donde laerosión marina, constituida por olas,mareas y corrientes, no alcanza a erodar yredistribuir los sedimentos que aporta elrío desde el interior de su cuenca. El



frente del delta avanza mar adentro, haciaáreas cada vez más expuestas al oleaje y as corrientes, hasta que se establece un

equilibrio entre sedimentación y erosión,cesando entonces el crecimiento. En laszonas en que el oleaje y la deriva litoralson los agentes principales de erosión, se

forma una playa en el borde externo.

183


El proceso de avance y sedimentaciónnterna en un delta está

representado por dos mecanismos. Uno deellos es el adosamiento de sucesivosbancos de arena o de playas, como en el



caso del río San Francisco, en Brasil (Fig11 - 16). El crecimiento del delta delParaná se efectúa mediante el segundo

mecanismo, que es la formación de

albardones a ambos lados de los cauces.En este caso, un cauce activo que

ransporta bastante sedimento ensuspensión desborda hacia los costadosuno o dos veces por día, debido a que lapleamar lo frena. De esa manera, los

albardones crecen rápidamente y avanzanaguas abajo, uniéndose eventualmente conalbardones de cauces vecinos y formandoslas (Fig. 11 - 17). Las islas así formada

están caracterizadas por un albardónperimetral y un pantano central, que se vacolmatando



entamente con el sedimento fino aportadopor los desbordes.

Esquemáticamente, un delta puededividirse en tres sectores, el

primero de ellos forma el sector emergido

y un área próxima sumergida de escasaprofundidad, con pendiente muy pequeña,constituida por los sedimentos arenososarrastrados por el río. Dichos sedimentos

forman las capas dorsales del delta. Elsegundo sector se extiende aguas afuera,hasta considerable profundidad. Tiene unpendiente claramente mayor, que alcanzaa varios grados, y sedimentos más finos,que forman las capas frontales,depositadas por avalanchas subacuáticasdenominadas



“corrientes de turbidez”. Más afuera, yaen el dominio de la plataformacontinental, se extienden amplias zonas a

as que llegan solamente los sedimentosmás finos, que floculan y forman las capa

dístales, constituidas por delgadosdepósitos de fango marino (Fig. 11 - 18).

En realidad, los grandes deltas del mundoestán compuestos por un complejo deunidades deltaicas propiamente dichas,

fajas aluviales, playas, lagos y otroselementos, dispuestos de manera más omenos caótica. Ello refleja lasalternativas climáticas y tectónicassufridas por la costa y por la cuenca delrío en los últimos seis u ocho mil años.

El complejo litoral en la desembocadura



del río Paraná (Fig. 11 - 19): El ríoParaná desemboca en un extenso complejde depósitos litorales que

radicionalmente ha sido denominado“delta”. Esta palabra todavía se utiliza,ncluso en la literatura técnica, sin

embargo es más correcto llamarlo

“complejo litoral” lo que evitaconfusiones. Este complejo se hadesarrollado durante el Holocenoúltimos diez mil años).

184

MARTÍN H. IRIONDO

Anteriormente el nivel del mar estaba mábajo y el río continuaba cientos dekilómetros en lo que hoy es la plataforma



continental y formaba otros deltasactualmente sumergidos. Al llegar el nivedel mar a niveles semejantes al de hoy en

día se produjo la sedimentación en estaárea.

Las oscilaciones menores y los cambios

climáticos determinaron cuatro fasesmayores en el crecimiento del complejo.

Su historia comienza con una fase fluvial

1) ubicada probablemente en elHoloceno inferior. Posteriormente huboun aumento general de temperatura en todel mundo, que tuvo su máximo hace

aproximadamente 5.000 años y fundiógrandes masas de hielos polares.



Como consecuencia, el nivel del mar subió de dos a tres metros y penetró hastaa altura de Rosario. Este episodio se

conoce con el nombre de I ngresiónlatense. Las arenas del Paraná fueron

arrastradas por la deriva litoral hacia lacosta entrerriana, formando un largo

cordón litoral (2a), que encerró unaalbufera (2b). Los afluentes que llegan denorte formaron deltas menores (2c),mientras que en la costa bonaerenseaparecieron pequeños estuarios en lasdesembocaduras de los arroyos (2d). Elmayor delta de un afluente es el del río

Gualeguay, que drena la mayor parte de laprovincia de Entre Ríos.

Al enfriarse nuevamente la temperatura de

a atmósfera, aumentaron otra vez las



masas de hielo de la Antártida yGroenlandia y bajó el nivel del mar. En ecomplejo litoral del Paraná esta regresión

depositó una larga serie de playas (3a y3b). En la zona de Ibicuy lasrregularidades del fondo producían la

difracción de los trenes de olas, lo que

resultó en depósitos de arena arqueados yen abanicos (Fig. 11-19a).

Posteriormente sobrevino una fase

estuárica, que formó una llanura demareas en la zona de las islas Lechiguana4); dicho episodio se ubicó

aproximadamente entre 3.500 y 1.400años antes del presente.

Finalmente se instalaron las condicionesdinámicas actuales, con fajas de bancos y



meandros en los cauces principales (5a),lanuras de meandros finos en el ápice5b) y un abanico deltaico en la zona del

Tigre (5c).

Esta área es la única unidad deltaicapropiamente dicha de todo el complejo, y

su frente avanza dentro del Río de la Plataa razón de 70

metros por año.

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Allen, J. 1977 – G. Allen and Unwin Ltd.



248 pp., Londres.

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MARTÍN H. IRIONDO

12

Procesos marinos

Los procesos marinos se desarrollan en e

océano, que cubreactualmente el 71% de la superficie delplaneta. Esta enorme área está compuesta

por unos pocos ambientes morfológicosde primer orden, pertenecientes a lascortezas continental y oceánica. Lacorteza continental está formada por la

plataforma y el talud. La plataforma



continental es una región plana que seextiende hasta más o menos 200

metros de profundidad y constituye laprolongación de la superficie de loscontinentes. El talud continental es elborde propiamente dicho de los

continentes; tiene pendiente bien definiday se extiende desde los 200 metros hasta4.000 y 5.000 metros de profundidad. Estsurcado por cañones submarinos.

La corteza oceánica está compuesta en sumayor parte por planicies abisales. Otroselementos importantes son las cordilleras

oceánicas y las fosas abisales o fosasoceánicas.

También existen colinas submarinas, gran



cantidad de volcanes y un númeropequeño de atolones. Las planicies

abisales están ubicadas en su mayoría

relativamente cerca de los continentes.Las cordilleras y las fosas oceánicas estásituadas en las suturas de expansión ysubducción respectivamente. Los atolones

son antiguas islas volcánicas

posteriormente transformadas en arrecifesde coral.

Existen dos fenómenos sedimentariosípicamente oceánicos: las

corrientes de turbidez en los cañonessubmarinos, y la formación de sedimentosbiogénicos en las plataformas y atolonesde coral de los mares cálidos.



CORRIENTES OCEANICAS

El agua del océano circula en forma

constante a lo largo de las

corrientes oceánicas, de miles dekilómetros de longitud y cientos de

kilómetros de ancho, que transportan elcalor almacenado en las regiones 187


ecuatoriales y tropicales hacia las altasatitudes y acarrean agua fría en sentidonverso. También son capaces de

ransportar sedimentos.

El esquema de circulación es complejo.En las capas superiores del océano las

corrientes son impulsadas principalmente



por los vientos planetarios, que ejercen uefecto de arrastre sobre las mismas. Estascapas superiores tienen un espesor que

varía entre 50 y 900 metros y estánimitadas por la termoclina. Laermoclina es una faja donde laemperatura y la densidad del agua

cambian rápidamente; ella separa lascapas superiores templadas y ligeras deas capas profundas del océano, frías y

más densas. Las capas profundas seoriginan en el derretimiento del hielopolar, particularmente de la Antártida, yforman masas estratificadas por debajo de

a termoclina. Las corrientes profundasson poco conocidas, una de ellas recorreel talud continental de América desdeGroenlandia hasta las islas Malvinas.



En mares tropicales y ecuatoriales sonfrecuentes los ciclones, fuertesperturbaciones atmosféricas circulares,

alrededor de cuyo centro giran vientos dehasta 200 Km/h. Estas tempestades agitanel agua hasta profundidades mayores queos vientos comunes, provocando erosión

y sedimentación en el fondo marino.

EDAD DEL OCEANO

Hay indicios de que el océano existedesde épocas muy tempranas de lahistoria geológica, con seguridad desdehace más de 3.000 millones de años. Sesupone que su salinidad primitiva eramenor, y que se fue incrementandomediante el aporte de los ríos y del aguade las fuentes hidrotermales que aparecen



en las suturas de expansión. Lasalinización del océano fue aceleradacuando las plantas vasculares colonizaron

os continentes en el Período Devónico.Desde entonces, la actividad bioquímicade las raíces provoca la disoluciónacelerada de los minerales (unas 7 veces

más que en ambientes inorgánicos). Estassustancias disueltas se infiltran, siendodespués acarreadas por los ríos al mar.

Actualmente contiene 3,5% de salesdisueltas, en su mayor parte cloruro desodio.

188

MARTÍN H. IRIONDO



En las primeras épocas el volumen delocéano era comparativamente reducido,alcanzando su nivel actual a mediados o

fines del Paleozoico.

Se cree que los nuevos aportes seproducen en las erupciones volcánicas

que ocurren a lo largo de las suturas deexpansión.

LA PLATAFORMA CONTINENTAL

La plataforma continental bordea en formde faja las áreas emergidas de loscontinentes. Es muy ancha en el borde

atlántico argentino y se angostaextremadamente en las suturas desubducción. En total abarca una superficiedel tamaño de Africa. Su relieve, en



general, corresponde al de una llanura. Enbuena parte dicho relieve es heredado deos procesos subaéreos, fluviales, eólicos

itorales, etc. que ocurrieron pocos milesde años atrás, cuando el nivel del mar estuvo más bajo. Esto ocurrió durante losperíodos glaciales al acumularse grandes

volúmenes de agua en los casquetes dehielo, lo que provocó un descenso delnivel del mar más de 100 metros enalgunas épocas. Durante las mismas, losríos se alargaron pendiente abajo yformaron deltas, y en general todos losprocesos subaéreos de los continentes

nvadieron las nuevas áreas.Al derretirse los hielos, el mar ocupónuevamente las regiones que había

abandonado. Como la transgresión fue



relativamente rápida, el relieve subaéreoen muchos lugares no fue destruido, sinoquedó

sumergido.

Actualmente la dinámica de la plataforma

está dominada por las

corrientes oceánicas y las corrientes demarea. Dichas corrientes son turbulentas,

capaces de transportar partículas finas ensuspensión y a veces arena en arrastre. Laplataforma argentina, por ejemplo, estácubierta por arena en un buen porcentaje

de su área total, lo que indica que estásometida en esas zonas a corrientesurbulentas de por lo menos 2



centímetros por segundo y probablementemayores. En el mar del Norte se hanencontrado campos de dunas marinas

actuales a decenas de metros deprofundidad.

En las áreas donde la velocidad de las

corrientes es muy baja se acumulan limosy arcillas. Existen también en laplataforma grandes zonas cubiertas por valvas de invertebrados (Fig. 12 - 1).

189




EL TALUD CONTINENTAL

Forma el límite real de los continentes, suborde superior es sin duda el elemento



opográfico más importante de nuestroplaneta, pues rodea a las masascontinentales a lo largo de más de

300.000 kilómetros.

190



MARTÍN H. IRIONDO



El talud tiene dos secciones biendefinidas. La superior, con más de 3.000metros de desnivel, es bastante escarpada

con pendientes que varían entre 1:5 y1:50, es decir semejantes a las que seencuentran en las montañas másescabrosas. Sus formas más significativas

son un tipo de redes de avenamiento máso menos dendríticas que se suceden a todoo largo del talud, los cauces que las

componen son profundos y de paredesverticales. Los colectores de dichas redesson de considerable longitud yprofundidad, comparables a las quebrada

o cañones de las zonasmontañosas, por ello se los denominacañones submarinos (Fig. 12 - 2).



En el talud continental argentino existenvarios cañones de gran tamaño, uno deellos se encuentran frente a Chubut y mide

unos 150 Km. de longitud.

La sección inferior del talud continentalestá formada por una sucesión de

abanicos submarinos, generalmentecoalescentes, cuyos ápices están ubicadosen la desembocadura de los cañones. Serata de un paisaje semejante a las fajas d

pie de monte de las regiones montañosas.Los abanicos están formados por lossedimentos continentales acarreados por as corrientes de turbidez encauzadas enos cañones submarinos. La pendiente es

mucho menor que en la sección superior;varía entre 1:100



191


y 1:700. Esta sección inferior forma unaancha faja que se extiende hacia lasplanicies abisales (Fig. 12 - 3).

CORRIENTES DE TURBIDEZ

Las corrientes de turbidez son un tipo de

corrientes de gravedad. Se trata deavalanchas muy turbulentas de sedimentosde todos los tamaños mezclados con aguaque pueden fluir a gran velocidad por el

fondo del mar o de ciertos lagos, sinmezclarse con el agua circundante.

Mecánicamente son muy semejantes a las

avalanchas de nieve y a las



“nubes ardientes” que depositan a lasgnimbritas. Las corrientes de turbidez

ocurren en fondos con pendiente

moderada o alta. El ambiente marino másfavorable para su desarrollo es, por consiguiente, el talud continental.

Una corriente de turbidez típica comienzacon un derrumbe de una masa desedimentos en la parte superior de lapendiente. Este derrumbe puede ser

provocado por un movimiento sísmico, obien cuando la

acumulación de sedimentos forma masasnestables. Una vez que se desencadena,

una corriente de turbidez típica forma una“cabeza” seguida por una larga cola (Fig.12 - 4). En el talud continental cada



corriente de turbidez puede movilizar millones de metros cúbicos de sedimentoa una velocidad de 5 a 10 metros por

segundo. Sus depósitos reciben el nombredel turbiditas y pueden ser de variosipos, el más común es la variedad de

arenisca denominada “grauvaca”.

LAS PLANICIES ABISALES

Las planicies abisales son zonas de la

corteza oceánica parcialmente cubiertaspor sedimentos. Se extienden entre 4.000y 5.000 metros de profundidad. Tienenpendientes extremadamente bajas en lasáreas rellenas por sedimentos, entre1:1.000 y 1:10.000, o sea más bajas queas de la llanura pampeana. Dichos

sedimentos son fangos terrígenos y



biogénicos. Los sedimentos terrígenosestán compuestos por partículas de polvoy ceniza volcánica transportadas por el

viento, y limos y arcillas acarreados ensuspensión por las corrientes oceánicas.Estas planicies están sembradas devolcanes en casi toda su extensión.

192

MARTÍN H. IRIONDO

Los componentes biogénicos de los fangoestán compuestos por los esqueletossilíceos de microorganismos marinos

como diatomeas y

radiolarios. Los esqueletos demicroorganismos calcáreos están



prácticamente ausentes en las planiciesabisales, pues el carbonato de calcio sedisuelve a profundidades mayores de

4.000 metros, debido a la alta presiónhidrostática existente. Los fangoscarbonáticos son abundantes en fondosmarinos menos profundos.

LAS CORDILLERAS OCEANICAS

Las cordilleras oceánicas son cadenas

montañosas que se forman en las suturasde expansión de la litosfera. Miden de2.500 a 3.000 metros de altura sobre lasplanicies abisales que las bordean, y enciertos puntos emergen por sobre lasuperficie del océano formando islas,como las de Ascensión y Santa Elena enel Atlántico. Están compuestas por rocas



basálticas y presentan un relieve muyescabroso. Sufren frecuentes movimientossísmicos y erupciones volcánicas,

especialmente fenómenos hidrotermales.Su parte central está generalmenteocupada por un valle estructural o “vallede rift” (Fig. 2 - 4). Forman una red

continua que recorre toda la Tierra conuna longitud de 74.000 kilómetros. Losejes de las cordilleras estánfrecuentemente desplazados por grandesfallas transcurrentes, de cientos dekilómetros de desplazamiento. Lacordillera oceánica mejor conocida es la

dorsal meso-atlántica.LAS FOSAS ABISALES Y LOSARCHIPIELAGOS EN



ARCO

Las fosas abisales son profundos surcos

de forma curva que aparecen en lassuturas de subducción de la litosfera.Alcanzan de 7.000 a 11.000

metros de profundidad. Suelen estar acompañadas por rosarios de islasdenominados archipiélagos en arco o“arcos insulares”, numerosos en el

Pacífico. Estas islas están formadasprincipalmente por rocas mesosilícicas ysufren frecuentes sismos y erupcionesvolcánicas, lo mismo que las fosas (Fig. 2 6).

193




194

MARTÍN H. IRIONDO

LOS CORALES

Los corales son invertebrados marinosprimitivos que viven en grandes colonias



y forman un esqueleto externo compuestopor CO Ca. En las 3

regiones cálidas de la Tierra formanextensas colonias denominadas arrecifes.

Los arrecifes se desarrollan en aguas

cálidas, transparentes y

urbulentas; los corales necesitan muchauz y abundante oxígeno para

desarrollarse. Las colonias coralinas sonfuertes obstáculos contra los que rompe eoleaje, y encierran áreas protegidas ycalmas donde prospera una gran variedad

de especies animales y vegetales, muchasde las cuales también fijan carbonato ycontribuyen al crecimiento del arrecife.Los corales y las algas de los arrecifes



forman aragonita, un mineral fibroso delCO Ca. La calcita está ausente.

3

Existen tres tipos de arrecifes de coral:costeros, de plataforma y atolones. Los

arrecifes costeros crecen en el litoral,cerca de la orilla del mar, y encierran unaaguna entre ellos y el continente. Dichaaguna es una variedad de albufera muy

frecuente en la costa brasileña (Fig. 12 -

5a).

Los arrecifes de plataforma formansuperficies de miles a cientos de miles dekilómetros cuadrados y cientos de metrosde espesor. Los mayores de ellos son el



Gran Banco de las Bahamas y la GranBarrera de Coral al noroeste de AustraliaEsas extensas superficies no tienen más d

10 metros de profundidad y son el asientode los ecosistemas más complejos delmundo, con gran variedad de organismosfijadores de carbonato. (Fig. 12 - 5b).

Los atolones o “guyots” son arrecifesoceánicos. Tienen la forma de un anilloque rodea a una laguna central (Fig. 12 -

5c). Son muy numerosos en el Pacíficoecuatorial. Se han formado sobre antiguosconos volcánicos que se fueron hundiendoentamente. La velocidad de

crecimiento de los corales ha compensadoel hundimiento, permitiendo lapermanencia del arrecife y la acumulació



de cientos de metros de espesor de calizaLos atolones tienen por lo general unospocos kilómetros de diámetro.

195




Allen, J. 1977 – G. Allen and Unwin, 248pp., Londres.

196

MARTÍN H. IRIONDO

13



Lagos, lagunas y pantanos

Lagos, lagunas y pantanos ocupan

considerables extensiones en todos loscontinentes. Son cuerpos de aguarelativamente estancada, en comparacióncon el agua corriente de ríos y arroyos.

Reciben por ello la denominación decuerpos de agua leníticos. En ellos sedeposita gran parte de los sedimentoscontinentales en la actualidad, y lo mismo

sucedió en las épocas geológicas pasadasEl motivo de su existencia es siempre unfenómeno geológico: tectonismo, erosióno sedimentación, que

produce un embalse de las aguassuperficiales.



Extremando los detalles, no existe unímite claro entre un mar cerrado,ejanamente conectado con el océano, y u

gran lago salado. Entre mares y lagospropiamente dichos hay toda una gama deransiciones, entre los que figuran el mar egro, el mar Caspio, el lago Baikal, etc.

Según la región en que se encuentran,agos y lagunas contienen aguas de

salinidad muy diversa, con

concentraciones que varían desde pocaspartes por millón en lagos de deshielo,hasta verdaderas salmueras en las salinas

Los cuerpos leníticos pueden formar partede redes hidrográficas exorreicas, esdecir, que desembocan en el océano. Enun gran porcentaje lagos y lagunas, sin



embargo, son colectores de cuencasendorreicas.

Uno de los efectos que se produce enestos casos es la progresiva salinizaciónde los cuerpos de agua, pues las salesdisueltas que aportan los afluentes

permanecen en el lago y el agua se pierdecontinuamente por evaporación.

Desde el punto de vista geológico, los

agos suelen ser de vida muy corta, puesdesaparecen al colmatarse con sedimentoen intervalos que oscilan entre pocosmiles y algunos cientos de miles de años.Existen excepciones, sin embargo; algunocuerpos de agua de origen tectónicopueden persistir durante períodos bastantemayores si las fallas que los limitan



permanecen activas. Por ejemplo, hayndicios de que la laguna 197


Mar Chiquita, en Córdoba, existe desdeantes del Cuaternario, aunque no en formapermanente.



LOS LAGOS

Se denomina lago a todo cuerpo de agua

continental cuya profundidad sea losuficientemente grande como para formar en su seno dos masas superpuestas deagua bien definidas, la superior más

emplada y turbulenta que la inferior.Ambas masas de agua están separadas pouna faja delgada denominada termoclina

Fig. 13 - 1). Por razones hidráulicas, esa

estratificación es muy estable. Estefenómeno puede ser permanente oestacional, y está originado por la mezclay homogeneización del agua que produceel viento en los metros superiores, yacalentados por el Sol.

La profundidad mínima para que la



estratificación del agua ocurra es de másde diez metros en la mayoría de los casos

Origen - Cualquier fenómeno geológicocapaz de provocar irregularidadesnotables en la superficie de la Tierrapuede dar origen a un lago: Los lagos de

origen tectónico son los que alcanzanmayor tamaño; algunos de ellos son muyprofundos. Se originan por movimientosde fallas, que determinan bloques

elevados y hundidos (Fig. 13 - 2). Entreellos figuran los grandes lagos de AfricaOriental, el Titicaca y el Ypacaraí.

Los lagos de origen glacial ocupan áreasalteradas por la acción del hielo, despuésque éste se derrite, al sobrevenir uncambio climático.



198



MARTÍN H. IRIONDO

Las cubetas pueden producirse por

erosión o por sedimentación; en esteúltimo caso cuando una morena quedacerrando el valle glacial. Muchas cubetasse producen por la combinación de ambo



efectos (Fig. 13 - 3).

Los numerosos lagos de la cordillera

patagónica son de origen glacial.

Los lagos de origen kárstico se producenpor la disolución de caliza en zonas de

clima húmedo. Son de pequeña extensiónSe encuentran ejemplos en el norte delParaguay, en la zona de Concepción.

Colmatación - Los lagos son lugaresdonde se produce sedimentación de losmateriales que transportan los ríos yarroyos que desembocan en ellos. Dichos

sedimentos van rellenando poco a poco lacubeta,

disminuyendo continuamente su



profundidad hasta que se transforma enuna laguna y después en un pantano, parafinalmente desaparecer completamente

rellenado o colmatado.

La colmatación se desarrolla medianteunos pocos mecanismos de

sedimentación. El más importante de elloes tal vez la sedimentación de materialesfinos acarreados en suspensión y

distribuidos por todo el lago mediante laurbulencia provocada por el viento. Este

remueve la capa superior de agua o“epilimnion”. Dicho mecanismo producesedimentación de láminas y estratos muyfinos de gran extensión areal (Fig. 13 - 4)

El crecimiento de deltas de afluentes es



otro de los mecanismos de colmatación.Aporta a la cubeta arenas y cantosrodados y la va achicando lateralmente a

medida que avanza el proceso (Fig. 13 -5).

199


Las corrientes de turbidez se producen e

muchos lagos naturales y artificiales.Están originadas por acumulación desedimentos finos y medianos en lasdesembocaduras de afluentes. Cuando la

acumulación de sedimentos forma taludesnestables, se producen corrientes deurbidez que los transportan hasta las

áreas más profundas de la cubeta,



depositándolos en forma de láminas yestratos muy finos. Este mecanismoproduce una disminución de la

profundidad máxima del lago (Fig. 13 -6).

La deriva litoral de arenas distribuye a lo

argo de la costa del lago materialesaportados por los afluentes, formandoverdaderas playas. Se produce en lagos eos que la acción del viento es importante

con oleaje y circulación regulares.

Sedimentos - Los sedimentos lacustresson predominantemente finos, y en lamayoría de los casos laminados ofinamente estratificados. Esto se debe a laalternancia de períodos en que el lagorecibe aportes considerables de agua y



sedimentos, y períodos en que recibenpoco o nada. Ello se produce por laexistencia de estaciones húmedas y

estaciones secas en la mayoría de losclimas. Durante la estación húmeda elago es alimentado con grandes

volúmenes de agua y sedimentos, que sedepositan. Al llegar la estación seca, elaporte se interrumpe o disminuyeconsiderablemente, cesando la

sedimentación o depositándosesedimentos más finos.

Un caso particular, por su regularidad, loconstituye la sedimentación en lagosalimentados por deshielo. En ellos, lasaguas que llegan durante el verano dejanuna capa de limo en el fondo, de pocos



centímetros de espesor. Al llegar elnvierno se interrumpe ese aporte, y solo

continúan sedimentándose las partículas

más finas, que permanecen más tiempo ensuspensión. Esas partículas van formandouna lámina de arcilla de algunosmilímetros de espesor. Dichas estructuras

se denominan varves.

EL LAGO MASCARDI

El lago Mascardi es un cuerpo de aguaípico de la Cordillera

Patagónica. Su origen, morfología,

régimen hídrico y sedimentación soncomunes a un considerable número decuerpos de agua de la región, tanto enArgentina como en Chile. Es de origen



glacial, es decir que el hielo de un glaciarexcavó un valle preexistente en forma deU (mediante 200

MARTÍN H. IRIONDO

un proceso llamado “exaración”) y formó

una morena frontal con forma de terraplénen su extremo inferior. Al cambiar elclima aproximadamente diez mil añosantes del presente, el valle se inundó

formándose el lago.

Este cuerpo de agua tiene una superficiede 38 Km2, su cuenca es de algo menos

de 700 Km2 y desagua por un río (elManso inferior) cuyo caudal promedio esde 36 m3/seg (Fig. 13-6a).



El lago se alimenta principalmente delagua de deshielo del cerro Tronador. Lacuenca está situada en una zona de clima

frío húmedo, con considerablesdiferencias en la insolación entre lasaderas norte y sur del valle y un fuerte

gradiente de precipitaciones de oeste (en

a frontera chilena, más húmedo) a estehacia la meseta patagónica). El agua

aportada desde el Tronador es solamenteun tercio de la que sale del mismo, losafluentes menores son de muy escasamportancia; por lo tanto se deduce que la

mayor parte de su caudal se origina en

surgencia de agua subterráneadirectamente al lago.

El agua de deshielo del Tronador forma e

río Manso superior,



que recorre varios kilómetros en un cursomeándrico flanqueado por pantanosllamados “mallines” en la región). Las

crecientes de ese río se originan en dosfactores, lluvias y deshielo; los caudalesmáximos se alcanzan cuando lluviascálidas provocan deshielo, sumándose

ambos.

Durante las crecientes se produceexcavación del lecho del río, formado por

cantos rodados; en época de aguas bajasse recupera lentamente el perfil original, o largo de varios meses.

Los sedimentos en suspensión (Ver Cap.8) que aporta el río Manso superior alago son en general muy finos,

predominando la fracción arcilla con



porcentajes menores de limo. Losminerales arcillosos dominantes sonmontmorillonita y clorita, con

proporciones menores de illita. Sedeterminaron concentraciones que varíanentre 10 partes por millón (aguaransparente) en invierno , hasta 586

partes por millón (agua bastante sucia)después de las lluvias con deshielo deenero. La descarga anual de sedimento alago se calcula en unas 25.000 toneladas.

Los sedimentos transportados por elManso en arrastre y saltación son engeneral cantos rodados que van formandoun delta dentro del lago.

Se calcula que suman alrededor de 2500oneladas anuales. Las sales disueltas



acarreadas por el Manso oscilan entre 30y 50 partes por millón, un valor sumamente bajo. Esto resulta en

aproximadamente 17.000

oneladas anuales. Con los datosanteriores se ha podido estimar la erosión

promedio en la cuenca del lago Mascardi22 milímetros cada mil años, de loscuales 8 mm corresponden a erosiónquímica y el resto a erosión física; es un

valor sumamente bajo comparado conotras cuencas argentinas.

201




202

MARTÍN H. IRIONDO

El fondo del lago Mascardi estácompuesto por barro con gran cantidad deporos y huecos ocupados por agua. Su

composición granulométrica es 66 % de



arcilla, 27 % de limo y 7 % de arena, unamezcla muy favorable para la formaciónde corrientes de turbidez, probabilidad

que se refuerza al considerar que lossedimentos llegan desde un extremo delcuerpo de agua. Si se calcula lacompactación de esa mezcla sedimentaria

y el volumen actual del lago, se deduceque se terminará de colmatar dentro de228.000 años.

LAS LAGUNAS

Las lagunas son cuerpos de agua menosprofundos y más simples

que los lagos.La diferencia fundamentalentre unas y otros es que la laguna estácompuesta por una masa de agua



homogénea, sin

estratificación térmica y sin termoclina.

Esto significa que los sedimentos delfondo están sujetos a mayor turbulenciadel agua, a mayor oxigenación y a mayor ntercambio de sales que los sedimentos

acustres.

La superficie de las lagunas es muyvariable. Algunas alcanzan hasta cientos y

aun miles de kilómetros cuadrados, perosu profundidad es poco significativa.

El origen de las lagunas es similar al de

os lagos; las mayores son también deorigen tectónico, como la Mar Chiquita ena provincia de Córdoba (Fig. 13 - 7).

Existen también numerosas lagunas de



origen eólico, fluvial y litoral. Entre lasagunas de origen eólico, las más

numerosas son las hoyas de deflación,

depresiones poco profundas excavadaspor el viento en períodos secos, que selenan de agua al hacerse el clima más

húmedo. Se encuentran numerosos

ejemplos de lagunas de este tipo en todaa llanura chaco-pampeana (Fig. 13 - 8).

Las lagunas de origen fluvial se

encuentran en su mayoría en las llanurasaluviales; pueden ocupar meandrosabandonados, depresiones cerradas por albardones, etc. En la llanura aluvial delParaná son muy numerosas; hemoscontado más de seis mil en el tramocomprendido entre las ciudades de Santa

Fe y Coronda (Fig. 13 - 9). Las lagunas d



origen litoral se forman por elcrecimiento de un cordón de arena a pocadistancia de la costa (Fig. 11 - 12). La

aguna Mar Chiquita, cerca de Mar delPlata, es un ejemplo típico.

203


http://slidepdf.com/reader/full/introduccia3n-a-la-geologaa-iriondo-martan-horacioauthor-copy 684/1131NTRODUCCIÓN A LA GEOLOGÍA



volución - Una vez que se forma unaaguna, cualquiera sea su origen, la masa

de agua comienza a modelar la cubeta,

codificando su forma y profundidadoriginales.

204



MARTÍN H. IRIONDO

205




El agente dinámico que provoca esos



cambios es el viento, que produce oleajeen toda la superficie de la laguna,erodando en unos lugares, sedimentando

en otros y suavizando los contornos delcuerpo de agua.

La forma final de una laguna bien

evolucionada es semejante a unapalangana muy chata (Fig. 13 - 10).

Las lagunas que evolucionan en climas

áridos desarrollan es sus orillasmontículos de sedimentos, provenientesdel arrastre eólico de granos y partículasdel lecho seco de la laguna, durante lassequías. Dichos montículos pueden tener una longitud considerable; se denominan“dunas de arcilla” o “lunetas”.



Sedimentos - De acuerdo al tipo desedimentos que se depositan en ellas, lasagunas se dividen en dos grupos: de

sedimentación clástica y de sedimentacióquímica.

Las lagunas de sedimentación clástica son

en este aspecto semejantes a los lagos.Predominan los sedimentos finos y muyfinos, generalmente laminados y finamenteestratificados. Las lagunas de

sedimentación química son las salinas,cuerpos de agua generalmente temporarioubicados en climas secos, donde laevaporación a lo largo del año sobrepasaa la acumulación de agua que se producedebido a las escasas lluvias. Losminerales que se acumulan con más

frecuencia en estos ambientes son los



sulfatos (yeso) y los cloruros (halita).Existen numerosas salinas en la Patagoniay en el oeste argentino; una de las 206

MARTÍN H. IRIONDO

mayores es la llamada Salinas Grandes,

que abarca aproximadamente 6.000 Kmde las provincias de Córdoba, CatamarcaLa Rioja y Santiago 2

del Estero. En algunas salinas de la Punase depositan otras sales más raras, talescomo boratos.

La Laguna Mar Chiquita – Las lagunas sonexcelentes indicadores de cambiosclimáticos, porque normalmente sonsensibles a pequeñas



alteraciones ambientales (mayores que loagos, por ejemplo) y dejan registros

sedimentarios y geomorfológicos de ello.

El que sigue es un buen ejemplo. Laaguna Mar Chiquita, ubicada en elnoreste de Córdoba, es el mayor cuerpode agua de la Argentina y solo inferior en

extensión al lago Titicaca en Sudamérica.Está ubicada en una fosa tectónica y estáalimentada por el río Dulce y en menor medida por el Primero y el Segundo.Durante épocas coloniales tambiéndesembocó en ella el río Salado. En losúltimos cien mil años ha sufrido una serie

de interesantes cambios:

Durante el último interglacial



aproximadamente 100.000/

140.000 años antes del presente) la lagun

probablemente no

existía. El río Dulce corría hacia el sur dentro de una amplia faja aluvial y

desembocaba en el Carcarañá.

En el Estadio Isotópico 4 (entre 100.000 y65.000 años AP) la

depresión estaba seca, y formaba parte

del sistema Eólico

Pampeano.



Entre 65.000 y 36.000 años AP (Estadiosotópico 3 o

simplemente IS3) el clima fue húmedo ysubhúmedo. La laguna

era mayor que la actual. El río Segundo

depositó sedimentos

fluviales y formó un abanico aluvial en elsur de la laguna.

Entre 36.000 y 8.500 años AP (IS2) la

aguna se secó

nuevamente bajo un clima árido. Toda lalanura cordobesa fue



cubierta por loess.

Desde 8.500 hasta 3.500 años AP el climfue más cálido y

húmedo que el actual, en la laguna, demayor tamaño y

profundidad que hoy en día, se

depositaron sedimentos orgánicos

negros.

Oscilaciones posteriores transformaron aa Mar Chiquita en un



barreal en la época colonial (el caminoentre Santa Fe y Santiago del Estero laatravesaba por el medio).

La laguna que aparece en los mapas

existió desde el siglo pasado hastaaproximadamente 1975/1980. En losúltimos 20 años ha

establecido un nuevo nivel de equilibrio,con el triple de

superficie (6.000 Km2) y mayor

profundidad.

207




LOS PANTANOS

Los pantanos son cuerpos de agua somera

con profundidad inferior a un metro opoco mayor que eso. Su rasgodeterminante es la presencia devegetación palustre, plantas con raíces

enterradas en el fondo y que sobresalenpor encima del agua, tales como juncos yotoras. Los pantanos forman orlas en las

orillas de lagos y lagunas en proceso de

colmatación y también constituyen la fasefinal de relleno de las cubetas lacustres yagunares, cuando la acumulación de

sedimentos ya ha colmatado la depresiónFig. 13 -11). El oeste de la provincia de

Corrientes tiene grandes extensiones depantanos de origen fluvial, denominados



ocalmente “esteros”. La región pampeanapresenta extensiones

considerables de cubetas pantanosas deorigen tectónico, tales como la depresióndel Saladillo, en el sudeste de Córdobacerca de Canals.

Sedimentos - Los sedimentos de lospantanos están constituidos por partículasde limo y arcilla, pues la densa cobertura

de plantas palustres permite solamenteransporte de sedimento en suspensión. La

mayor parte de la sedimentación palustredel Cuaternario de la región pampeana,muy probablemente, fue transportadacomo polvo por el viento

directamente hasta los pantanos.



Los sedimentos palustres contienen un altporcentaje de materia orgánica, productode la descomposición de la abundante

vegetación de esos lugares. Predominanos colores oscuros, verde o negro, típicode ambientes carentes de oxígeno. Laestratificación resulta destruida por la

acción mecánica de las raíces de lasplantas y de los organismos excavadores,produciéndose estructuras sedimentariascaracterizadas por terrones y tubosrellenos con arcilla y limo.

En ciertos tipos de pantanos el aporte desedimentos clásticos es casi nulo. Laacumulación de restos vegetales enambiente anaeróbico, o sea carente deoxígeno, es entonces el único proceso de

sedimentación.



Dichos pantanos reciben el nombre deurberas; en ellos la materia orgánica va

perdiendo paulatinamente el agua de sus

ejidos y

enriqueciéndose en carbono. En Tierradel Fuego existen amplias turberas de

clima frío, cubiertas por vegetación deSphagnum.

Existen también turberas tropicales, dond

crecen y se acumulan restos de gramíneasy ciperáceas. Ejemplos de ellas seencuentran en el norte 208



MARTÍN H. IRIONDO

del Iberá, con acumulaciones de hasta 2metros de espesor, y en el Chacosantafesino.

LOS BAÑADOS

Se denominan bañados las superficiessujetas normalmente a



ambientes subaéreos, que ocasionalmenteson cubiertas por el agua durante períodomás o menos prolongados. Los bañados

suelen formar fajas bordeando ríos yagunas. También se los encuentra endepresiones ubicadas en los interfluviosde las cuencas fluviales.

LOS HUMEDALES

El término “humedal” (y su sinónimo en

nglés “wetland”)se utiliza en la literaturanternacional con dos acepciones

diferentes: Una de ellas, que puede ser definida como “humedal marginal” serefiere a áreas pequeñas periódicamentenundadas por el agua, adyacentes o

directamente influenciadas por un cuerpo



de agua mayor (por ejemplo un lago, unrío o el mar). Corresponde a lo que se hadefinido como

“bañado” más arriba.

La segunda acepción se puede entender

claramente como “gran

humedal”: Se trata de grandes complejosformados por lagunas, pantanos y bañado

de cientos de miles de kilómetroscuadrados. Son áreas muy planas que seencuentran en regiones de clima húmedo;el aumento del 209




nivel del agua, aunque sea modesto, anega

grandes superficies durante meses o añosUn ejemplo típico es la laguna del Iberá.

Los humedales son ambientes de rápido

crecimiento de plantas y gran acumulacióde biomasa, que no alcanza a ser descompuesta por los microorganismos.En consecuencia, suelen formarse capas

de turba.

Geológicamente están ubicados enbloques hundidos, lo que facilita dicho

proceso. Si las condiciones post-deposicionales son las adecuadas,especialmente ausencia de oxígeno ypredominio de sedimentos



orgánicos, la acumulación de materialesorigina yacimientos carboníferos despuésde millones de años.

210

MARTÍN H. IRIONDO

Los grandes humedales tienen orígenesgeológicos y climáticos. Se forman enbloques levemente hundidos de la corteza

continental, de forma generalmenterectangular, y tienen entre decenas ycientos de kilómetros de longitud. Sonípicos de Sudamérica; se encuentran

principalmente en regiones húmedas ycálidas. Suelen persistir a lo largo dedecenas de millones de años.Desempeñan un rol fundamental en la



regulación de los movimientos del aguasuperficial y freática a escala regional.

Constituyen refugios para ciertos sistemasecológicos durante los cambios climáticoadversos.

LOS AMBIENTES LENÍTICOS DE LAREPÚBLICA

ARGENTINA

Durante los últimos miles de años y hastael presente, los cuerpos leníticos delerritorio argentino se han desarrollado

según sus condiciones ambientales enocho grandes sistemas (Fig. 13-12). Unabreve descripción de los mismos es lasiguiente:



a) La Formación Hernandarias y losbañados de altura (pantanos) –

Comprende un área total de 61.000 Km2en Entre Ríos y sur de

Corrientes. El río Uruguay transportaba

durante el Cuaternario inferior un caudalmuy pequeño, que se dispersaba engrandes pantanos y salinas.

A lo largo de miles de años, esospantanos acumularon 10 a 20 metros deespesor de arcilla limosa y limo arcillosoEl ambiente climático y sedimentario fue

semejante al de las salinas actuales deCatamarca. Hoy en día el río Uruguayquedó aislado de ese territorio debido amovimientos tectónicos, y en la antigua



superficie existen los llamados “bañadosde altura”.

b) Las cañadas pampeanas (pantanos)– Ea Argentina la palabra

“pampeano” define un ambiente de llanur

que cubre la parte central del país entreas latitudes de 30 y 38 grados de latitudSur. Está caracterizada por sedimentos deorigen eólico con fases pantanosas

ntercaladas. Esos pantanos intercaladosestán representados principalmente por as llamadas

“cañadas”. Son depresiones linealessomeras, la mayor parte de ellas conímites rectos y bien definidos, que

contienen agua en forma permanente o



emporaria. Algunas cañadas incluyen unpequeño cauce en el centro, pero siemprese trata de un elemento menor y

subordinado.

En muchos casos las cañadas estánubicadas en depresiones de origen 211


ectónico y se ubican en forma paralela y

a intervalos regulares. La mayor parte deellas son asimétricas; aunque estacaracterística es imperceptible al ojo enel campo, puede ser detectada observando

os diferentes anchos de las fajas devegetación a ambos lados de la depresióncentral. Las cañadas más grandes suelencontener agua permanente y vegetación



palustre. A ambos lados se ubican fajasde pajonal (inundación semi-permanente)Frecuentemente, el pajonal en uno de los

ados es dos o tres veces más ancho queen el otro.

c) Los esteros chaqueños (pantanos) – El

Gran Chaco Sudamericano es una llanuraropical que cubre 840.000 Km2 enParaguay, Argentina y Bolivia. Su paisajeha sido formado por los mega-abanicos d

cinco grandes ríos que fluyen desde lasmontañas del oeste hacia los ríos Paraná Paraguay. Los pantanos son muy extensosen las partes distales de esos abanicos. Esector argentino del Chaco comprende losmega-abanicos de los ríos Bermejo ySalado, y parte del mega-abanico del

Pilcomayo. Los bañados ocupan llanuras



aluviales abandonadas por esos ríos. Elhundimiento tectónico y el clima húmedodel Chaco Oriental son factores

mportantes en el mantenimiento de losesteros. Los mayores de ellos tienen 100 200 kilómetros de longitud, 3 a 10kilómetros de ancho y solamente 1 metro

de profundidad. La superficie de losesteros está cubierta por vegetaciónpalustre y flotante.

d) Pantanos y lagunas del sistema delParaná – La cuenca hidrográfica del ríoParaná es la segunda en tamaño deSudamérica. Su parte inferior cruza laslanuras argentinas. Los procesos

fluviales actuales y pasados han formadoen este sistema varios miles de lagunas y

pantanos de todos tamaños, que aparecen



en un área de más de 32.000 kilómetroscuadrados en el país. Se pueden distinguien este conjunto tres áreas genéticamente

diferentes: los esteros del Iberá, la llanuraluvial del Paraná y el complejo litoral da desembocadura, denominado algompropiamente “delta del Paraná”.

Los esteros del Iberá , ubicados en laprovincia de Corrientes, cubrenparcialmente un antiguo mega-abanico de

Paraná. Ocupan un área de 450 kilómetrode largo y 75 kilómetros de ancho,ocupado en un 90 %

por turberas tropicales y con el 10 %restante formando lagunas.

La llanura aluvial del Paraná, compuesta



por varias unidades

geomorfológicas (ver Cap. 8), contiene

más de cinco mil lagunas someras deformas redondeadas, ovales e irregularesque forman un heterogéneo mosaico. Susuperficie promedio es de 0,32 Km2 y

ienen forma elíptica 212

MARTÍN H. IRIONDO

en su mayor parte. La profundidad varíaentre 0,20 y 5,30 metros. El número yamaño de los pantanos no ha sido todavía

estudiado.

En el complejo litoral de ladesembocadura (Ver Cap. 11) haycuerpos leníticos de diferente naturaleza.



Pueden mencionarse la albufera (quefunciona como un gran bañado), las playade regresión (unidades 3a y 3b del mapa,

con pantanos alargados entre las playassucesivas) , y el delta propiamente dichoformado por islas con forma de plato,

con una laguna en el medio).

e) Las salinas de la Puna – La Puna deAtacama es una región situada a granaltura en el rincón noroeste del país. Está

formada por una serie de bloques falladosde rumbo norte-sur, lo que forma unpaisaje de cuencas endorreicas en unclima árido, con precipitacionesnferiores a los 200 milímetros anuales.

La hidrografía está caracterizada por arroyos no permanentes que fluyen a

grandes salinas, siete de las cuales tienen



superficies superiores a los milkilómetros cuadrados.

f) Salinas y barreales de los bolsones deloroeste – Desde la Puna hasta la mitadde la provincia de San Luis se extiendeuna amplia faja de valles tectónicos

endorreicos con climas áridos ysemiáridos. En esta amplia región existennumerosas salinas y “barreales”, un tipode pantanos no permanentes con

vegetación halófita (que crece en suelosde alta salinidad). El más importante deestos cuerpos leníticos es el de lasSalinas Grandes, con más de 5000 Km2de superficie.

g) Lagos de origen glacial de la cordillerapatagónica – Son los únicos lagos del



erritorio argentino. Se han formado en lovalles cordilleranos después de retirarseos glaciares hace aproximadamente diez

mil años.

Forman una larga serie que se extiendedesde Neuquén hasta Tierra del Fuego, o

sea unos 1500 kilómetros. Tienen más de100 metros de

profundidad y la termoclina se ubica en

verano entre 30 y 40 metros de bajo de lasuperficie. Sus áreas miden en generalentre 50 y 100 Km2.

Un caso típico es el lago Mascardi.

h) Los Bajos Patagónicos – Se trata decuerpos de agua ubicados en depresiones



de origen eólico ubicados en la mesetapatagónica, donde el viento es el agentedominante. Una gran cantidad de estas son

hoyas de deflación simples, que senundan temporariamente en invierno.Otras son grandes áreas que el viento haestado excavando en sedimentos finos a lo

argo de cientos de miles de años y midendecenas de kilómetros cuadrados deextensión. También son ocupadas por agunas temporarias, aunque la dinámica

es allí más compleja, con formación deplayas por oleaje, alimentación por aguasubterránea, etc.

213





imnología – Margalef

The large wetlands of South America – eiff, J., Iriondo, M. y Carignan, R.

Proceedings of the International Worksho

on the Ecology and Management of Aquatic-Terrestrial Ecotones -–Univ. Of

Washington, Seattle, 156-165, UNESCO.

214

MARTÍN H. IRIONDO

14

ROCAS SEDIMENTARIAS



Las rocas sedimentarias se forman por laacumulación de fragmentos minerales,depositados por el agua, el viento o el

hielo, y posteriormente cementados.También se forman por precipitaciónquímica de sales disueltas en el agua ypor la actividad biológica de ciertos

organismos.

Las rocas resultantes de la acumulaciónde fragmentos o clastos de minerales y

rocas se denominan clásticas. Se lasdescribe y clasifica de acuerdo al tamañode los fragmentos que las constituyen,porque ello indica de cierta manera lafuerza y capacidad de transporte de lascorrientes que las depositaron. Losfragmentos transportados y



depositados forman masas sueltas encoherentes denominadas

sedimentos, que cuando sonposteriormente cementados por precipitación química dentro de sus porosse transforman en rocas sedimentarias.

Los sedimentos son transportados, algunode ellos largas distancias, hasta grandesdepresiones de la superficie terrestredenominadas cuencas, donde se acumulan

en espesores que pueden alcanzar milesde metros.

La mayor parte de las cuencas es marina,aunque también existen cuencascontinentales importantes.

Las rocas sedimentarias químicas se



forman por precipitación de sustanciasdisueltas. Son originadas dentro de lacuenca sedimentaria y constituyen

verdaderas rocas ya desde la primera fasede su formación, sin pasar por el estadontermedio de “sedimento”.

Las rocas organógenas son bastantesimilares a las químicas. Se forman por acumulación de restos orgánicos,generalmente de partes duras que algunos

animales y plantas van formando a loargo de su vida.

En las rocas sedimentarias existen casisiempre estructuras de diversos tipos,que reflejan características importantesdel ambiente de



sedimentación y de los procesosposteriores que sufrieron las mismas.

215


ROCAS CLASTICAS

Los sedimentos acarreados por losdistintos agentes de transporte poseenvarias propiedades físicas, que se utilizanpara describirlos. La más importante es e



amaño de los clastos que los componen,o sea su granulometría. En la Argentinase emplea la siguiente escala

granulométrica para la clasificación desedimentos:

Los límites que determinan aquí a las

distintas clases de sedimentos no sonarbitrarios, sino que marcan diferenciasmportantes en el comportamiento físico

de los clastos. Los bloques, por ejemplo,

son típicos de depósitos glaciales,deslizamientos y derrumbes, y decorrientes de agua de extrema energía. Poesta razón son sumamente raros en lasrocas sedimentarias.

Los rodados y gravas son característicosde sedimentos fluviales o litorales con



velocidad y turbulencia altas; sonacarreados por arrastre y rendimiento a loargo de lecho de los cauces;

generalmente están compuestos por fragmentos de rocas. La arena, queambién es

ransportada por arrastre, está compuestapor fragmentos de minerales.

Es un sedimento sumamente abundante, de

presencia casi universal en los ambientescontinentales y litorales. Es transportada depositada por corrientes de agua quevarían entre 10 centímetros por segundo y1 metro por segundo, rango que abarca lagran mayoría de los sistemas fluviales demundo.



Los limos y arcillas, por otra parte, sonransportados siempre en suspensión, en

forma independiente de la arena, y

sedimentan solo en aguas completamenteestancadas (los limos) y medianteprocesos de 216

MARTÍN H. IRIONDO

floculación (las arcillas). La diferenciaprincipal entre ambos es que el limo es

nerte; puede ser reconocido porque sedesmenuza en forma de polvo. La arcilla,en cambio, compuesta en su mayor partepor minerales tales como caolinita,montmorillonita o illita, tiene cohesión; eplástica cuando está húmeda y seendurece al secarse.



Otras propiedades de los sedimentos, demenor importancia que la granulometría,son la selección y la madurez. La

selección describe el grado deuniformidad de los clastos; cuanto másuniformes sean los granos de un depósito,anto más alta es la selección. El grado de

selección de sedimentos estácorrelacionado inversamente con lacapacidad de

ransporte del agente que lo deposita; laselección más alta se encuentra en lasarenas eólicas, mientras que la más bajacorresponde a morenas glaciales.

La madurez es una medida del grado demeteorización que han sufrido lossedimentos. Está representada por la



proporción de minerales resistentes conrespecto a los minerales alterados. Estapropiedad tiene importancia en las arenas

itificación - Los sedimentos clásticos seransforman en rocas sedimentariasmediante el proceso de litificación, que

comprende varios mecanismos físicos yquímicos, los más importantes de loscuales son la cementación y lacompacción.

Se denomina cementación a laprecipitación química de sales disueltasen el agua instersticial, que ocupa losporos de los sedimentos. Las salesprecipitadas rellenan los poros y sueldanos granos entre sí. Los cementos más

frecuentes son el carbonato de calcio o



calcita, y el dióxido de silicio ó sílice. Lacementación ocurre en sedimentos gruesoy medianos, como cantos rodados y arena

La compacción es típica de arcillas yimos. Estos sedimentos finos que en

conjunto se conocen con el nombre de

elitas, poseen una porosidad muyelevada en el momento de sedimentarse;en algunas

arcillas los poros ocupan más del 90 %del volumen total, en el fondo de cuerposde agua. El propio peso, y el de lossedimentos que se van acumulandoencima, provoca la expulsión paulatinadel agua instersticial y el cerramientoprogresivo de los poros por reacomodamiento de las 217




partículas. En los casos en que la

compresión es muy grande o losntervalos de tiempo muy prolongados, seproduce un cierto grado derecristalización que aumenta la

itificación y reduce aún más laporosidad.

Clasificación de rocas clásticas - Las

rocas clásticas se clasifican en base a sugranulometría, de la siguiente manera:

Los sedimentos de grano grueso, o seacanto rodados y bloques,

originan ROCAS PSEFITICAS, como



conglomerados y

aglomerados.

Los sedimentos de grano mediano, o sea

arena, originan lasROCAS PSAMITICAS, o areniscas.

Los sedimentos de grano fino, limos yarcillas, originan las

ROCAS PELITICAS, como lutitas,imolitas y arcilitas.

Cada uno de estos grupos de rocas se



subdivide a su vez de acuerdo a sucomposición mineral y estructuras. Laselección y otros parámetros se utilizan

generalmente solo para describir lasrocas, sin que influyan en su clasificación

DESCRIPICION DE ALGUNAS ROCAS

CLASTICAS

os conglomerados - Están constituidospor clastos, matriz y cemento.

Los clastos tienen el tamaño de cantosrodados. La matriz , que está compuestapor arena o arcilla, ocupa los huecos

existentes entre los clastos. Se trata desedimentos introducidos por el agua quecirculaba entre ellos, poco tiempodespués de depositarse los rodados.



Los conglomerados se dividen enoligomícticos y polimícticos. Losoligomícticos están compuestos por

clastos de un solo mineral o roca,generalmente cuarzo en las cuencassedimentarias importantes. Suelen ser rocas de gran dureza. Los conglomeradosolimícticos están constituidos por

clastos de dos ó más minerales o rocas,suelen ser menos duros y sus componenteestuvieron sometidos a escaso transportey alteración.

as areniscas - Están formadas por clastos de tamaño arena y cementoquímico, generalmente sílice o calcita. Enalgunos casos contiene una matrizarcillosa. De acuerdo a la mineralogía de

os granos se las divide en tres tipos



principales: ortocuarcita, arcosa ygrauvaca.

218

MARTÍN H. IRIONDO

La ortocuarcita está compuesta por másdel 95% de cuarzo en la fracción clásticaConstituye el producto final de laevolución de los sedimentos arenosos, en

os que la mayoría de los minerales haquedado eliminada por la meteorización.En la mayoría de los casos el cemento essílice, disuelta de los granos de arena y

precipitada en los poros. Los granos songeneralmente bien redondeados y poseenalta selección. El color es blanco oblanquecino en la mayoría de los casos.



La arcosa es una arenisca que contienemás del 25% de feldespatos en la fracciódetrítica. Por lo general es una arenisca

de grano grueso, con poca selección ygranos angulosos. El feldespato espotásico en casi todos los casos, ortoclaso microclino, y puede estar fresco o

alterado.

La mica detrítica es frecuente en estaroca. Su color típico es el rosado o rojizo

debido al feldespato potásico. Esta rocaderiva de la erosión de áreas graníticasbajo climas secos o fríos, con escasameteorización química y acumulaciónrápida. Las areniscas que contienen másdel 5%

y menos del 25% de feldespatos se



denominan areniscas feldespáticas.

La grauvaca es una arenisca compuesta

por cuarzo, feldespato y fragmentosíticos. Los fragmentos líticos sonaquellos que están constituidos por dos omás cristales minerales. El cuarzo

constituye generalmente la mitad o menosde la fracción detrítica. También existe ena grauvaca una abundante matriz

arcillosa. Los feldespatos son

predominantemente plagioclasas; losfragmentos líticos frecuentes son deutitas, esquistos y otras rocas de grano

fino. Las grauvacas se forman en cuencasmarinas, por litificación de sedimentosdepositados por corrientes de turbidez. Sucolor es oscuro, verdoso o ceniciento.



as rocas pelíticas - Están constituidaspor partículas de limo y arcilla,ransportadas en suspensión por el agua.

Las partículas de limo están compuestasprincipalmente por cuarzo y feldespatos,mientras que las más finas se componende minerales arcillosos. La roca más

mportante de este grupo es la lutita, cuyacomposición es generalmente una mezclade limo y arcilla y mineralogía variable.En promedio tiene

aproximadamente un tercio de mineralesarcillosos, un tercio de cuarzo yfeldespatos y un tercio de sedimentosquímicos tales como óxidos de hierro ycarbonato. La lutita está caracterizada porsu fisilidad , que es la propiedad de

partirse en finas láminas paralelas al



plano de estratificación.

Dicha propiedad es producida por el

acomodamiento de los minerales 219


planos bajo el efecto de la presión.También se produce un cierto grado derecristalización de los mineralesarcillosos.

Las lutitas son de colores oscuros, negraso grises, muy comunes en cuencasmarinas. Constituyen del 50 al 80% de la

rocas sedimentarias del mundo.

El contenido de carbonato de calcio en lapelitas es completamente variable, desde

prácticamente cero en las lutitas



carbonosas hasta cerca del 100% enciertas fangolitas calcáreas. Cuando elcontenido de carbonato de calcio de una

roca pelítica está comprendido entre el35%

y el 65%, dicha roca se denomina marga.

Las margas suelen tener estratificaciónmediana a gruesa y vivos colores.

l color - El color es una de las

características más evidentes de las rocasclásticas. Resulta particularmente útil ena geología de campo y muchas veces

ayuda a reconstruir la historia de la roca.En la gran mayoría de los casos, el estadode oxidación del hierro es lo que produceel color de la roca, aunque este elementose encuentre en porcentajes muy



pequeños. Las rocas rojas, rosadas yamarillas contienen hierro en estadoférrico; han pasado por ambientes

oxidantes con exceso de oxígeno. Lasrocas grises, negras y verdes contienenhierro en estado ferroso; han estadosometidas a ambientes reductores, donde

faltaba el oxígeno.

ROCAS ORGANOGENAS Y QUIMICA

Las rocas organógenas y químicas seoriginan dentro de las cuencas

sedimentarias, al contrario de lo quesucede con las rocas clásticas, por ello seas denomina a veces “rocas

sedimentarias autóctonas”. Las rocas

organógenas aparecen por laacumulación de restos orgánicos, tales



como conchas de moluscos, restos deárboles y huesos de peces. Las rocas

sedimentarias químicas se forman por la

precipitación de sales disueltas, cuandoalcanzan el punto de saturación en el aguaque las contiene; el ejemplo clásico estárepresentado por la sal común, que

precipita por saturación en las salinas. Noexiste, sin embargo, un límite nítido entreos dos tipos de rocas, porque en la mayo

parte de los ambientes los procesosquímicos y los biológicos estánntimamente relacionados. Son rocas que

se acumulan más lentamente que las

clásticas, y que para formarse necesitanambientes libres de sedimentos clásticos.Las rocas 220

MARTÍN H. IRIONDO



químicas y organógenas se forman enambientes acuáticos, salvo rarasexcepciones. Se clasifican por su

composición química. Entre todas lasrocas de este tipo predominanampliamente las calizas. Las evaporitas,carbones y demás integrantes del grupo se

encuentran en volúmenes muy reducidosen la litosfera.

as calizas - Las calizas son rocas

sedimentarias químicas y organógenas,compuestas fundamentalmente por calcitay aragonita.

Ambos minerales están compuestos por carbonato de calcio, pero difieren en elsistema de cristalización. Existe tambiéncierta proporción de dolomita, (CO ) Ca



Mg.

3 2

Los componentes organógenospropiamente dichos de las calizas son losesqueletos calcáreos de invertebrados

marinos, tales como moluscos,pelecípodos y corales, y restos de algas,ya sea enteros o fragmentados por laurbulencia de las olas y corrientes. Los

componentes químicos están formados poos barros calcáreos de precipitación

directa. Dicho barro está compuesto por cristales de 1 a 4 micrones de largo, enalgunos casos con hábito fibroso. Enalgunas áreas de ambiente litoral elcarbonato precipita alrededor de núcleosmantenidos en movimiento por el vaivén



de las olas, resultando cuerpos esféricosde pocos milímetros de diámetroformados por capas concéntricas,

denominados oolitas (Fig. 14 - 1). Losrestos calcáreos de organismos puedenser fragmentados por la acción del oleajehasta el tamaño de arena.

La cementación, disolución yrecristalización son muy frecuentes en lasprimeras fases de la historia de una

caliza. Cuando la roca está compuesta pocristales visibles a simple vista, se ladenomina esparita.

Si los cristales son microscópicos recibeel nombre de micrita.

Las calizas más abundantes en las cuenca



geológicas antiguas son las formadas enaguas marinas poco profundas; la mayoríade ellas están constituidas por

calcarenitas, es decir, arenas calcáreascementadas, y masas de calcita“bioacumulada”, o sea fijada en el lugar por el crecimiento de organismos

calcáreos. Constituyeron grandeslataformas carbonáticas de miles de

kilómetros cuadrados, como la actualplataforma de las Bahamas.

221


Las calizas de aguas profundas son engeneral rocas provenientes de laitificación de clastos carbonáticos



ransportados desde áreas más someraspor corrientes de turbidez, es decir,urbiditas. Existen también calizas

acustres.

La tosca o “caliche” es una calizacontinental de precipitación química que

se deposita en la superficie de la tierra enclimas áridos o en el nivel freático delagua subterránea en climas semiáridos.

os carbones - Son rocas compuestasesencialmente por carbono.

Provienen de la acumulación de materia

orgánica vegetal en ambientes reductoreses decir, donde falta oxígeno. Enpresencia de oxígeno la materia orgánicase oxida y se descompone, en una especie



de combustión muy lenta, hastadesaparecer. En ambientes reductores, encambio, la vegetación, muerta va

perdiendo su agua de composición y

enriqueciéndose en carbono. Los carboneson de origen continental, formados en

pantanos que acumulan turba, un materialque contiene aproximadamente un 60% decarbón en peso seco. Por pérdida de aguay compacción, la turba se transforma enignito, un carbón de color castaño y

aproximadamente 70% de carbono. Lahulla es un estado más avanzado decarbonización, con un contenido decarbono que puede llegar hasta el 90%.Es de color negro. Finalmente, existe laantracita, con 90 a 93%



de carbono; es un carbón con aspectovítreo, duro y denso, ya con ciertasemejanza con el grafito.

Petrológicamente el carbón estácompuesto por mezclas de distintoscomponentes, entre los que merecen

destacarse la vitrina y la fusina. La vitrines un carbón de brillo vítreo, duro y confractura concoide. La fusina es unmaterial blando y terroso, fácilmente

desmenuzable, parecido al carbón vegeta

La evolución de los carbones, desde suorigen como materia vegetal hasta quedarransformados en antracita, depende deliempo y de la profundidad de

soterramiento a que fueron sometidos. Lasurbas son actuales o del Cuaternario



superior, los lignitos pertenecen aformaciones cenozoicas y mesozoicas,mientras que las hullas se encuentran en

rocas paleozoicas o del Mesozoiconferior. La profundidad de soterramientoestá vinculada a la temperatura de lasrocas, debido al gradiente geotérmico.

Dicha temperatura provoca elenriquecimiento en carbono; 222

MARTÍN H. IRIONDO

de allí que a mayor profundidad deenterramiento, mayor es el porcentaje decarbono.

as lutitas bituminosas - Son rocassedimentarias de grano fino, normalmenteaminadas, que contienen una cantidad



apreciable de

petróleo. Son rocas oscuras, que forman

en ambientes reductores de mares pocoprofundos o grandes lagos. Pueden ser silicosas o calcáreas.

as evaporitas - Las evaporitas son rocaproducidas por la precipitación químicade sales disueltas. Ya fueron tratadas enel capítulo de Procesos Litorales.

También se forman en lagos y maresrelictuales.

Otras rocas organógenas y químicas -

Existen una variedad de rocas de este tipoque, aunque no tienen mayor importanciageológica, pueden ser de gran interéseconómico. Entre ellas pueden citarse las



rocas ferruginosas de origen químico, larocas fosfáticas de origen animal y lasdiatomitas de origen vegetal.

ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS

Las estructuras sedimentarias son

ordenamientos de los componentes de lasrocas, producidos por las fuerzas quentervinieron en su formación o que

actuaron sobre ellas posteriormente. Entre

os factores físicos más importantes queproducen estructuras sedimentariasfiguran las

condiciones hidrodinámicas del agua quedepositó el sedimento. El ambientequímico produce también estructurassedimentarias en algunos casos, aunque



éstas son de menor importancia que las deorigen físico.

En sentido amplio, las estructurassedimentarias varían enormemente enamaño, desde kilómetros en algunos

estratos hasta décimas de milímetros en

áminas y poros.

Las estructuras de origen físico se agrupade acuerdo al momento en que fueron

producidas en predeposicionales,deposicionales y

postdeposicionales.

223




224



MARTÍN H. IRIONDO

Algunas de ellas se describen acontinuación:

structuras predeposicionales - Sonproducidas inmediatamente antes de lasedimentación y por el mismo agente quesedimenta. Entre ellas la más importante

es la de corte y relleno (Fig. 14-2),



compuesta por surcos, generalmenteelípticos, que excava el agua en el lechofluvial antes de depositar su carga

sedimentaria, la cual rellena al surco asíformado. Miden de algunos decímetroshasta varios metros de largo y son típicosde areniscas. Los turboglifos (Fig. 14 -

3), son excavaciones regulares alargadasproducidas por las corrientes de turbidezen fondos marinos de barro. Miden de 5 a20 cm de longitud y son de utilidad paradeterminar la dirección de la corrienteque los produjo. Aparecen siempre engrandes grupos. Una vez originados son

cubiertos por la arena que transporta lacorriente de turbidez.

structuras deposicionales - Se produce

en el momento de la depositación de los



sedimentos. La más importante de ellasson los estratos. Un estrato es una unidadbásica de la sedimentación; es un cuerpo

abular de la composición esencialmentehomogénea, limitado arriba y abajo por lanos de estratificación, que representa

cambios en las condiciones de

sedimentación. Los estratos se denominaninos cuando miden entre 1 y 10 cm de

espesor, medianos cuando miden entre 10y 30

cm, gruesos cuando su espesor alcanzahasta 1 metro y muy gruesos cuando esmás de 1 metro. Los estratos de menos de1 centímetro de espesor se denominanáminas.

225




226



MARTÍN H. IRIONDO

La forma y composición interna de losestratos también se utilizan paraclasificarlos y describirlos. Laestratificación diagonal (Fig. 14 - 4)



lamada también “estratificación cruzada”consiste en la presencia de lámina oestratos finos inclinados, dentro del

estrato propiamente dicho.

Se originan por el progreso horizontal dea sedimentación, cuando ésta se produce

dentro del régimen hidrodinámico de dunao de óndula. La inclinación de las láminasndica la dirección de la corriente.

Existen varios tipos de estratificación

diagonal. Se denomina estratificaciónradada en los casos en que dentro del

estrato existe una disminución del tamañode los granos, generalmente de abajo aarriba. Resulta de la sedimentaciónproducida por corrientes que disminuyengradualmente en velocidad y competencia

Las estratificaciones diagonal y gradada



son típicas de las arenas. La laminación

lana es una sucesión de láminas oestratos muy finos de limo y arcilla

superpuestos rítmicamente; es producidapor variaciones estacionales de aportesedimentario en ambientes lacustres (Fig.14 - 5).

structuras postdesposicionales - Seforman después de la acumulación delsedimento, generalmente en medio

acuático, cuando éste está recientementedepositado, y con propiedadeshidroplásticas bien desarrolladas.Producen la deformación o ruptura de lasestructuras de los tipos anteriores.

227




Las estructuras de escurrimiento (Fig. 146) son deformaciones casi

contemporáneas con la sedimentación,producidas principalmente por la acción

de la gravedad. Están formadas por



pliegues y pequeñas fallas y se originanen procesos de sedimentación rápida endeclives fuertes. Aparecen en pelitas y en

arenas. Estas estructuras afectansolamente a niveles aislados dentro depaquetes sedimentarios inalterados.

Las estructuras de sobrecarga yseudonódulos (Fig. 14 - 7) aparecencuando un estrato de arena se depositasobre otro de arcilla todavía plástica y

saturada de agua. El peso de la arenaaplasta a la arcilla, penetrando en formade almohadillas redondeadas orregulares, que cuando aparecen aisladas

en medio de la arcilla reciben el nombrede seudonódulos.

structuras sedimentarias biogénicas -



Las estructuras sedimentarias biogénicaso de “bioturbación” son un conjunto muyvariado de formas producidas por la

actividad biológica de animales y plantasque muchas veces produce la destrucciónde las estructuras inorgánicas anteriores.

Los animales dejan pisadas, tubos ymoldes de diversos tipos,

excrementos, etc. Las plantas perforan los

sedimentos con sus raíces, formandocanales y poros, y hasta destruyen laestratificación en ambientes palustres.

228

MARTÍN H. IRIONDO

structuras sedimentarias químicas - Se



producen por procesos químicos queienen lugar en depósitos sedimentarios yaconsolidados.

Se trata de fenómenos de precipitación odisolución que ocurren en puntos aisladoso líneas dentro de la roca. En muchos

casos ocurren verdaderos reemplazosmetasomáticos.

Las concreciones o nódulos son cuerpos

de sustancias químicas que crecen por cristalización, en el seno de sedimentos yrocas de otro origen (Fig. 14 - 8). Losnódulos más frecuentes están compuestospor carbonato de calcio. Pueden ser deformas y tamaños diversos, predominandoos cuerpos redondeados de pocos

centímetros de diámetro. Los nódulos



silíceos que crecen en calizas constituyenuna variedad denominada sílex.

Los nódulos fosfáticos, encontradosraramente, tienen a veces importanciaeconómica. Las estilolitas (Fig. 14 - 9)son líneas o fajas verticalmente estiradas

de trazo zigzagueante, que aparecen encalizas y otras rocas similares. Seoriginan por disolución localizada, que esproducida por presión. La superficie

estilolítica está marcada por un depósitodelgado de material insoluble,generalmente arcilla, que queda comoresiduo al disolverse la calcita.


ocas sedimentarias – Pettijohn, F. 1963



EUDEBA, 731 pp. Buenos Aires.

ocas silicoclásticas – Spalletti, L.

Sand and sandstone – Pettijohn, F.,Pottrer, P. y Sieve, R. 1973 –

Springer Verlag., 618 pp., New York.229

NTRODUCCIÓN A LA GEOLOGÍA230

MARTÍN H. IRIONDO15

GEOLOGÍA HISTÓRICA



Se define como Geología Histórica a larama de la Geología que se ocupa deestablecer la sucesión de los procesos

sufridos por la litosfera, desde laaparición de los núcleos continentaleshasta la actualidad. Se trata de unadisciplina de síntesis, que utiliza las

écnicas y los resultados de todas lasdemás especialidades geológicas y lascoordina,

armonizándolas. Tiene una vinculaciónparticularmente estrecha con la E stratifía

ísica y con la Paleontología.

Aplicando los principios y métodos deesas disciplinas se puede

reconstruir la historia geológica del lugar



que se desee. Esta reconstrucción serásolo aproximada, pues algunos de loshechos geológicos ocurridos en el lugar,

resultan irreconocibles, con sus rocas yformas características destruídascompletamente por eventos posteriores.El conocimiento del pasado puede

aumentarse correlacionando losresultados obtenidos en diversasocalidades de una misma región, tarea aa que se dedica la Geología Regional ,

otra especialidad muy afín a la GeologíaHistórica.

Mediante la aplicación de laPaleontología la correlación se puederealizar entre regiones lejanas y aun entredistintos continentes.



A lo largo de casi dos siglos de trabajo,se ha podido confeccionar la columna

eológica universal, donde están

registrados y descritos los principalesepisodios geológicos y biológicos de losúltimos 4.000

millones de años de la litosfera. Dichacolumna está dividida en eras geológicas

ntervalos de tiempo caracterizados por una cierta uniformidad en el tipo de

fósiles y en los procesos físicos. Las erasa su vez se dividen en períodos y asísucesivamente. Se han identificado variosciclos orogénicos, intervalosrelativamente cortos con actividadectónica intensa durante los cuales se

formaron cadenas montañosas.



STRATIGRAFIA FISICA

Considerando que etimológicamente la

Estratigrafía es el “estudio de losestratos”, puede definirse a laEstratigrafía Física como la rama de 231


a Geología dedicada a la investigaciónde las relaciones entre las rocas

sedimentarias, de su distribución espacialy del tipo de contactos que hay entre rocasuperpuestas.

Existen al respecto algunos principiosbásicos. El “Principio de Superposición”establece que cuando hay dos rocas

sedimentarias superpuestas, la de abajo



es más vieja que la de arriba (Fig. 15 -1). De esta manera, se pueden establecer as edades relativas de las rocas que se

observan en un afloramiento o que seatraviesan en una perforación.

El “Principio de Correlación” estipula

que: si en un lugar determinado existen unestrato B intercalado entre otros A y C, yen otro lugar cualquiera existen losestratos A y C, pero en lugar de B se

encuentra un estrato diferente X, la edad de X es la misma que la edad de B (Fig.15-2), es decir, B se correlaciona con X.De esta manera se pueden recostruir secuencias complejas, determinando laedad relativa de cada unidad, aun entreunidades que no están en contacto entre sí



Los estratos pueden variar lateralmente daspecto, por ejemplo de pasar del color rojo al verde o disminuir los tamaños de

os clastos y pasar de arenisca a lutita.Estos cambios laterales se denominan“cambios de facies”; en los ejemplosanteriores una facies roja fue reemplazada

por una facies verde y una facies dearenisca pasó a facies de lutita. Sedenomina facies en una roca, a cualquier aspecto de la misma que pueda utilizarsepara describirla.

iscordancias - Dos estratos sonconcordantes cuando están superpuestosmediante una línea simple desedimentación, que refleja un cambio enas condiciones de acumulación o una

breve interrupción del proceso



sedimentario. Si la sedimentación senterrumpe durante un tiempo prolongado

con erosión y otros fenómenos asociados,

se produce una discordancia. Esto quedaregistrado en la columna sedimentariacomo una línea irregular de “nosedimentación” que separa dos estratos.

Existen dos tipos de discordancia, laerosiva y la angular.

La discordancia erosiva es la más

simple. Se forma cuando en una cuencasedimentaria se interrumpe lasedimentación y sobreviene erosión,eliminándose parte del material yadepositado. Posteriormente se restablecea sedimentación, acumulándose nuevos

detritos sobre la 232



MARTÍN H. IRIONDO

superficie de erosión o discordancia (Fig15 - 3). Los estratos ubicados debajo yencima de ella son paralelos.

En la discordancia angular los estratos a



uno y otro lado de la misma forman unángulo (Fig. 15-4). La aparición de unadiscordancia angular requiere que los

estratos inferiores sean hundidos en laitosfera algunos kilómetros y plegadosposteriormente en ese ambiente de altaspresiones.

Posteriormente los estratos plegadosvuelven a superficie por erosión de lasrocas que los cubrían y son también

parcialmente erosionados.

233




Al renovarse después la sedimentación en

el lugar, se forma ladiscordancia angular. Este conjunto defenómenos geológicos demora

necesariamente decenas de millones de



años, y frecuentemente las rocas a ambosados de la discordancia angular

pertenecen a períodos

geológicos distintos. Una discordanciaangular es un fenómeno

sumamente importante en GeologíaHistórica. Las discordancias erosivas, poel contrario, reflejan episodiosconsiderablemente más modestos.

ormaciones geológicas - Son lasunidades fundamentales de la estratigrafíafísica. Una formación geológica es un

cuerpo de roca caracterizado por suhomogeneidad litológica. Es tabular en lagran mayoría de los casos y se la puedemapear. Las formaciones pueden tener



cientos y hasta miles de metros de espesoy decenas de miles de 234

MARTÍN H. IRIONDO

kilómetros cuadrados de superficie;generalmente están formadas por

numerosos estratos semejantes entre sí.Las formaciones pueden dividirse enmiembros, y asociarse en grupos cuandoson contiguas y semejantes.

Su forma, tamaño y composicióndependen de los procesos sedimentariosque acumulan sus materiales, y del tipo de

ectonismo que sufrió la cuenca durante susedimentación. Conformada a ello, seencuentran se encuentran formaciones conforma de manto, prisma, canal, lente,



abanico, etc. El contacto lateral entre dosformaciones puede ser transicional,

nterdigitado, o de otro tipo (Fig. 15-5).Los contactos superior e inferior de unaformación son generalmente netos y biendefinibles en el campo.

Pueden ser concordantes o discordantes.En ciertos casos existen contactosransicionales, variando la litología

paulatinamente a lo ancho de una ampliafaja.

PALEONTOLOGIA

Los fósiles son restos o huellas deanimales y plantas que vivieron en épocasgeológicas anteriores a la actual y se



hallan en sedimentos y rocassedimentarias. La rama de las Ciencias

aturales que se ocupa de su estudio se

denomina Paleontología.

La historia de los organismos vivos sobrea Tierra, que es fundamental en la

Geología Histórica, es explicada por lacombinación de la

Biogeografía y la Evolución.

a Biogeografía - La Biogeografíaestudia la distribución geográfica de losseres vivos y las causas a que obedece

esa distribución.

Uno de sus conceptos más importantes esel de “área”. Se denomina área a la



superficie ocupada por una especie,género o familia determinada. Existenespecies con áreas cosmopolitas, como la

mosca común y algunas gramíneas, queabarcan toda la Tierra, son continentales

as áreas que ocupan un solo continente.También has áreas regionales y locales.

Las áreas son normalmente continuas.Pueden ser discontinuas, si ocupan dos omás zonas separadas por distancias que la

especie no puede alcanzar normalmente;por ejemplo la jarilla, (Larrea divaricata)planta que crece actualmente en el oesteargentino y en el desierto de Sonora,México.

235




236



MART N H. IRIONDO

Las áreas progresivas son aquellas cuya

extensión aumenta; áreas regresivas sonas que reducen su extensiónpaulatinamente.

El lugar de la Tierra donde aparece unanueva especie es el centro de origen deesa especie. Desde allí se propaga hastaocupar su área de distribución, que está

determinada por factores climáticos,barreras geográficas, factores bióticos yambién por las condiciones intrínsecas da especie.

El clima es el factor más importante en ladistribución de las plantas.



Cada especie requiere condicionesdeterminadas de humedad,

distribución de la luz a lo largo del año, yemperaturas máxima y mínima para vivirLos animales toleran mejor a los factoresclimáticos, aunque indudablemente el

clima es fundamental en la zoogeografía.

La geografía física actúa en formafavorable en ciertos casos y ejercen el

efecto opuesto en otros. Los ríos y lascordilleras actúan como barrerasnfranqueables para ciertas especies, y

como vías de dispersión para otras, lomismo que los mares. El río Paraná sirvecomo vía de dispersión a muchas especiede plantas y peces tropicales, que por elloalcanzan hasta la latitud del río de la



Plata, mientras que es una barrera muymportante para los roedores pequeños

del género Ctenomys (tuco -

ucos). La cordillera de los Andes es otravía de dispersión para muchas especies,desde el cóndor y el guanaco hasta ciertas

avispas, pero resulta a la vez una barrerapara las especies de la costa del PacíficoLas corrientes oceánicas son importantesvías de dispersión para las especies

marinas.

Las condiciones intrínsecas de cadaespecie influyen de varias maneras. Por ejemplo, los organismos marinosprovistos de aletas u otros órganos deocomoción tienen más facilidades para

dispersarse que los que viven fijos en el



fondo. En otras especies, la producción dmillones de huevos o semillas por partede cada individuo fertilizando asegura un

buena dispersión en comparación conespecies menos prolíficas.

a evolución - La evolución de las

especies animales y vegetales consiste enmodificaciones heredables que seproducen en los individuos de unapoblación. Dichas modificaciones son de

origen genético, es decir, se producendebido a modificaciones de ciertasmoléculas del núcleo de la célula inicialde cada organismo. Cuando unamodificación de este 237




ipo aparece en un individuo cualquiera,puede ser transmitida a su descendencia.La modificación puede ser de cualquier

ipo: patas más largas en un caballo,plumas algo más oscuras en un ave, etc.Estas modificaciones moleculares delnúcleo se denominan mutaciones, y se

producen al azar.

Toda población está constituida por ndividuos algo distintos entre sí, debido

a las pequeñas diferencias genéticasexistentes. La selección natural hace quesobrevivan y se multipliquen losndividuos más aptos, dentro de un medio

ambiente determinado. Por ejemplo lasranas que se mimetizan mejor en unpantano. El conjunto de modificaciones

sucesivas dentro de una especie, a lo



argo de muchas generaciones, produce laevolución de ésta, que se ha idoadaptando cada vez más al ambiente en

que vive.

Cuando dos poblaciones de una especiequedan aisladas entre sí por alguna

barrera, comienzan a evolucionar enforma divergente,

diferenciándose cada vez más una de la

otra, hasta que después de un númerogrande de generaciones llegan a constituirdos especies diferentes.

Cada especie tiene una determinada“variabilidad genética”, que puede ser grande o pequeña. Una especie convariabilidad genética muy grande es el



perro, lo que permite la existencia de grannúmero de formas y tamaños dentro de lamisma. La “tolerancia ecológica” es la

capacidad de la especie a sobrevivir bajodistintos ambientes; esta propiedad varíaen un rango muy amplio según lasespecies, desde ciertos animales de

distribución cosmopolita hasta algunosnsectos amazónicos que solo viven en el

agua retenida por las hojas de ciertasplantas tropicales.

La extinción de las especies es unfenómeno que no tiene excepciones.

Después de un intervalo de tiempo quepuede variar desde algunos miles hastacientos de millones de años, la especiedesaparece. Se ha encontrado que



especies poco especializadas y conescasa variabilidad genética, como lasostras, son capaces de sobrevivir cientos

de millones de años, mientras que gruposmuy especializados o con altavariabilidad genética, como losammonites del Mesozoico, se extinguen

poco tiempo después de aparecer.

238

MARTÍN H. IRIONDO

ósiles guía - Existen fósiles que resultande gran utilidad en las correlaciones

estratigráficas. Son los llamados fósilesuía, especies que tuvieron áreas de

distribución cosmopolita o continental yque



desaparecieron completamente pocoiempo después. Se encuentran, por loanto, ampliamente distribuidos en rocas

de una misma edad y faltan en todas lasdemás. Mientras más corta haya sido lavida de la especie y más amplia su áreade dispersión, mayor es su valor como

fósil guía.

Existen otras especies de animales cuyaolerancia ecológica es muy pequeña y

han sobrevivido largo tiempo. Fósiles deesas especies son buenos indicadoresambientales; como los corales, que soloexisten en aguas marinas ecuatorialesímpidas y de escasa profundidad. La

presencia de corales fósiles en una rocasedimentaria permite deducir que fue

sedimentada en condiciones semejantes.



HISTORIA GEOLOGICA DE LATIERRA

l Origen - La Tierra se formó hace4.600 - 4.700 millones de años, cuandouna nube de gases y polvo se contrajo yoriginó el Sistema Solar en unos pocos

millones de años. La Tierra adquirió suforma y su masa actual durante eseepisodio.

Comenzó entonces el Eon Hadeano,durante el cual sobrevino el

calentamiento general del planeta,

provocado por la acreción gravitatoria ypor la desintegración radiactiva de ciertoelementos. Toda la masa sólida se fundióy se produjo la diferenciación química



fundamental, apareciendo un núcleo dehierro y níquel, en gran parte fluido, y unmanto suprayacente fundamentalmente

sólido compuesto por silicatos y óxidos.Durante este eón la superficie de la Tierrasufrió frecuentes impactos de meteoritos yasteroides de todo tamaño, de manera que

el paisaje se asemejaba bastante al de laLuna. La Tierra seguía en un estadioformativo, sujeta directamente anfluencias externas de acreción.

También existía una actividad volcánicamucho más intensa que en la actualidad.Los gases segregados por ese vulcanismogeneralizado forrmaron una atmósfera deamoníaco, metano y vapor de agua.

as Eras más antiguas - Solo existen



datos escasos y fragmentarios de lasprimeras épocas de la historia terrestre,pues sus rocas han sufrido metamorfismo

una o más veces y también episodiosectónicos, que 239


provocaron la desaparición de losvestigios de vida y de las estructurassedimentarias. Este intervalo abarca la

mayor parte de la historia geológica; se loha dividido en dos eones: el Arqueozoicoy el Proterozoico.

l Eon Arqueozoico – Haceaproximadamente 4.000 millones de añosfinalizó el Eón Hadeano, formativo, ynuestro planeta comenzó a



evolucionar como un sistema más cerradoy autónomo. Comenzó el

Eón Arqueozoico, que abarca desde lasolidificación general de la cortezaerrestre hasta 2.500 millones de años

antes del presente. Hay indicios que la

itosfera ya se comportaba como unconjunto de placas rígidas. Elacontecimiento más primitivo, que formócorteza continental en la superficie de la

Tierra ocurrió hace 3.800 millones deaños. La atmósfera era muy distinta que laactual, pues no tenía oxígeno libre; estabacompuesta por amoníaco, metano y vaporde agua.

El agua, por el contrario, ya estabapresente y actuaba como agente geológico



como en la actualidad. El océano aparecial principio del Arqueozoico; era máspequeño y tenía una salinidad mucho

menor que la actual. La vida comenzó enese océano, muy probablemente duranteun solo evento, y colonizó el mar en formrápida, hace 3900 millones de años. Se

rataba de organismos sumamenteprimitivos, tan primitivos que algunoscientíficos los denominan “replicadorespre-bióticos”. Se cree que prosperabancerca de volcanes submarinos, en altasemperaturas.

La Tierra giraba más rápido alrededor deSol. Cada año estaba formado por 450días de 18 ó 19 horas. La Luna girabaambién algo más rápido que en la

actualidad y estaba más cerca de la Tierra



que ahora. Al formarse el océano, laatracción lunar produjo mareas fuertesque, entre otros efectos, comenzaron a

frenar el impulso giratorio de la Tierra.

La corteza continental se fue formandomediante un mecanismo de

segregación química de la astenosfera yde la corteza oceánica. En ese primer episodio se habría formado entre el 5 y el

10% de la masa continental actual. Laradiación ultravioleta del Sol cambió la

composición de la atmósfera, que quedó

formada por nitrógeno, bióxido decarbono y vapor de agua.

Aunque las condiciones ambientales en



que vivían los organismos

primitivos eran muy distintas que las

actuales, los mecanismos de la evolucióneran los mismos. Su actividad vital erasostenida por procesos 240

MARTÍN H. IRIONDO

de fermentación y respiración de gasessulfurosos. Uno de los desechos de su

actividad vital era el oxígeno libre.Organismos de ese tipo se encuentran hoyen día, como relictos, viviendo alrededorde los volcanes de las cordilleras

oceánicas.

Más adelante apareció en ciertasbacterias anaeróbicas un nuevo



proceso vital, que tuvo importanciarascendente en el desarrollo ulterior deos organismos: la fotosíntesis. El

oxígeno molecular liberado por lafotosíntesis se fue acumulando en laatmósfera y cambiando

paulatinamente su composición. Una deas consecuencias de este cambio fue la

formación de una capa de ozono en la altaatmósfera.

El Eón Arqueozoico está caracterizadopor esquistos verdes

greenstones) y faltan rocas carbonáticassedimentos maduros. Es decir que lacorteza oceánica dominaba ampliamenteen los procesos



geológicos. Este eón culminó con unmportante episodio de acreción de

corteza continental, con formación de

extensas masas graníticas, entre 2.900 y2.600 millones de años antes del presenteCon esto, la corteza continentalprobablemente alcanzó al 50 o 60% del

volumen actual.

l Eón Proterozoico - Se desarrolló entre2.500 y los 560 millones de años antes

del presente. Está caracterizado por unaumento paulatino del oxígeno en laatmósfera, que ya se transformó enabundante hace 2.000 Ma., cuando ocurrióa sedimentación de grandes volúmenes

de óxidos de hierro interestratificados cosílice; que constituyen la mayor reserva

mundial de ese metal. La capa de ozono



de la alta atmósfera, ya bien desarrolladafiltra desde entonces la radiaciónultravioleta del Sol, nociva para los

organismos superiores.

Alrededor de los 1.500 Ma. aparecieronos primeros organismos

unicelulares con núcleo, mejor adaptadosal ambiente aeróbico que las bacterias y500 millones de años más tarde la

reprodución sexual. Esto produjo unarápida diversificación de los organismosen los 400 millones de años siguientes,con desarrollo de formas de vidapluricelulares macroscópicas, algunas deas cuales son los antecesores de animale

y plantas modernos.



Ciertas especies de algas y animalesdesarrollaron partes duras.

La evolución geológica del Proterozoicocontinuó con episodios de acreción de lacorteza continental, tres de los cualesocurrieron hace 241


1.900 - 1.700 Ma., 1.100 - 900 Ma., y 600

Ma. Las rocas más comunes de este eónson las filitas. Se produjo en esta época eciclo orogénico Hurónico, el más antiguoreconocible. Los procesos geológicos ya

eran semejantes a los actuales,especialmente la meteorización y erosiónde montañas, y la sedimentación engrandes cuencas continentales.



Alrededor de 70 Ma antes del presente seprodujo una extensa glaciación.

El Eon Proterozoico está separada delArqueozoico y del eón actualFanerozioco) por sendas discordancias

angulares. Se divide en tres Eras:

Paleoproterozioca (2500/1600 Ma.),Mesoproterozoica (1600/1000 Ma.) y

eoproterozoica (1000/560 Ma). Duranteel Neoproterozoico, alrededor de 650 Ma

antes del presente, el año terrestre tenía400 días de casi 22

horas cada uno y 13,1 meses lunares.

Las rocas arqueozoicas y proterozoicas seagrupan bajo el término genérico de

recámbico; constituyen los núcleos de



os actuales continentes, y se losdenomina escudos o cratones. Estánconstituidos por rocas metamórficas y son

ectónicamente muy estables.

CUADRO ESTRATIGRAFICOGENERAL

ERA

PERIODO

CICLOS OROGENICOS AÑOSmillones)

Cuaternario

Cenozioca

Terciario



Andino

2

Crestácico

65

Mesozoica

Jurásico

130

Triásico

190

Pérmico



Hercínico

220

Carbonífero

275

Devónico

340

Paleozoica

Silurico

Caledónico

390



Ordovícico

430

Cámbrico

500

Proterozoica

Hurónico

560

Arqueozoica

2.500

4.600



242

MARTÍN H. IRIONDO

l Eón Fanerozoico - Las erasPaleozoica, Mesozoica y Cenozoica,desarrolladas durante los últimos 560

millones de años, forman el EónFanerozoico, de 560 millones de años deduración hasta ahora. Están representadaspor una gran cantidad de formaciones

geológicas bien conservadas, muchas deellas portadoras de fósiles animales yvegetales.

Esto ha permitido un conocimiento muchomás preciso de los

acontecimientos ocurridos en ellas. El



estudio de los fósiles ha permitidoestablecer una serie de olas de extinciónde faunas y floras, seguidas por aparición

de nuevos grupos biológicos que seexpandieron por los territoriosdesocupados. Estos cambios generales dea fauna han sido precisamente la base

utilizada para dividir el tiempo geológicoen eras y períodos.

La Era Paleozoica está compuesta por lo

períodos Cámbrico, Ordovícico, SilúricoDevónico, Carbonífero y Pérmico. Tuvouna

duración de 340 millones de años. Acomienzos del Cámbrico, o poco tiempoantes, surgió una rica fauna marina degusanos y otros animales con esqueleto



duro, diversificándose los distintosgrupos al adaptarse a diversos ambientesAlgunos de ellos tuvieron especies de

gran difusión y vida corta, como losrilobites y los graptolites, excelentes

fósiles guía del Paleozoico inferior.

Durante el Período Cámbrico se producea “gran explosión” de la vida. Simples

formas animales fueron suplantadas por una gran variedad de especies, géneros y

familias de anatomía compleja, muchos dellos provistos de conchas. La grandiversificación se produjo probablementepor razones ecológicas. Los organismosse volvieron más eficientes, dentro derangos ambientales (“nichos ecológicos”)más especializados, que requieren de

otros nichos ecológicos que los soporten,



y así sucesivamente.

Esto provocó una notable aceleración en

a evolución de las plantas y animales. Laaparición y extinción de especies seaceleraron

notablemente. Las algas planctónicasconstituyen un ejemplo de esto: Durante eEón Arqueozoico estuvieronrepresentadas por 5 ó 6 especies con 800

millones de años de longevidad. En elProterozoico superior ya existían entre 30y 40 especies con longevidades dealrededor de 100

Ma. Desde el Período Cámbrico las algasde este tipo son mucho más numerosas,pero persisten por solo 5 a 6 Ma. Por otro



ado, la

espcialización y mayor eficiencia de las

nuevas formas de vida las hizo 243


más dependientes entre sí y máspropensas a sufrir extinciones masivas alocurrir catástrofes naturales.

Posiblemente los hongos y las plantasnferiores colonizaron la tierra emergidadurante el Cámbrico. En el Silúricoaparecieron las primeras plantas

definidamente terrestres, dispersándosedesde los pantanos hacia áreas más secasEste avance fue seguido por los animalesque se alimentaban de ellas, artrópodos y



gusanos. En el período siguiente, elDevónico, aparecieron los tetrápodos,depredadores que se alimentaban de los

comedores de vegetales.

Durante el Devónico, la aparición de lasplantas superiores tuvo efectos

mportantes en varios procesosgeológicos continentales. Se formaronbosques verdaderos, con plantas de raíceprofundas, que promovieron la

meteorización química de las rocas ysedimentos superficiales, con mayor nfiltración de agua de lluvia y

neoformación de arcillas. Sedesarrollaron los primeros suelos.Aumentó en gran medida el proceso dedisolución en los minerales y la

ncorporación de esos solutos en los ríos.



Una actividad generalizada decrecimiento vegetal y disolución en formade bicarbonato en los continentes extrajo

gran parte del anhidrido carbónico de laatmósfera, disminuyendoconsiderablemente el efecto invernadero bajando la temperatura media de la

superficie de la Tierra.

Este proceso tuvo lugar a lo largo de todoel Devónico y el Carbonífero.

Los primeros peces aparecieron en elCámbrico tardío, diversificándosenotablemente en el Devónico.Aparecieron en tierra anfibios de granamaño, herbívoros y carnívoros, en elPaleozoico inferior. A partir de una líneaevolutiva de anfibios primitivos surgieron



os reptiles, que se independizaron delagua al desarrollar un huevo que maduraen tierra.

Los reptiles compitieron desde entoncescon los grandes anfibios, impo-niéndosepaulatinamente hasta que éstos se

extinguieron a fines del Triásico.

Alrededor del límite entre el Devónico yel Carbonífero la rotación de la Tierra

alcanzó las 24 horas y un año de 365 díasos meses lunares llegaron a valores

similares a los actuales.

En el Devónico aparecieron los primerosbosques de helechos y plantas semejantesque tuvieron gran expansión durante elCarbonífero,



244

MARTÍN H. IRIONDO

originando los mayores depósitos de hulladel mundo. En el Carbonífero huboambién gran variedad de insectos. A

mediados o fines del

Paleozoico el océano adquirió su volumeactual, anteriormente era más reducido.

Durante el Proterozoico y el Paleozoiconferior toda la corteza continental estaba

reunida en un solo bloque, llamado

Pangea. En el Carbonífero fue fracturadopor suturas de expansión y dividido endos grandes continentes: Gondwana, quecomprendía América del Sur, Antártida,



Africa, Australia y la India; y Laurasia,que comprendía Eurasia y América del

orte. Al separarse, sus floras y faunas

comenzaron a evolucionar en formadivergente, y lo hicieron durante cientosde millones de años.

El final de la Era paleozoica está marcadpor la desaparición de numerosas formasde vida; se trata de la extinción masivamás importante del registro geológico.

Esta crisis ambiental fue provocada por grandes erupciones basálticas en Siberia,ambién las mayores registradas en el Eón

Fanerozoico. Las erupciones liberarongrandes cantidades de metano a laatmósfera, provocando una serie dereacciones químicas venenosas en la

atmósfera y en el océano. Probablemente



el océano se volvió anóxico (sin oxígenoibre) durante un tiempo. Sobrevivieron

selectivamente los organismos tolerantesa esas condiciones,

especialmentelos resistentes a altas

concentraciones de CO2.

La Era Mesozoica.de 155 millones deaños de duración, está dividida en los

períodos Tríasico, Jurásico y Cretácico.El acontecimiento geológico másmportante de esta era es el nacimiento y

desarrollo del océano Atlántico, que

comenzó en el Jurásico medio. En elCretácico inferior Sudamérica comenzó asepararse de Africa, 45 millones de añosmás tarde el Atlántico sur ya estaba



desarrollado y el proceso de fracturaciónprofunda había depositado enormesvolúmenes de basalto en la cuenca del

Paraná.

En los continentes dominaron los reptilesy las coníferas. Entre los reptiles de esta

era sobresalen los terápsidos y losdinosaurios, de los que existieronnumerosas especies. De un grupo deerápsidos

depredadores surgieron los mamíferos, yde un grupo de dinosaurios muyespecializados las aves.

245




En el mar vivieron en esta era losammonites (Fig. 15 - 6), cefalópodos deconcha enrollada. Aparecieron numerosas

especies y géneros con gran distribuciónareal, que perduraban corto tiempo y seextinguían, siendo reemplazadas por nuevas especies de vida también efímera.

Resultan por ello inmejorables fósilesguía.

En el Cretácico medio se produjo la

surgencia de una enorme masa de rocasemi-fundida desde la base del mantohasta cerca de la superficie, en el Pacíficocentral. La dilatación de la costrasuperficial hizo levantar el fondo delocéano más de 1 kilómetro, provocandoun ascenso del nivel del mar de unos 200

metros y las consecuentes ingresiones



marinas en todos los continentes.

A fines del Cretácico aparecieron las

plantas con flores perfeccionadasangiospermas), que dominaronrápidamente el medio terrestre debido aque su mecanismo de reproducción y

velocidad de crecimiento son

superiores a los de las coníferas.

El final del Mesozoico está marcado por a extinción en masa de la mayor parte dea vida sobre la Tierra, incluyendo a los

dinosaurios y a los ammonites. Se estima

que el 75% de las especies animales yvegetales desapareció en un períodoextremadamente corto. Los grandesanimales terrestres y la fauna de los mare



emplados desaparecieron casi por completo. No ocurrió lo mismo con losnvertebrados de agua dulce.

Existen indicios de que esta catástrofe fueprovocada por el choque de un asteroideo un cometa con la Tierra, que provocó

graves alteraciones y contaminación de laatmósfera y del océano durante algunosaños.

La Era Cenozoica comenzó hace 65millones de años y aun no ha finalizado.Está dividida en dos períodos: Terciarioy Cuaternario. Está caracterizada por granactividad tectónica y cambios climáticos

pronunciados.



Los mamíferos dominaron los continentesYa existían desde el

Mesozoico; eran entonces formaspequeñas y muy activas. Al desaparecer os grandes reptiles, ocuparon los nichos

ecológicos vacantes; surgieron numerosas

formas con un coeficiente de extinciónbastante elevado. Las aves invadieron laTierra, lo mismo que las angiospermas,que

246

MARTÍN H. IRIONDO

actualmente suman 250.000 especies.Hace 10 millones de años la India chocócon el Asia y quedó soldada a ella.



En el Terciario superior (Mioceno) seformó el casquete de hielo de laAntártida, que al derretirse en su periferia

ibera el mar agua muy fría.

Dicha agua es más densa que las aguasempladas, hundiéndose y

ocupando las capas profundas del océanoDesde entonces, gran parte de la masaoceánica se mantiene a una temperatura d

4°C, lo que significó un cambiofundamental en la vida marina. En elímite entre el Terciario y el Cuaternario,

el levantamiento de América Centralconectó

Sudamérica con Norteamérica,modificando probablemente la circulació



de las corrientes oceánicas. La fauna delhemisferio norte invadió Sudamérica,reemplazando parcialmente a las especies

autóctonas.

El período Cuaternario está caracterizadopor grandes cambios

climáticos, que en algunas regiones de laTierra provocaron la aparición decasquetes de hielo, como en el Atlántico

orte y la Patagonia, fenómenosconocidos con el nombre de glaciaciones

En el resto del territorio argentinoalternaron climas secos y húmedos, lomismo que en la zona tropical deSudamérica. Como resultado de laacumulación de hielo en los casquetes, elnivel del mar descendió más de 100



metros en los períodos de máximoenfriamiento.

El acontecimiento biológico másmportante del Cuaternario es laevolución del hombre, especieperteneciente a la rama de los primates.

Los primates aparecieron en el Cretácicoy se diversificaron a lo largo de todo elTerciario. Los últimos 10.000 años de la

historia de la Tierra corresponden alPresente u Holoceno, caracterizado por laocupación de casi todo el planeta por parte de la especie humana.


volución – Schv[orbel, W. 1986 – BCS



1986 – 276 pp., Barcelona.

247


248

MARTÍN H. IRIONDO

ANALOGIA

Al estudiar la historia de la Tierra, resultsumamente difícil concebir períodos deiempo tan grandes como los que se

manejan aquí, aun para geólogos yaniciados y mentalmente adaptados. Paracaptar realmente las proporciones deldevenir geológico resulta útil reducir



proporcionalmente la historia de la Tierraa un año. Resulta entonces: 1 de enero -Se forma el Sistema Solar y la Tierra.

6 de marzo - Se forman las rocas másantiguas conocidas.

4 de mayo - Aparece la fotosíntesis.

22 de julio - Se desarrolla la atmósfera doxígeno.

7 de noviembre - Comienza la EraPaleozoica.

16 de noviembre - Aparecen los peces.

27 de noviembre - Aparecen las primerasplantas terrestres.



13 de diciembre - Comienza la EraMesozoica.

15 de diciembre - Aparecen los primerosmamíferos.

18 de diciembre - Se desarrollan las

primeras aves.

26 de diciembre - Se extinguen losdinosaurios y comienza la Era Cenozoica

30 de diciembre - Surgen los simiosantropoides.

31 de diciembre - 22 h 29’ - Una especiehumana aprende el uso del fuego.

23 h 55’ 45” - Aparece el hombre

moderno.



23 h 58’ 52” - Comienza el Holoceno.

23 h 59’ 57” - Descubrimiento de

América.

24 h - Cibernética. Viajes especiales.Bomba atómica.

ESQUEMA GEOGRAFICO ACTUAL

La distribución actual de continentes y

océano y de los seres que los habitan,conocida por todos, es el resultado de laarga cadena de procesos y

modificaciones sufridos durante los

iempos geológicos. Gondwana fuedesmembrado y dispersado ampliamente,más que Laurasia. Algunos de susfragmentos, como India y Africa, vuelven



a adosarse ahora al continente mayor.

Las faunas y floras actuales reflejan

fielmente los acomodamientos geológicosmayores. En Eurasia y América del Norteexisten las mismas familias y géneros deanimales y plantas, o muy semejantes.

Constituyen 249


el “reino holártico”. Los fragmentos deGodwana son biológicamente semejantesentre sí y se diferencianconsiderablemente del ambiente holártico

en Sudamérica se ha desarrollado el“reino neotropical” en Africa el“paleotropical”, que comprende también a India, y en Australia el “reino



australiano”. En las zonas de contactocomo América Central y Africa del nortese han desarrollado zonas de transición.

250

MARTÍN H. IRIONDO

16

Geomorfología

ASPECTOS BÁSICOS

Definición:

La Geomorfología es la ciencia queestudia las formas de la Tierra y losprocesos que influyen sobre ellas y las

modifican.



Conceptos fundamentales:

Uniformismo:

Es el principio fundamental de todaciencia geológica, expresa que losmismos procesos y leyes físicas, química

y biológicas que se observan en laactualidad funcionaron a lo largo de todaa historia geológica anterior, si bien no

necesariamente con la misma intensidad n

en el mismo contexto que hoy en día.

Cuando existía el gran continente dePangea, con todas las tierras emergidas

reunidas, probablemente en su interior reinaron condiciones de continentalidadque no se presentan en la actualidad enninguna región de la Tierra, pero las leye



físicas que gobernaron la meteorización ya erosión de esos ambientes son las

mismas que actúan hoy en día. Lo mismo

puede decirse de los períodos glaciales:a distribución climática durante esasépocas fue distinta a la actual y lantensidad de los procesos glaciales

mucho mayor, pero un glaciar patagónicodel Plestoceno funcionaba de acuerdo aas mismas leyes que un glaciar actual dea Antártida.

Estructura geológica:

El substrato geológico es un factor principal en la evolución de las formasdel relieve. En muchos casos es el factor dominante casi exclusivo, como en lascordilleras y en todas las regiones donde



ha habido procesos 251


endógenos recientes (vulcanismo,fallamiento, etc.); en áreas donde lameteorización y la erosión actuaron

durante un tiempo largo, la estructurageológica se reflejan en las formas delerreno en forma directa.

Clima:

Los factores climáticos, especialmente laprecipitación y la

emperatura, tienen una influenciafundamental sobre los procesosgeomorfológicos. Cada tipo climático

iende a formar un conjunto de formas



características.

Una vez que un clima determinado se

establece en una región,

comienza a influir sobre las formas delerreno que ha heredado. Cada tipo de

clima está caracterizado por un conjuntode factores que lo distinguen de los otrosclimas; la temperatura y la precipitaciónson los principales. Además, existen otro

que directa o indirectamente dependen deaquellos, tales como la vegetación,régimen de vientos, humedad del aire,nieblas, heladas, estacionalidad,microorganismos y algunos más.

Con el tiempo suficiente, cada climadesarrolla un conjunto de geoformas que



o identifican, mediante un complejo deprocesos de meteorización, erosión ysedimentación. Los casos principales son

os siguientes:

# Clima templado húmedo – Predominaa acción fluvial sobre el paisaje. Tiene

diferencias marcadas entre estaciones, elaño se divide en verano/invierno y mesesde lluvia/meses de sequía, aunque en elbalance anual hay exceso de

precipitaciones sobre la evaporación.Desarrolla cobertura vegetal densa, debosques y gramíneas y abundan losarroyos y pantanos. Los vientos sonmoderados. Con el tiempo forma unpaisaje de colinas y valles en V (Fig. 16-1). El sur de Entre Ríos tiene un paisaje

de este tipo.



# Clima desértico – Predominan losprocesos eólicos y la

meteorización física. Está caracterizadopor falta de lluvias durante todo el año.Los vientos son fuertes y frecuentes,arrastran gran cantidad de arena y polvo.

Falta la cobertura vegetal continua, lasplantas son principalmente arbustosdispersos. Las diferencias de temperaturaentre el día y la noche pueden ser de más

de 40 grados, lo que acelera lameteorización física . La escasa humedadatmosférica se condensa por la noche engrietas y superficies rocosas, produciendoalteraciones que favorecen a lameteorización física. Las lluvias sonesporádicas y suelen ser muy fuertes,

provocando inundaciones, llenando



cauces efímeros y lagunas temporarias.Produce un sistema de geoformas dealudes

252

MARTÍN H. IRIONDO

verticales y cimas chatas, como mesas,hongos y cuerpos similares. Esto se debea la meteorización concentrada en la base

de los mismos, junto con la erosión eólicaproducida por abrasión con la arena queransporta el viento. En las parte bajas de

paisaje se acumulan campos de dunas

Fig. 16-2). Un ejemplo de este paisaje seencuentra en Ischigualasto y Talampaya,en el límite entre San Juan y La Rioja.



# Clima glacial – Predomina la acción dehielo sobre el paisaje.

Existe una intensa meteorización física deas rocas provocada por las diferenciasde temperatura entre el día y la noche,principalmente debido al mecanismo de

congelamiento/descongelamiento engrietas y diaclasas.

Los taludes suelen estar cubiertos de

escombros de ladera transportados por lagravedad, con inclinaciones de 30 a 40grados. La erosión produce

“circos” en las cumbres de las montañas.Los valles están ocupados por glaciares,que son verdaderos ríos de hielo queexcava perfiles



ransversales con forma de U (Fig. 16-3).Aparecen depósitos muy gruesos conforma de terraplén (morenas) cruzando lo

valles. La Cordillera en Mendoza es uncaso típico.

# Clima tropical húmedo – Está

dominado por altas temperaturas y excesode humedad durante todo el año. Sedesarrolla vegetación natural de selva, loque produce meteorización química

generalizada en el suelo y fragmentaciónde las rocas por crecimiento de raíces. Laemperatura media anual es superior a los

20 grados centígrados, lo que produce ladisolución y movilización generalizadadel hierro de los minerales, resultando enel típico color rojo del terreno. Los

complejos procesos dinámicos forman



paisajes de colinas redondeadasdenominadas “medias naranjas” (Fig. 16-4). Estos paisajes son típicos del sudeste

de Brasil; en la Argentina se los encuentraen Misiones, aunque incipientementedesarrollados.

253




Fig. 16-3

254



MARTÍN H. IRIONDO

dentificación de los procesos

geomorfológicos:Cada proceso geomorfológico estádeterminado por una serie de



factores climáticos y geológicos ydesarrolla su propio conjuntocaracterístico de forma de relieve. De

manera que mediante el estudio de lasformas pueden inferirse los procesosactuales o pasados en una regióndeterminada.

Persistencia de las formas heredadas:

La mayor parte de la superficie de la

Tierra está constituida por formasdesarrolladas durante el Cuaternario. Eneste punto es frecuente observar dos tiposde errores; el primero de ellos, frecuenteen regiones de rocas antiguas, consiste enatribuir edades demasiado largas a lasformas del terreno (superficiesmesozoicas, etc.). El segundo tipo de



error se comete cuando se trata deexplicar el origen de todas las formas delerreno a través de los procesos

climáticos actuales, pues es bien conocidque ocurrieron cambios climáticosnotables durante el último millón de añosparticularmente las glaciaciones en las

altas latitudes de los dos Hemisferios.

En América del Sur los climas que sesucedieron durante el

Cuaternario (aproximadamente losúltimos 2.000.000 de años) han

ncluido considerablemente en laelaboración del paisaje actual, 255




principalmente en las zonas de llanuras ymacizos, bastante menos en la regióncordillerana occidental.

GEOMORFOLOGÍA DEESTRUCTURAS DE FRACTURAS

Las fallas suelen presentar expresionesopográficas conspicuas, sobre todocuando se trata de fallas de alto ángulo,porque elevan, descienden o inclinan

bloques, trituran fajas de terreno, etc.dando origen a una serie de formaserosivas y sedimentarias particulares.Entre ellas se pueden citar las escarpas.

Escarpas asociadas con fallas.

Entre las escarpas asociadas con fallas se



pueden distinguir dos tipos.

El primero, las escarpas de falla,

comprende a las escarpas producidasdirectamente por el fallamiento; estasformas pueden ser parcialmente erodadaso retroceder paralelamente a una línea,

alejándose de la falla que las produjo odesdibujando su trazado original. Elsegundo tipo está constituido por escarpade líneas de falla, y se produce

originariamente por erosión diferencial enos dos lados de una falla, cuando hay

rocas de resistencia distinta en los dosados de la línea; de esta manera el

bloque elevado puede tener una expresiónopográfica negativa y

viceversa. En general, la presencia de una



escarpa de línea de falla significa unahistoria geomorfológica más complicada.

Pilares y fosas tectónicas.

En ciertas zonas de la corteza terrestre,fallas verticales o subverticales producen

a elevación y el hundimiento de bloques.Los bloques

ascendidos reciben el nombre de pilares

ectónicos y los bloques descendidos elde fosas tectónicas. Están limitados entresí por líneas de falla o líneas de escarpade fallas, con formas erosivas y

afloramiento de rocas antiguas en lospilares y rellenos sedimentarios, a vecesde cientos de metros de espesor, en lasfosas tectónicas. Las formas asociadas



muchas veces dependen del clima de laregión. Por lo general, las fosasconstituyen reservorios importantes de

agua subterránea, mientras que los pilaresienen un almacenamiento escaso o nulo.

256

MARTÍN H. IRIONDO

Basculamiento.

Otro tipo de estructura tectónica conexpresión morfológica particular es elbasculamiento, fenómeno mediante el cua

os bloques sufren elevación en uno de suextremos y hundimiento en el otro. Esteipo de estructuras produce cuencas y

valles asimétricos, con el colector



principal corriendo longitudinal máscerca del borde hundido y afluentes másargos en la margen que corresponde al

borde levantado. El arroyo Feliciano, enel norte de Entre Ríos, es un ejemplo deesta morfología.

GEOMORFOLOGÍA DEESTRUCTURAS PLEGADAS.

Domos y cuencas.

Los domos y las cuencas constituyen elsubstrato de extensas regiones de lacorteza terrestre. Se define como domo

una estructura plegada positiva decontornos aproximadamenteequidimensionales, y se define comocuenca a un área que ha sufrido un



hundimiento relativo. Tanto domos comocuencas pueden ser de grandesdimensiones, abarcando

decenas de miles de kilómetroscuadrados. La expresión topográfica de udomo depende de la litología de las rocas

que lo constituyen, pero comocaracterística principal se puede señalar el avenamiento centrífugo y la presenciade crestas concéntricas cuando la

estructura está compuesta por rocassedimentarias. Si el núcleo del domo haquedado al descubierto por la erosión yestá constituido por rocas débiles, ocurreuna inversión de la topografía,apareciendo el núcleo como un bajoopográfico.



Evolución geomorfológica de lasregiones plegadas.

En contraste con las regiones dominadaspor estructuras de fracturas, de rasgossimples y regulares, las áreas plegadasgeneralmente

cordilleras) muestran una complejidadmuy grande. Corresponden casi siempre afajas cuyos sedimentos fueron hundidos,

sometidos a

plegamientos complejos y finalmenteascendidos sufriendo grados

variables de erosión. El fallamientogeneralmente es complejo, perosubordinado al plegamiento y no



dominante en la morfología.

El principal factor de origen exógeno en

este tipo de regiones es la erosióndiferencial de las distintas rocas. Enefecto, la erosión de las rocas plegadasacompaña al levantamiento de la montaña

y va

produciendo distintos grados de erosiónen los diferentes tipos de rocas.

En general las areniscas son másresistentes que las lutitas; los otros 257


ipos de rocas presentan comportamientosntermedios, o bien dicho comportamiento

está más ligado al clima de la región,



como en el caso de las calizas y capas deyeso.

La erosión diferencial de las capasresistentes y débiles hace que lamorfología muestre las posiciones yformas de los pliegues. El

buzamiento de los anticlinales ysinclinales origina el diseño en zigzag deas crestas. Los ríos corren por valles

ongitudinales, con redes de drenajeparalelas. Tres tipos de morfología sonos más representativos: a) Valles

sinclinales asociados a crestasanticlinales. En este caso el relieveobedece a la estructura tectónica yreproduce sus formas.



b) Valles anticlinales asociados a crestassinclinales. Se trata de una morfologíabastante frecuente, que se origina en la

erosión diferencial de las rocas másviejas que afloran en los núcleos de losanticlinales, provocando una inversión dea topografía.

c) Valles y crestas homoclinales.Aparecen en los flancos de los pliegues,con los estratos buzando todos en el

mismo sentido.

LOS PEDIMENTOS O EXPLANADAS

Se denominan pedimentos o explanadas aas superficies de erosión inclinadas, con

pendientes de pocos grados y cubiertassedimentarias delgadas y discontinuas,



que suelen cubrir extensionesconsiderables en algunas regiones, comopor ejemplo los Andes mendocinos.

Características generales.

Los pedimientos cortan generalmente

rocas sedimentarias, limitan hacia arribacon el talud montañoso en forma neta enos relieves grandes, a veces penetran enos valles de erosión que bajan de la

montaña en forma de pequeños alvéoloslamados “rinconadas”, otras veces

penetran más profundamente en los vallesEn relieves bajos y con substrato de rocashomogéneas el pedimento pasa enransición al talud de la montaña, sin unímite preciso entre ambos.



La pendiente general de la explanada esmuy débilmente cóncava,

con valores de 7 a 8 % en la partesuperior que disminuye 2 o 3 % en el pie.Debido a que suelen tener hasta 20 o máskilómetros de largo, normalmente es

difícil percibir la concavidad encampaña. Hacia abajo las explanadasimitan en contacto transicional con

valles, playas o salinas.

258

MARTÍN H. IRIONDO

Cobertura y procesos erosivos.

Las explanadas suelen estar cubiertas por

un manto aluvial de material muy poco



seleccionado, de algunos decímetros deespesor, estos materiales provienen delsustrato local y del talud montañoso de

arriba.

El manto aluvial suele ser discontinuo,dejando áreas descubiertas de la

superficie erosiva.

La mayor parte de los pedimentos oexplanadas se encuentra ahora disecada

por erosión lineal, resultado decondiciones climáticas diferentes.

En algunos casos, como en las cercanías

de la ciudad de Mendoza, una explanadaantigua ha sido disecada por otraexplanada más joven



desarrollada a un nivel inferior.

Origen.

Existen dos teorías que postulanambientes diferentes para la génesis deas explanadas. Una de ellas sostiene que

estas superficies erosivas se originaron econdiciones periglaciales,fundamentalmente debido a mecanismosde disgregación de las rocas por

congelamiento intermitente.

La otra teoría postula un ambiente árido osemiárido cálido, con precipitaciones

esporádicas muy fuertes, que provocan laaparición de riachuelos anastomosadosefímeros, que no se profundizan y despuéde un corto recorrido terminan en un



pequeño cono aluvial aplanado queredistribuye el agua y alimenta nuevoscursos.

Bajos.

Los bajos son depresiones cerradas que

se originan en los desiertos por acción dea erosión, remoción en masa y acción deaguas corrientes u oleaje de los cuerposde agua que esporádicamente se

establecen en ellos después de las lluviasEn la Patagonia extraandina son frecuenteos bajos de todas dimensiones, se

desarrollan sobre sedimentos

continentales y marinos de distintasedades (pelitas, areniscas, tobas) que seencuentran en posición prácticamente



horizontal o con muy suave inclinación.En la provincia de Santa Cruz seencuentran desarrollados sobre

pedimentos, terrazas y lechos de valles; eperímetro máximo de estas depresionespresenta una forma circular a elíptica ena mayoría de los casos. En algunas

oportunidades, cuando se produce lantegración de dos o más bajos vecinos

por efecto de la erosión retrocedente, laforma llega a ser substancialmenterregular.

259


Las dimensiones de los bajos en esaregión pueden ser muy variadas, pero



omadas en conjunto, más del 70 % de losmismos tienen entre algunas decenas demetros y cinco kilómetros de diámetro,

con

profundidades que oscilan entre uno y tremetros, y pendientes

generalmente de dos grados o menos.

Una pronunciada variación en las

dimensiones, y sobre todo en laspendientes, se presenta en el 30 %restante de los casos. El diámetrocomúnmente supera el kilómetro,

resultando frecuentes los valorescomprendidos entre 3 y 15 kilómetros. Laprofundidad alcanza al extremo de 157metros, aunque comúnmente oscila entre



10 y 50 metros. Las pendientes, a su vez,superan en la mayor parte del perímetroos 10º, y particularmente aquellos más

profundos pueden alcanzar localmente los30º o más.

EL KARST

Se denomina karst al paisaje dominadopor la disolución de calizas mediante elagua proveniente de la atmósfera. A

diferencia de lo que ocurre normalmenteen otros tipos de paisaje, el proceso demodelación dominante en el karst es deipo químico.

El agua de lluvia disuelve la calcita de lacalizas, transportándola en forma debicarbonato hacia los acuíferos



subterráneos y hacia las redes fluviales.Bajo climas húmedos y preferentementecálidos este efecto es importante, ya que

el agua de lluvia levemente ácida es unsolvente muy eficiente. El proceso dedisolución avanza a lo largo de grietas ydiaclasas, ensanchándolas

considerablemente y restando agua a laescorrentía superficial.

La disolución es mayor en ciertos puntos,

donde llegan a formarse sumideros opozos llamados dolinas, que alcanzan elnivel freático, capturando la mayor partedel agua del paisaje. Si la caliza es deespesor considerable y su base tiene unrelieve local importante (por ejemplo enzonas de rocas plegadas) el agua de la

capa freática fluye rápidamente,



renovando el agua y formando un nivel decavernas. Si por alguna causa el nivelfreático baja (o sube) se forma un segundo

nivel de cavernas, y así sucesivamente.

260

MARTÍN H. IRIONDO

Este tipo de karst genera un paisaje concierto relieve, con numerosas depresiones

formadas por dolinas de varios metroshasta cientos de metros de diámetro ycavernas desplomadas. Otra característicnotable es la falta de ríos y de una red de

drenaje organizada, por la razón de queoda el agua se infiltra por los sumideros.

Se trata, con todo, de un karst pocodesarrollado.



En regiones con procesos kársticos másavanzados, la disolución ha eliminadoodo el espesor de la formación calcárea

en ciertas áreas, dejando al descubierto laroca no soluble que se halla debajo. Haygrandes depresiones cerradas,frecuentemente alargadas, denominadas

“valles ciegos” o poljes. Finalmente, enregiones tropicales húmedas y después dentervalos de tiempo muy largos, la

disolución llega a ser casi completa.

Se encuentran allí solamente relictos decaliza en forma de torres dentro de unpaisaje de otro tipo. Se trata de karstresidual o “karst de torres”; es típico delsur de China y norte de Vietnam.

PAISAJES VOLCANICOS



Los paisajes volcánicos están formadospor la acumulación de

fragmentos piroclásticos y de coladas deava solidificada. O sea que suscaracterísticas fundamentales derivan deos procesos magmáticos dominantes en l

región. Si se trata de magmas básicos, elpaisaje resultante será de mesetas ylanuras. Si los magmas son mesosilícico

o ácidos, se formará un relieve de conos,

domos y otras geoformas

montañosas.

a) Regiones Basálticas

Están caracterizadas por áreas planas demiles de kilómetros



cuadrados, compuestas generalmente por dos o más niveles que resultan de loscuerpos de coladas de lava. Los niveles

están separados por escarpas biendefinidas. Son paisajes que persisten a loargo de decenas de millones de años.

Un caso típico es el siguiente. Las grandecoladas basálticas que se originaron alabrirse el océano Atlántico formaronsecuencias de cientos de metros de

espesor. Esas ocas sufrieronposteriormente un

evantamiento epirogénico y constituyenahora la meseta de la provincia deMisiones. En ciertas áreas la meseta estáformada por el techo de la última coladabassáltica, que ha resistido la erosión. En



otras zonas la 261


erosión ha progresado hacia abajo hastaotro nivel resistente, también horizontalporque es el techo de otra colada

anterior), resultando una erosión areal yproduciendo un enorme “escalón” en elpaisaje. Estas superficies especialmenteresistentes reciben en Geomorfología el

nombre de superficies estructurales.

A diferencia de la mayoría de las rocas,el basalto tiene la propiedad de

retroceder por erosión en taludesverticales; se trata de una característicapetrográfica del mismo. Precisamente, esesa propiedad particular la que permite la



aparición de cascadas y cataratas en loscauces fluviales que atraviesan lasmesetas volcánicas.

b) Regiones Andesíticas

Son los paisajes de los típicos conos

volcánicos, generalmente deestratovolcanes. Se forman en esas áreascampos de conos, con formas asociadasales como calderas, conos adventicios y

fajas de lava enfriada.

Tienen extensiones menores que lasregiones basálticas, aunque mucho mayor

relieve que éstas. Un ejemplo argentino-chileno importante es el complejovolcánico Ojos del Salado, enCopiapó/Catamarca, de casi 7.000



metros de altura.

Estos paisajes están caracterizados por

drenaje radial o centrífugo.

En relieves antiguos de este tipo, laerosión diferencial destruye las rocas

entamente. Los elementos más resistentessuelen ser las chimeneas volcánicas,formadas por aglomerados, que finalmentquedan formando cerros aislados,

denominados cuellos volcánicos. Unejemplo de este tipo de relieve son loslamados “volcanes de Pocho” en el oeste

de Córdoba.

d) Regiones Riolíticas.

En las regiones caracterizadas por



vulcanismo ácido predominan los domosriolíticos y pequeñas mesetas formadaspor ignimbritas. Aparecen también

depresiones cerradas,

formadas por el desplome de cámarasmagmáticas vaciadas.


Geomorphology – Ruhe, R. 1975 –

Houghton Mufflin Co., 246 pp., Boston.

262

MARTÍN H. IRIONDO

17

Llanuras



Una llanura es un área de la superficie dea Tierra con relieve general pequeño o

nulo, donde los elementos

opográficoslocales son más

significativos para la dinámica delambiente que la pendiente regional.

El agua, en particular, presenta uncomportamiento característico: laescorrentía es sumamente pequeña

comparada con la evaporación y lanfiltración, las redes hidrográficas están

mal desarrolladas y son poco eficientes.

Gran parte de las regiones continentalesde la Tierra están formadas por llanuras,así como también las áreas de plataformacubiertas por el mar y el fondo oceánico,



donde constituyen las planicies abisales.A pesar de que la mayor parte de laactividad del geólogo se desarrolla en las

montañas, es factible también realizar muchas tareas estrictamente geológicas enas llanuras.

Las llanuras son superficies donde losprocesos morfogenéticos (o sea,formadores del paisaje) presentan unaendencia a crear formas locales de

relieve: dunas de arena, albardones,dolinas, etc. Aunque la altura de esasformas es generalmente modesta, enregiones tan horizontales como laslanuras ejercen una influencia de primer

orden. Existen varios procesos típicos delanura, tales como inundaciones,

sedimentación generalizada,



meteorización profunda, formación decostras, etc.

De acuerdo a este razonamiento, unalanura puede estar ubicada a cualquier altura sobre el nivel del mar. También sondependientes las condiciones de borde

de la llanura, o sea que puede estar imitada por una montaña, por el mar, por

un talud o cualquier otro elemento

geomorfológico.

SISTEMAS EXTERNOS QUENFLUYEN EN LAS

LLANURAS

Las llanuras aparecen debido a la

nfluencia que ejercen tresgrandes



sistemas sobre la superficie de la Tierra:a tectónica, el clima y la litología 263


de las rocas preexistentes. La intervencióde la tectónica es

mprescindible; el clima está siemprepresente aunque su importancia esvariable. La litología de las rocas

preexistentes, por otro lado, solamenteiene influencia en algunos tipos delanura.

Desde un enfoque geotectónico, lasgrandes llanuras aparecen en áreas deplataforma. Llanuras pequeñas puedenencontrarse también en las fajas



orogénicas. De hecho, las llanuras puedenagruparse en dos grandes conjuntos deacuerdo con su tendencia epirogénica al

evantamiento o al hundimiento

El clima actúa de diversas manera en lalanura. Cuando existe

endencia al levantamiento quedanexpuestas a la meteorización y a laerosión las rocas preexistentes. En

consecuencia las superficies de lasmismas quedan sometidas a los procesosde degradación típicos de los grandesambientes de la Tierra: desiertosropicales, climas húmedos ecuatoriales o

de latitudes medias, tundra, etc. Losproductos resultantes dependen del climay de la roca involucrados: costras



ferruginosas, arcillas de mineralogíaespecífica, karst y otros.

En las llanuras con tendencia alhundimiento la influencia del clima esndirecta: se refleja en los mecanismos deransporte y sedimentación que aportan

detritos de regiones vecinas y losacumulan en la llanura.

De esta manera aparecen arenas eólicas y

salinas en los desiertos, llanuras aluvialeen las regiones húmedas y carpetas de tillen los climas glaciales.

La litología de las rocas preexistentessolo tiene importancia en las llanuras conendencia al levantamiento. Constituyen u

sistema “pasivo”, que puede responder de



manera diferente de acuerdo al clima aque esté sometido. El ejemplo más clarode dependencia climática puede

observarse en las plataformas de caliza,que en climas húmedos

desarrollan paisajes kársticos y en climassecos se degradan mediante el retrocesode taludes verticales y erosiónretrocedente de quebradas.

264

MARTÍN H. IRIONDO

Características Básicas de las GrandesLlanuras.

a) Una gran llanura está formada por



pocos sistemas sedimentarios.

b) Los sistemas sedimentarios son

simples; tienen extensión lateral muygrande y espesor reducido. Ejemplos deales tendencias particulares son la

formación fluvial Ituzaingó en el N. E. de

Argentina (120.000

Km2 en extensión y 10 a 20 m de espesory el loess del Pleistoceno superior de la

Pampa (300.000 Km2 en extensión y 5 a10 m de espesor).

c) Los procesos de transporte y

sedimentación producen un alto grado demezcla de los minerales de las rocasmadre, así como selección granulométricay mineralogía homogéneas en grandes



áreas.

d) Hay variaciones climáticas frecuentes

en una misma llanura. El Chaco essemiárido en el oeste (600 mm/año) yhúmedo en el este (1200

mm/año); la Pampa tiene un clima tropicaen el norte (19ºC temperatura anualpromedio) y un clima templado al sur 15ºC t.a.p.).

e) La geografía física (Geología, clima,geomorfología) de las

regiones adyacentes, es dominante enmuchas llanuras, especialmente aquéllascontroladas por los procesos hídricos. El80 % de los sedimentos de las llanuras



amazónicas proviene de las regionesandina y subandina; el río Paraná enRosario se encuentra en equilibrio, no con

as áreas vecinas, sino con lascaracterísticas geológicas y climáticas deSao Paulo (Brasil), una región ubicada a2500 Km. al noreste.

f) Los procesos dinámicos en las llanurasson lentos. El flujo de los ríos, lamigración de las dunas y fenómenos

análogos son

considerablemente más lento que en otrosambientes comparables.

Clasificación:

La siguiente es una clasificación de



lanuras de tipo genérico, es decir unordenamiento fundado en relaciones causa

efecto. Está organizada en varios

niveles; cada nivel de la clasificacióncontiene dos o más clases y las clases decada nivel se originan por partición de laclases del nivel inmediato superior.

Efectos Generales de la Tectónica (1ºivel).

En el primer nivel de la clasificación seagrupa a la totalidad de las llanuras endos conjuntos, discriminados de acuerdocon la tendencia a la elevación tectónica oal hundimiento (Fig. 2). Las llanuras de265




agradación están caracterizadas por unhundimiento relativo con respecto a lasregiones vecinas. Son áreas donde se

producen sedimentación generalizada ydonde predominan ampliamente lossedimentos sueltos.

La permeabilidad elevada facilita eldesplazamiento vertical del agua y losprocesos relacionados al mismo. Losprocesos y formas significativos están

vinculados al clima de la región en lamayoría de los casos.

El segundo conjunto está compuesto por as llanuras que poseen

endencia generalizada al levantamientoepirogénico; se trata de las planicies



estructurales. Su superficie está formadapor una capa resistente a la erosión,generalmente caliza, basalto o costras. La

meteorización es el proceso dominante,con manifestaciones subordinadas deerosión. Los productos y formasresultantes dependen básicamente de la

itología de la roca superficial, y ensegundo lugar del clima.

Los Ambientes Sedimentarios en lasLlanuras de Agradación

(2ºNivel).

Cuando se considera al conjunto de laslanuras de agradación, se puede observa

en el mismo varios tipos de dinámica y depaisaje, que resultan de la presencia de



ambientes sedimentarios bien definidos.En este nivel es la pauta más significativade la clasificación de llanuras. Se divide

a las llanuras de agradación según elambiente sedimentario que hayadepositado sus estratos superiores yconstruido las formas de superficie. El

ambiente sedimentario en sí quedareflejado en los cuerpos geológicossuperficiales, las geoformas asociadas ysus interrelaciones (Fig. 3).

Llanuras Eólicas.- Están formadas por sedimentos medianos y finos acarreadospor el viento en climas áridos ysemiáridos, tales como campos de dunas mantos de loess. Su dinámica depende enforma casi exclusiva del régimen de

vientos y de la humedad relativa del



ambiente. Debido a que el viento esndependiente de la pendiente del terrenoa influencia de la tectónica es irrelevante

en las llanuras eólicas.

Llanura Glaciales.- Son formadas por sedimentos transportados y sedimentados

por el hielo. Se originan en ambientesglaciales, es decir, en condicionesclimáticas muy frías. Están constituidaspor depósitos sedimentarios heterogéneos

y geoformas también heterogéneas,

caracterizadas por un micro-relievepronunciado y a veces caótico. En 266

MARTÍN H. IRIONDO

muchas llanuras glaciales la pendiente



regional (factor tectónico) ejerce unanfluencia indirecta.

Llanuras Lacustres.- Están formada posedimentos depositados en lagos, lagunaspantanos y salinas. Se trata de sedimentosfinos y muy finos en la gran mayoría de

os casos, con estructuras laminares o deestratos finos. Son llanuras muy planas,con procesos sedimentarios que noproducen relieve local, como es el caso

de las llanuras glaciales y algunas eólicasAunque las llanuras lacustres pueden tenediversos orígenes, las mayores de ellasrequieren la presencia de una tectónicaactiva de hundimiento en un clima árido osemiárido, lo que permite la formación ymantenimiento de un lago.



Llanuras aluviales.- Son constituida pormateriales acarreados y depositados por rios y arroyos. Aparecen en climas

húmedos y semiáridos y están compuestaspor una amplia gama de sedimentos, entreos que predominan los medianos y finos.

Los procesos actuantes tienden a producir

un relieve local poco pronunciadoalbardones, cauces,

derrames). El clima tiene una influencia

dominante en la construcción de esta clasde llanuras; la tectónica influye de maneradirecta.

Llanuras litorales.- Aparecen en la fajade contacto entre el océano y las tierrascontinentales emergidas. En su mayor

parte están constituidas por sedimentos



medianos, en muchos casos mezcladoscon pelitas. Sus geoformas típicas son lasplayas, los canales de marea y cauces

deltaicos entre otros; que producen unrelieve algo mayor que el de las llanurasaluviales. La naturaleza de estas llanurasdepende fuertemente de la tectónica; el

clima actúa en forma subordinada.

Los Mecanismos Específicos deSedimentación (3º Nivel).

Cada uno de los grandes ambientessedimentarios mencionados en el párrafoanterior está caracterizado por unos pocomecanismos

específicos, fácilmente definibles yaltamente significativos desde el punto de



vista ambiental, y directamentedentificables geomorfológica y

sedimentológicamente. Por ello se define

el siguiente nivel de la clasificación deacuerdo con los mecanismos específicosde

sedimentación.

LLANURAS EOLICAS

Las llanuras eólicas se agrupan enlanuras de arena y de loess.

267


Llanuras de Arena.- Se producen por

acumulación de sedimentos transportados



por arrastre y saltación. Se forman enclimas áridos y en lugares donde existenocalmente condiciones de aridez. La

selección de la arena es muy alta y estáncaracterizadas por dunas de diversosipos.

Ocupan grandes extensiones en losdesiertos tropicales actuales, donde los“mares de arena” cubren cientos de milesde kilómetros cuadrados.

En Argentina la llanura de arena formadaen el Pleistoceno tardío tiene extensión demás de 170.000 Km2 y abarcaparcialmente a varias

provincias.



Llanuras de Loess.- Están originadaspor la acumulación de polvo transportadoen suspensión por el viento y sedimentado

en forma de manto en regionesperidesérticas de clima semiárido. Estánconstituidas principalmente por limogrueso, con porcentajes muy bajos de

otras granulometrías. Debido a sucomposición granulométrica y a su tipo desedimentación, no produce formas derelieve sino que reproduce lasrregularidades topográficas sobre las que

se deposita. El loess cuaternario de Chinaiene una extensión de 440.000 Km2

cubriendo llanuras y colinas; en laArgentina el loess pampeano se hadepositado sobre más de 200.000 Km2 delanura.



LLANURAS GLACIALES

Las llanuras glaciales, con una

representatividad bastante modesta enAmérica del Sur, pueden separarse enlanuras de till y de acarreos.

Llanuras de Till.- Los grandes glaciareen manto y los glaciares de pie de monteransportan y depositan en forma directa

una mezcla caótica de fragmentos,

bloques, partículas y granos de todoamaño denominada “till”. Las carpetas dill suelen tener varios metros de espesor

y cubren amplias extensiones en elHemisferio Norte. La

superficie de estas llanuras es irregular,con depresiones criogénicas, arcos



morrénicos y otras formas relacionadas.

Las llanuras de acarreo glacial.- En su

sedimentación interviene el aguacorriente, además del hielo. Los acarreosposeen cierta selección granulométrica yestructuras sedimentarias, especialmente

estratificación.

Los eskers, kames y terrazas kame sonípicos de los acarreos. En sentido

estricto se trata de llanuras periglaciales.

268



MART N H. IRIONDO

LLANURAS LACUSTRES

Las llanuras lacustres pueden ser de tresclases: Clásticas, salinas y palustres,dependiendo fundamentalmente del clima

bajo el cual se desarrollan.

269


Las llanuras lacustres clásticas.- Estánformadas típicamente por sedimentos

finos, depositados en estratos delgados yáminas. Este tipo de llanura suele ser deextensión relativamente pequeña yprácticamente horizontal. En los grandes

agos pueden formarse deltas o cordones



de playas. Estas llanuras aparecen enclima semiáridos a húmedos; en climassecos se encuentra una variedad: los

barreales o “playas” de las zonas distalesen ciertos abanicos aluviales. Elmecanismo responsable de la agradaciónes el transporte de limo y arcilla en

suspensión en las corrientes de agua quealimentan al lago.

Salinas.- Son planicies caracterizadospor la acumulación de evaporitas, entreas que predominan la halita y el yeso.

Son típicas de climas áridos como el de lPuna argentina, donde se encuentran másde veinte salinas de extensiónconsiderable, las mayores de las cualesmiden más de 1.000 Km2 de extensión. E

mecanismo específico para la



formación de salinas es la evaporación desoluciones concentradas aportadas por aguas superficiales y subterráneas.

Llanuras palustres.- Se forma debido aa sedimentación en pantanos. Los

pantanos son cuerpos de agua somera,

cuya caracterización dominante es lapresencia de vegetación arraigada en elfondo, que sobresale por encima del nivedel agua. Cubren grandes extensiones en

odos los continentes; en la Argentinaabarcan más de 60.000 Km2,principalmente en la Mesopotamia. Lossedimentos palustres contienen un altoporcentaje de materia orgánica. Laestratificación resulta destruída por laacción mecánica de las raíces de las

plantas y de los organismos excavadores,



produciéndose estructuras sedimentariascaracterizadas por terrones y tubosrellenos de arcilla y limo. La

granulometría de los sedimentos es fina.El mecanismo que determina la apariciónde pantanos es el crecimiento de plantaspalustres en áreas mal drenadas de climas

húmedos.

LLANURAS ALUVIALES

Las llanuras aluviales se puede dividir enabanicos y fajas, de acuerdo a lascaracterísticas geomorfológicas ysedimentológicas de los depósitos.

270

MARTÍN H. IRIONDO



Fajas aluviales.- Son superficies largasy estrechas, dentro de las cuales divagauna corriente fluvial, labrando sus formas

sobre sus propios sedimentos. En las fajapredominan en volumen las arenas. Losmayores ejemplos sudamericanos de estaclase son las fajas aluviales del

Amazonas y del Paraná. El mecanismodecisivo para la formación de una fajaaluvial es la presencia de bloquesectónicos basculados que mantienen al

río en una estrecha faja deprimida,mpidiéndole cambiar de dirección. Sus

formas típicas son los cauces y

albardones; sus depósitos estángeneralmente bien estratificados.

Abanicos aluviales.- Son llanuras



alimentadas por una corriente de agua queentra en el sistema desde un punto estableo zona restringida y divaga ampliamente

aguas abajo, produciendo un patróndistributario en abanico, con caucesabandonados, lóbulos de derrame, área de

bañados, etc. Los sedimentos de losabanicos son más heterogéneos que los deas fajas y sus geoformas de menor

relieve. La llanura chaqueña argentina

está formada por los grandes abanicos deos ríos Bermejo, Salado y Pilcomayo.

Otro gran abanico aluvial, el del ríoTacuarí, forma la mayor parte delpantanal del Mato Grosso en Brasil. Losabanicos aparecen donde una llanura estáimitada por una cadena montañosa u otra

área elevada; se desarrollan activamente



bajo climas semiáridos.

LLANURAS LITORALES

Las llanuras litorales presentan tres clasebien definidas en este nivel: Llanuras deoleaje, llanuras de marea y deltas.

Llanuras de Oleaje.- El oleaje,ransportando arena mediante mecanismo

de deriva litoral, forma sucesiones de

playas, albuferas y tómbolos. En ciertoscasos se desarrollan extensas planicies deesta manera: un ejemplo típico puedeobservarse en Río Grande do Sul y norte

de Uruguay, donde las lagunas de losPatos y Merín están ubicadas en unalanura de este tipo.



Llanuras de marea.- Se forman enregiones donde el mecanismo dominanteen el litoral es la marea. Los sedimentos

que las componen son pocoseleccionados, predominando la arenaarcillosa. Dichos

materiales son aportados al litoral desdemar adentro por las corrientes de marea.Sus formas principales son los canales demarea, cauces cortos 271


y extremadamente anchos, frecuentemente

ramificados. En el norte de Brasil, la islade Marajó y regiones aledañas constituyeuna llanura de mareas de más de 80.000Km2. Los estuarios son un tipo de llanura



de marea que se encuentra en la boca deríos que llegan al mar.

Deltas.- Se forman en ladesembocadura de algunos ríos, en losugares donde el oleaje y las mareas no

alcanzan a redistribuir la carga de

sedimentos fluviales que van llegando alárea. Son cuerpos

sedimentarios en forma de abanico, con u

patrón distributivo de cauces, que crecenmar adentro. Los sedimentos dominantesson medianos y finos y las formas típicas,os albardones, pantanos y bancos de

arena.

Los deltas de los grandes ríos del mundo,por otro lado, son complejos con áreas



deltaicas propiamente dichas asociadascon playas, lagos, etc.

El delta del río Paraná es uno de estoscasos, mide 13.500 Km2.

Los Niveles Subsiguientes de la

Clasificación.

La mayor parte de las llanuras descriptasen el punto anterior son factibles de ser

divididas en dos o más clasesgenéticamente significativas.

Ello depende de la “variabilidad interna”

de la clase en cuestión. Los deltas, por ejemplo, forman una clase con ampliasvariabilidad interna, mientras que laslanuras de loess son homogéneas. Al ser



ésta una clasificación abierta, puedenagregársele sucesivos niveles y clases.

En la fig. 4 aparece una subdivisióngenética de llanuras aluviales en variosniveles, desarrollada años atrás (Iriondo1972). Se presenta también una

subdivisión de llanuras lacustres (Fig. 5).

Las Unidades Asociadas.

Teniendo en cuenta que la llanura es unsistema compuesto por varios o muchoselementos interactuantes, se comprendeque en la práctica, al estudiar casos

concretos de terrenos llanos, las distintasclases de este ordenamiento aparezcan“contaminadas” con elementos ajenos.



Frecuentemente, las grandes llanuras dearena incluyen salinas, los abanicosaluviales tienen áreas de pantanos, las

lanuras de oleaje presentan fajas dedunas eólicas, etc.

Estas áreas subordinadas se mapean,

cuando la escala lo permite, y seconsideran unidades asociadas a la clasedominante.

272

MARTÍN H. IRIONDO


Modelos sedimentarios de cuencas

continentales: Las llanuras de

agradación – Iriondo, M. 1986 –



Conexpo/ARPEL¨86, 1:81-98, BuenosAires.

273


274



MARTÍN H. IRIONDO

18

El agua subterránea

El agua subterránea es la que se encuentraen el interior de la



ierra, ocupando poros en los sedimentosy grietas y huecos en las rocas.

Forma parte del ciclo del agua en laaturaleza y tiene gran importancia en lacivilización. Su estudio requiere de laaplicación de dos disciplinas científicas,

a Hidráulica de Medios Porosos en casobásicos locales, y la Geología en losestudios regionales.

EL CICLO DEL AGUA EN LAATURALEZA

El agua subterránea, sus características

generales y locales y su dinámica formanparte del ciclo del agua en la Naturaleza.Durante este ciclo el agua se evapora enel mar y en los continentes, es



ransportado por el viento en forma denubes, precipita como lluvia y nieve, senfiltra en el suelo y fluye hacia los ríos y

finalmente vuelve al mar, desde dondepuede eventualmente ser nuevamenteevaporada.

Cada una de las etapas de este ciclo estárepresentada por ciertas característicasFig. 18-1).

275


EL AGUA EN LA ATMÓSFERA

La atmósfera terrrestre es una mezcla degases que tiene capacidad para contener

un cierto porcentaje de agua en forma de



vapor. En ese medio tienen lugar tresprocesos principales, evaporación,

ransporte y precipitación del agua.Uncuarto proceso (la intercepción) puede sesignificativo en ciertos casos.

Evaporación

La evaporación es el proceso mediante elcual las moléculas de

agua pasan del estado líquido al gaseosodebido al calentamiento producido por laenergía solar. La mayor parte de la

evaporación ocurre en la superficie delocéano, desde donde grandes masas deagua son incorporadas a la atmósfera enforma de gas. También ocurre en las



superficies líquidas y húmedas dentro deos continentes.

Este proceso tiene dos variantes menoresa sublimación y la

ranspiración. Se denomina sublimación

cuando las moléculas de agua pasandirectamente del estado sólido (hielo onieve) al gaseoso, sin derretimiento. Laranspiración es la liberación de vapor de

agua por la actividad fisiológica deplantas y animales, un proceso realmentemportante en regiones continentales.

Frecuentemente se reunen los dosprocesos dentro de la denominación“evapotranspiración”. De todas maneras,a evaporación marina es más del doble

que la evapotranspiración continental por



unidad de superficie; 905 milímetrosanuales y 414

milímetros anuales respectivamente enpromedio general.

La capacidad del aire de incorporar vapo

de agua es pequeña y

depende de la temperatura; a mayor emperatura, mayor capacidad. Al ser

alcanzada la capacidad máxima para unaemperatura dada, el aire se satura y sedice que tiene humedad relativa del 100%.A este parámetro normalmente se lo

mide en porcentajes.

Transporte

El transporte del vapor de agua se realiza



a escala planetaria mediante el patrón devientos de la circulación general de laatmósfera, dando lugar a la distribución

general de climas secos y húmedos,selvas y desiertos (ver capítulo 9). Elerritorio argentino está afectado por la

276



MARTÍN H. IRIONDO

actividad de los anticiclones del Atlántico

Sur y del Pacífico Sur. Los vientosoriginados en el anticiclón del AtlánticoSur llegan cálidos y cargados de humedaddesde el norte. Los del Pacífico Sur se

mueven desde el sur, secos y fríos.



Precipitación

Cuando la humedad relativa del aire

alcanza el 100 % las moléculas de aguacondensan en pequeñas gotas de aguaformando nubes (en altura) o niebla (juntoa la superficie del terreno).

Eventualmente, esas gotas microscópicasse van aglomerando y

creciendo hasta transformarse envolúmenes mayores que precipitan enforma de lluvia. Existen tres tiposmportantes de precipitación: frontal,

convectiva y orográfica. La precipitaciónfrontal es la más extendida; ocurre cuandochocan dos masas de aire de diferenteemperatura.



Entonces, la masa de aire frío avanzaformando una cuña por debajo del airecálido y lo eleva algunos cientos o miles

de metros en la atmósfera (Fig. 18-2); allíesa masa cálida se va enfriando y seforma la lluvia. Es la más importante en lmayor parte de la Argentina, y ocurre

cuando el aire cálido y cargado dehumedad llega desde el norte y seencuentra con una masa de aire frío y secoproveniente de la Patagonia o de laAntártida.

277


El aire cálido es empujado hacia arriba eun frente muy amplio a medida que la



cuña avanza hacia el norte y se producenluvias generalizadas.

La precipitación convectiva abarca áreasmás reducidas y ocurre

generalmente en verano, en el seno de

masas de aire cálidas e inestables.

El aire es calentado en la superficie de laierra por radiación y reflexión; debido a

esto se expande y se eleva (perdiendoemperatura en ese proceso) concensandoel vapor de agua y precipitando en formade violentas tormentas. Este tipo de

precipitación es típica del Chaco y otrasregiones tropicales continentales.

La precipitación orográfica resulta de la



elevación del aire provocada por lapresencia de barreras montañosas altas.Al llegar a la montaña el viento es

forzado a elevarse, lo cual produce elenfriamiento del aire, el aumento de lahumedad relativa y la lluvia. El caso másmportante de este fenómeno en

Sudamérica es el que ocurre en los AndesPatagónicos, donde los vientos originadoen el océano Pacífico pierden su humedadal cruzar la cordillera, donde ocurrenluvias de hasta 5.000 milímetros anuales

Continúan después a sotavento en formade aire muy seco sobre la meseta

patagónica, originando un clima desérticosobre toda esa región.

Otros casos de este tipo, menos notables,

ocurren en las montañas de Tucumán y



Córdoba.

Intercepción

Cuando la lluvia precipita desde una capade aire saturada, cae a través de masasaéreas que pueden tener humedad

relativamente baja, lo que provoca laevaporación de parte de la lluvia.

En regiones desérticas incluso suele

ocurrir que toda la lluvia se evapora antede tocar la tierra. Otros casos menosespectaculares pero más frecuentes seproducen debido a la presencia de

vegetación. Antes de llegar al suelo elagua debe mojar todas las hojas de losárboles (una superficie realmente enormeo de los pastos. Esa agua se vuelve a



evaporar rápidamente sin alcanzar lasuperficie de la tierra, aunquerutinariamente es sumada en los

pluviómetros. Algo que resulta

significativo en zonas de bosques;observaciones realizadas en el bosque

chaqueño sugieren que por lo menos losprimeros cinco milímetros de cada lluviason interceptados por el follaje.

278



MARTÍN H. IRIONDO

279


EL AGUA EN EL SUBSUELO



Al comenzar la lluvia, la primera aguaque cae se evapora o queda detenida por a vegetación.

La que llega a continuación alcanza elsuelo y se infiltra en su totalidad.

Si sigue lloviendo, la cantidad de aguaquecae supera la capacidad de inflitración yuna parte de ella escurre sobre el terreno.Esto suele representarse mediante la

siguiente ecuación (ver capítulo 8):

P = I + Ev + Es

donde P: precipitación; I: infiltración; Evevaporación; Es:

escorrentía.



El terreno natural que encuentra el aguapuede ser de diferentes características ypropiedades.

Con referencia al contenido de agua real opotencial recibe los

siguientes nombres:

Acuífero : Es un sedimento o roca congran número de poros o

grietas capaces de contener en su interior y dejar fluir el agua en su interior. Dichacapacidad se denomina “permeabilidad”.

El ejemplo típico de acuífero es la arena.

Acuícludo : Es un sedimento o rocampermeable, que para todos los

propósitos prácticos obstruye



absolutamente el flujo del agua y confinacompletamente otros estratos con loscuales se alterna en la columna

estratigráfica. El ejemplo típico es laarcilla.

Acuitardo: Es un sedimento o roca con

baja permeabilidad y

naturaleza semi-confinante, que transmiteel agua a muy baja velocidad comparada

con el acuífero. Sin embargo, en grandesáreas un acuitardo puede permitir elpasaje de grandes volúmenes de aguaentre acuíferos adyacentes entre los queestá entercalado. El caso típico es el limo

El agua freática



El caso básico de un sistema de agua en esubsuelo está representado en la figura18.3.

Se trata de un acuífero superficial depocos metros de espesor (por ejemplo unarena) apoyado en un acuícludo (arcilla).

La parte superior 280

MARTÍN H. IRIONDO

del acuífero tiene sus poros ocupados poraire; por allí el agua desciende durante ydespués de la lluvia. También permite laevaporación en épocas de sequía. Se la

denomina “zona de aireación”.

Debajo de la zona de aireación apareceuna delgada capa de “agua capilar”, que



se produce por efecto de la viscosidad deagua sobre las paredes de los poros.Debajo de ésta se encuentra el “nivel

freático”, que es la superficie de aguaibre del subsuelo. Dicha agua es el “aguafreática”

o zona de saturación y se extiende haciaabajo hasta el acuícludo. El agua freáticaestá en contacto con la atmósfera y lasluvias locales producen su “recarga”.

Debajo del acuícludo puede haber otroacuífero desconectado, que recibe surecarga en otra área.

LA QUÍMICA DEL AGUA

El agua subterránea contiene siempresales disueltas. La composición química y



sobre todo la concentración de estas saleses fundamental para la caracterización yel uso del agua. El agua de lluvia que

lega a la superficie del terreno no espura, sino levemente ácida debido a queha incorporado anhidrido carbónico de laatmósfera que se transforma en ácido

carbónico dentro de las gotas.

El agua de lluvia que lava las rocas desuperficie y se introduce en los

sedimentos disuelve los elementosminerales y los transporta al aguasubterránea. Etos elementos, aislados ocombinados de acuerdo a sus propiedadequímicas, constituyen “aniones” y“cationes” simples que forman las salesdisueltas. Las moléculas de dichas sales

se encuentran disociadas en las



soluciones, con los aniones separados deos cationes.

A pesar de que todos los elementosquímicos existentes se disuelven en elagua en mayor o menor medida, las aguassubterráneas (y también las superficiales)

están dominadas por unos pocos cationesy aniones.

Los aniones dominantes en distintas

regiones son los cloruros, sulfatos ybicarbonatos. Los cationes dominantesson el sodio y el calcio. Cada región,debido a su historia geológica particular,iene en sus aguas subterráneas un catión y

un anión dominantes. El catión sodioiende a estar acompañado por el anión

cloruro, mientras que el catión calcio se



encuentra frecuentemente asociado a losaniones sulfato y bicarbonato.

Así existen zonas con aguas “cloruradassódicas”, “sulfatadas cálcicas”, etc.También se encuentran en ciertos casossales raras, con escasa 281


concentración pero muy perjudiciales

para la salud; el ejemplo más conocidoson las sales de arsénico de origenvolcánico en los acuíferos de la llanurapampeana de Santa Fe y Córdoba. Casos

análogos ocurren con el arsénico y otrassales en zonas sujetas a explotaciónminera. El agua apta para consumohumano se denomina “agua potable”;



contiene

concentraciones de sales inferiores a las

que resultan nocivas para la salud.

La concentración de sales en el agua seexpresa en “partes por millón”

o “miligramos por litro” (que es lomismo) y su valor depende de variosfactores. El “clima de la región” es uno d

ellos: en los climas secos la salinidad esgeneralmente mayor que en climashúmedos. En los acuíferos confinados la“profundidad” es un factor importante,

pues la profundidad aumenta la presión ya temperatura, lo que hace que el aguaenga más capacidad de disolver. Otro

factor es “el tiempo”, a medida que



ranscurre el tiempo el agua siguedisolviendo elementos minerales.Losacuíferos antiguos, de varios millones de

años de edad, tienen concentraciones deagua extremadamente altas a menos quehayan sufrido recarga

recientemente. Un resultado de este factores que prácticamente todos los acuíferosaprovechables son de edad cuaternaria.

LAS CUENCAS HIDROGEOLÓGICAS

El agua subterránea se encuentra en elsubsuelo en sistemas

naturales tridimensionales llamados“cuencas”. Dichas cuencas,

denominadas “cuencas hidrogeológicas”,



superficie irregular en el subsuelo (o sea,no plana), bien integrada (es decir, que noes caótica), compuesta por elementos

ales como una red hidrográficasubterránea, un colector con afluentes,divisorias e interfluvios. El agua delacuífero fluye de acuerdo a la topografía

de ese paisaje enterrado, migrando desdesus divisorias hacia los afluentes y desdeéstos hacia el colector. La cuencahidrogeológica coincide a veces con laopografía de la superficie actual y otrasveces no.

282



MARTÍN H. IRIONDO

El flujo del agua en el subsuelo es

sumamente lento en comparación con lavelocidad del agua en superficie. En losmedios porosos es siempre laminar. Semide en centímetros a metros por día.



Para visualizar mentalmente la dinámicadel agua en el subsuelo, se la puedecomparar con la dinámica del hielo sobre

a superficie de la tierra; es mássemejante a eso que a la dinámicasuperficial. La extremada lentitud delflujo permite que se produzca en ciertos

acuíferos una estratificación de las salesdisueltas: el sector inferior posee mayor concentración que la parte de arriba.

El ejemplo del párrafo anterior se refierea un caso simple,

compuesto solamente por la capa de aguafreática. Lo normal, sin embargo, es unsistema formado por la freática, uno o máacuíferos confinados a diferentesprofundidades, con recargas locales y



ejanas, y descarga en el mar (Fig. 18.4).

EXPLOTACIÓN DE ACUÍFEROS

El agua subterránea es la principal fuentede agua potable en muuchas regiones delmundo.

ormalmente se la extrae del subsuelomediante perforaciones. Se inserta en elacuífero un cañoprovisto de un “filtro”

que permite la entrada 283




del agua e impide el ingreso de sedimentoal mecanismo (Fig. 18-4). La extraccióndel agua produce un descenso del nivel

original (“nivel estático”) que baja hastaotra posición (“nivel dinámico”).Alrededor de la perforación se forma unadepresión de figura cónica, el “cono de

depresión”.

El agua que se puede extraer de unacuífero es siempre limitada.

Depende de la permeabilidad del terrenode la recarga que recibe y de otrosfactores. La capacidad de un pozo deproveer agua indefinidamente sedenomina “caudal” de ese pozo, y sedetermina mediante un “ensayo debombeo”, que va midiendo la forma y



extensión del cono de depresión duranteuna extracción experimental del agua.

Si la explotacion es excesiva el acuíferopuede secarse, o bien

salinizarse (cuando comienza a entrar

agua cercana a su base,

generalmente más salina).

UN EJEMPLO - EL ACUÍFERO SANSALVADOR

El acuífero San Salvador es el mayor

acuífero cuaternario de Entre Ríos y unode los mayores de la Argentina. Es unpaisaje fluvial enterrado por 20 a 30metros de arcilla gris. Desde el punto de

vista estratigráfico se lo denomina



Formación San Salvador. Es un depósitoacumulado por un gran río que reunía alParaná y al Uruguay alrededor de dos

millones de años antes del presente.Formaba una llanura aluvial de 50 a 100Km de ancho en el este de la provincia,con un enorme cauce meándrico ocupado

por arena gruesa, gravas y cantos rodadoso que resulta en alta permeabilidad. El

cauce estaba marginado por facies denundación, compuestas por arenas

medianas y arcillas arenosas, conpermeabilidad bastante menor (Fig. 18-5)

A lo largo de decenas de miles de años dexistencia, el cauce migró dos o tresveces dentro de su llanura aluvial, yambién cambió de tamaño 284



MARTÍN H. IRIONDO

debido a cambios climáticos, resultando

en el mapa de la figura 18-6.



Posteriormente (aproximadamente unmillón de años antes del presente), todo esistema fue enterrado por las arcillas de

un gran pantano, denominadas FormaciónHernandarias.

Hoy en día, San Salvador es un acuífero

confinado, separado de

a superficie por el acuícludoHernandarias, que impide la infiltración.

La recarga de agua tiene lugar desde losríos Gualeguay y Uruguay, en algunossectores relativamente pequeños, donde e

antiguo paisaje queda en contacto conellos.

285




EL AGUA Y LA SOCIEDAD HUMANA

El 71 % de la superficie de la Tierra estácubierta por agua, lo que puede sugerir que es una sustancia abundante. Sin

embargo, la verdadera cuestión es cuantode ese volumen es aprovechable para laHumanidad.

Planteado así el tema real cambiaclaramente. En efecto, la provisión deagua para consumo humano ha sido uno deos grandes temas durante toda la historia

de la Civilización. Actualmente siguesiendo un gran problema; es interesantedimensionar el asunto:



El pequeño resto se reparte entre el aguasubterránea, los ríos y un mínimo ínfimoforma las nubes de la atmósfera y la

humedad

disuelta en el aire.

El agua subterránea representa unvolumen bastante mayor que

el de los ríos.

De todas maneras, se trata de dimensione

nusuales para el lector:

Caen 110.000 kilómetros cúbicos de



luvia anualmente sobre

os continentes.

La mayor parte de ese volumen es

absorbida por las plantas yre-evaporada.

42.700 kilómetros cúbicos anuales fluyeen ríos. El Amazonas

representa 16 % de ese total y el Paranáel 3 %).



Solamente 9.000 kilómetros cúbicos sonrealmente accesibles

para el consumo humano, el resto seencuentra en regiones

remotas.

Otros 3500 Km3 se encuentran en diques

y reservorios.

Se usa actualmente el 50 % de los 9.000Km3 disponibles.

Utilización del recurso agua



La manera en que se utilizan esos 4500kilómetros cúbicos es también de grannterés:

69 % en irrigación agrícola.

15 % en usos industriales.

286

MARTÍN H. IRIONDO

15 % en usos municipales y domésticos.



El 1 % restante en recreación (piletas de

natación, riego en

campos de golf!), recuperación ambientaly otros.

Problemas fundamentales

Los problemas fundamentales en este tem

son simples aunque

realmente difíciles de resolver: Haymucha agua en regiones inaccesibles.

Los países con mayor cantidad de aguadulce son Brasil, Canadá y Rusia; los máspoblados por kilómetro cuadrado son

Bélgica y la India. Gran parte de la



escorrentía es inaccesible; el ríoAmazonas, con el 16 % de la escorrentía,es accesible a solamente el 0,4 % de la

población mundial.

Sin hablar del hielo de la Antártida.

287


288

MARTÍN H. IRIONDO

19Geotecnia

NTRODUCCIÓN



Se conoce con el nombre de Geotecnia aa Geología aplicada a

obras de ingeniería y a los métodosespecíficos desarrollados en este campo.La mayor parte de esos métodos sonfundamentalmente empíricos y fueron

desarrollados por ingenieros anterequerimientos concretos a lo largo dedécadas; por ello algunas definiciones yrutinas difieren considerablemente de lo

expuesto en los capítulos anteriores,aunque los resultados obtenidos en ambossistemas son parecidos en la mayor partede los casos.

La Geotecnia se divide en dos grandescampos, la Mecánica de



Suelos y la Mecánica de Rocas. El origende esto es que los materiales queconstituyen la litosfera son clasificados

por el ingeniero civil, en forma arbitrariaen “suelos” y “rocas”.

LA MECÁNICA DE SUELOS

Definición de suelo en Ingeniería

En Geotecnia se denomina “suelo” a todo

agregado natural de

partículas minerales separables por medios mecánicos de poca intensidad,

como ser agitación en agua. O sea que sedefine como suelo a un conjunto demateriales que en Geología se denominansedimento, regolito, ceniza volcánica,



urba y similares. La única condición esde tipo mecánico, por ejemplo que sepueda excavar con una pala.

La categoría general “suelo” se divide envarias clases:

“Suelo residual” si es producto de ladescomposición de rocas y se encuentraodavía en su lugar de origen. Equivale

aproximadamente a los “productos de

meteorización” del Capítulo 6 de esteibro, incluyendo eventualmente a lo que

se denomina “suelo” en Geología yAgronomía.

“Suelo transportado” si ha sido movidodel lugar de origen, cualquiera sea elagente de transporte. Equivale a



“sedimento”.

289


“Suelo orgánico” se aplica a sedimentos

organógenos con materiavegetal parcialmente descompuesta, comoas turbas.

Plasticidad - Los límites de Atterberg

Desde hace mucho tiempo los ingenieros

notaron que las propiedades de un suelopara la construcción pueden ser conocidaaproximadamente mediante laobservación cuidadosa y manipulación de

pozos y terrones de tierra. Particularment



útil resultaba el amasar pequeños puñadode tierra en la palma de una mano e ir agregándole agua. Esta línea

completamente empírica de conocimientofue posteriormente

normalizada por Atterberg, quien

determinó unos “’índices” que hoy sonutilizados universalmente.

Una vez que un suelo cohesivo ha sido

amasado, su consistencia varía si aumentao disminuye su contenido de humedad. Aspor ejemplo, si se aumenta lentamente elcontenido de humedad de una arcillaplástica, la pasta arcillosa pasagradualmente al estado líquido. Locontrario también ocurre cuando un barroplástico va perdiendo humedad; pasa al



estado sólido, rompiéndose en pequeñosfragmentos. El contenido de humedad alque se produce el paso de un estado al

otro es muy distinto para las diferentesarcillas, pues la montmorillonita es capazde absorber varias veces más agua que lallita (y con ello, indica indirectamente

otras propiedades de directo interés en laconstrucción). O sea, los contenidos dehumedad pueden ser utilizados paradentificar y comparar los suelos entre sí.

Ocurre que la transición de un estado aotro no es abrupta sino gradual.

De manera que los ensayos se realizansiguiendo procedimientos

claramente establecidos. Los contenidos



de humedad que corresponden a losímites entre los distintos estados de

consistencia se conocen como

“límites de Atterberg”:

El “Límite líquido” (Lw) es el contenido

de humedad en porcentaje del peso delsuelo seco en el momento en que la pastaplástica se transforma en líquido.

El “Límite plástico”(Pw) es el límitenferior del estado plástico, o sea elcontenido de humedad en porcentaje parael cual el suelo comienza a romperse en

fragmentos.

La relación entre ambos límites indica el“’índice de plasticidad” (ver Cap. 5), que



es un parámetro con el que se estima laconsistencia, la compacidad y otraspropiedades de interés práctico para la

construcción.

El gráfico de plasticidades (Fig. 19 – 1)se utiliza para caracterizar los 290



MARTÍN H. IRIONDO

suelos en ocho grupos: arcillasnorgánicas de alta, de media y de baja

plasticidad; suelos limosos inorgánicos dalta, media y baja



compresibilidad; arcillas y limosorgánicos.

Clasificación de suelosLa clasificación geotécnica de suelosiene una base mixta. Los elementos de

mayor tamaño se definen por el diámetrode los granos.

Se define como “fracción muy gruesa” a

os cantos rodados y gravas, mayores de 2milímetros. “Fracción gruesa” es la arenaentre 2 milímetros y 74 micrones. Todasas partículas menores a 74 micrones se

denominan

“fracción fina” y se las distingue entre sípor sus propiedades de plasticidad,



definiéndoselas mediante el gráfico de lafigura 19-1.

Resistencia y compactación – El EnsayoNormal de Penetración

Además de los límites de Atterberg, el

conocimiento de la resistencia y“capacidad portante” de los suelos es degran importancia. La capacidad portantees el peso que puede resistir un suelo sin

aplastarse; su conocimiento esfundamental en la construcción de casas.Una

291




aproximación empírica es la observaciónde la “resistencia de la arcilla seca”, quepuede ser “muy baja” (unos 2 Kg/cm2),

“baja”, “mediana”,

“alta” y “muy alta” (con más de 20Kg/cm2). Para estimar estas categorías, u

observador experto toma un terrón desuelo y lo aprieta entre los dedos. Lossuelos de resistencia baja pueden ser destruidos fácilmente; los de resistencia

mediana se rompen con gran dificultad;os de resistencia alta requieren de golpe

de martillo.

La resistencia del suelo se determinaécnicamente in situ mediante el Ensayoormal de Penetración (SPT por sus

siglas en inglés). Se utiliza un equipo



normalizado, que consiste básicamente enun tubo de 45 cm de longitud que se hincamediante golpes con una pesa de 70

kilos de peso. El número de golpesnecesario para enterrar el tubocorresponde a los diferentes valores de

resistencia: un suelo muy blando requieresolo uno o dos golpes, un suelo conresistencia muy alta requiere cincuentagolpes o más. Al penetrar el tubo en el

erreno se va recogiendo una probeta desuelo en el interior, que después se utilizaen laboratorio para otros ensayosécnicos.

ormalmente, las formaciones geológicasver Cap. 15) poseen



valores de plasticidad y de resistenciaaproximadamente constantes en toda suextensión.

Suelos especiales

Existen depósitos naturales con

propiedades muy particulares, quepresentan problemas arduos para laconstrucción. Aquí se presentanbrevemente tres casos importantes.

Arcillas expansivas – Las arcillas delgrupo de la montmorillonita poseen lacapacidad de ”adsorber” gran cantidad de

agua. La adsorción consiste en la fijaciónde moléculas de agua en la superficie y enos bordes de los cristales de la arcilla; srata de un fenómeno producido por



fuerzas eléctricas no compensadas de lasuperficie cristalina. Es diferente (y másconsistente) que el simple mojado. Las

moléculas de agua se introducen entre lasáminas microscópicas de la arcilla conenergía considerable, expandiendo toda lamasa del suelo y levantando lo que se

encuentra sobre éste, ya sea árboles ocasas. Este fenómeno ocurre en épocas deluvia. En las épocas secas tiene lugar el

proceso contrario: el agua se evapora,provocando la contracción de las arcillasy el resquebrajamiento del suelo. Elproblema para la construcción de casas y

caminos surge porque la dinámicaexpansión/contracción ocurre en formarregular, formando áreas de pocos metro

cuadrados, con lo que 292



MARTÍN H. IRIONDO

resulta que un rincón de una casa se elevao se hunde varios centímetros más que el

resto de la misma y la estructura se



quiebra. Un caso típico de este tipo sepresenta en la mayor parte de la provinciade Entre Ríos, donde las arcillas negras

de la Formación Hernandarias son

montmorillonitas expansivas y losproblemas de construcción son muy

conocidos.

Suelos colapsables – Son materiales queposeen resistencia moderada y capacidad

portante baja a mediana en estado seco,pero son incapaces de resistir su propiopeso en estado húmedo. En contacto conel agua se produce un procesodenominado “subfusión”, apareciendohuecos de diversos tamaños que puedenprovocar la destrucción de estructuras. Elcaso típico de estos materiales es el loess



ver Cap. 9), un sedimento de grano finodepositado por el viento. Al ser acumulado por el viento, el polvo

atmosférico forma una estructura muyabierta, con más del 40 %

de poros y las partículas apoyadas unas a

otras por las minúsculas asperezas de susuperficie (Fig. 19-2). Al ser invadidopor el agua ese suelo pierde su cohesión yse aplasta, produciéndose hundimientos

rregulares. En la Argentina, los sueloscolapsables son frecuentes en el área dea ciudad de Córdoba, donde los colapso

se conocen con el nombre local de“mallines”.

Suelos tixotrópicos – También se losconoce de modo colloquial como



“arenas movedizas”. Son materialessólidos que se transforman

nstantáneamente en líquidos por aumentoen la presión de poros. Las acumulacionede materiales granulares, como la arena,se sostienen en su sitio en forma de masa

sólida debido a su “fricción interna” : Lasuperficie de los granos es generalmenterugosa, con pequeñas

rregularidades y picaduras, lo que haceque los granos estén más o menos 293


rabados entre sí (Ver Cap. 5). Laresultante general es una fuerza vertical,de arriba hacia abajo, que le da



coherencia y estabilidad a toda la masadel suelo.

Frecuentemente los poros existentes entreos granos están ocupados por agua, quedesarrolla una presión hidráulicadenominada “presión de poros”, que actú

en sentido contrario a la fricción internaes decir, de abajo hacia arriba) sobreodo cuando fluye con cierta velocidad.

En consecuencia, la estabilidad de la

masa de arena disminuye; y en casosextremos la presión de poros sobrepasa aa fricción interna de la arena y se

produce un fenómeno llamado“licuefacción”: toda la masa se

ransforma en un líquido y comienza afluir. Muchas veces esto ocurre debido a



una vibración súbita, por ejemplo unsismo.

Las turbas – Las turbas son suelos deorigen orgánico que se han formado in sites decir, sin transporte de sus

componentes) por crecimiento y

descomposición de materia vegetal enpantanos. Son agregados fibrosos defragmentos macro y microscópico demateria orgánica en diferentes grados de

descomposición. Su característicaprincipal es su muy elevado contenido deagua intersticial, que puede llegar al 90 %de toda la masa. El parámetro físicosobresaliente es la elasticidad y la altacompresibilidad, lo que las haceclaramente inadecuadas para establecer

sobre ellas fundaciones o terraplenes.



LA MEC NICA DE ROCAS

Las rocas son cuerpos sólidos de origen

natural formados por

minerales en la litosfera. Como todasustancia sólida, ejercen resistencia a las

ensiones, pero cuando éstas sondemasiado fuertes o muy

prolongadas se deforman y en algunos

casos se fracturan. La corteza terrestreestá sometida permanentemente aensiones de diverso tipo en un juego de

equilibrio inestable. Inevitablemente, la

ntervención humana mediante obras dengeniería y minería provoca

frecuentemente



alteraciones fuertes que resultan encolapsos de diverso tipo. Para disminuir os riesgos, es necesario conocer

écnicamente las propiedades físicas deas rocas e intervenir en la forma menosagresiva posible.

Propiedades físicas de las rocas

Las propiedades físicas de las rocas estánexpuestas en el Capítulo 5

de este libro. En resumen, las propiedadefundamentales son la

elasticidad, la viscosidad y la fragilidad.Sometida a presión (ya sea 294

MARTÍN H. IRIONDO



compresión, extensión o torsión) la rocase deforma y vuelve a su condiciónoriginal al desaparecer dicha presión,

responde elásticamente.

Si la presión es demasiado fuerte sedeforma permanentemente (respuesta

viscosa); aunque en la realidad ocurre unacombinación de ambas en estos casos:respuesta visco-elástica. En los casos enque el esfuerzo supera toda resistencia,

ocurre el fracturamiento o respuestafrágil. Los valores concretos de losesfuerzos necesarios pueden obtenerse enaboratorio, mediante los rutinarios

“ensayos de compresión simple” y otrossimilares o más elaborados, en los cualesse talla una probeta de varios decímetros

de la roca y se la somete a presión. El



valor más importante a conocer es casisiempre el del “punto de ruptura” o sea lapresión máxima que puede soportar la

roca antes de romperse. Se trata de undato fundamental en la construcción dediques y túneles.

El modo en que una roca responde afuerzas externas depende de

varios factores. En primer lugar, de los

minerales que la componen; la respuestavisco-elástica del yeso es mucho másdesarrollada que la del granito, por ejemplo. Además, la roca es “anisótropa”es decir que no tiene la misma resistenciaen todas direcciones. También existencondiciones externas que puedencondicionar fuertemente las propiedades



físicas de las rocas:

La presión confinante – En obras

ubicadas a cientos de metros deprofundidad (como minas profundas), elpeso de los materiales ubicados encima ya presión lateral de las masas rocosas

adyacentes aumenta considerablemente laresistencia de las rocas a la ruptura. Por otro lado, aumentan considerablemente ladeformaciones visco-elásticas y

viscosas.

La temperatura – Como cualquier otro

material, las rocas se

debilitan cuando aumenta la temperatura.Y el aumento de la temperatura con la



profundidad es un fenómeno universal ennuestro planeta, a una tasa de tres gradoscentígrados cada cien metros. El alto

calor disminuye fuertemente la resistenciaelástica y la resistencia al fracturamiento.

El tiempo – Los ensayos de resistencia

en laboratorio pueden ser

“rápidos” o “lentos”. Los ensayos rápidoduran pocos minutos y revelan una

resistencia determinada; los ensayosentos tienen una duración de 28 días y

acusan una resistencia visiblemente menopara la misma roca.

El tiempo debilita la resistencia. Esto,cuando puede estimarse en forma más omenos precisa, suele ser tenido en cuenta



en la explotación minera subterránea: seextrae el mineral de un frente determinadoo más rápidamente posible (por ejemplo

en una semana) sin colocar costosas 295


columnas de entibamiento y después se lo



abandona; el hueco resultante se derrumbaun tiempo más tarde.

El agua intersticial – Es sin dudas elproblema más frecuente y más costoso ena geotecnia de rocas. El agua subterránea

en rocas tiene el mismo comportamiento

general que en sedimentos (ver Cap. 18),pero ocupa grietas y diaclasas en lugar deporos. Inunda casi cualquier excavaciónque se realiza para ingeniería, ya sean

canteras de explotación, fundaciones dediques y puentes y otras. Puede contener sales disueltas corrosivas para el cementoe influye mecánicamente, debilitando laresistencia de todas las rocas, incluyendoas más duras como el granito y el basalto

Requiere atención permanente de bombeo

o que resulta costoso y con



requerimientos técnicos particulares;debido a la anisotropía de las rocas y aas alteraciones producidas por las obras

es frecuente que el cono de depresión delacuífero quede deformado. Ello obliga anventar diseños realmente complicados

para dominar el nivel del agua. Constituye

el motivo más frecuente de abandono decanteras y minas.

PROBLEMAS GEOLÓGICOS EN

OBRAS DE

NGENIERÍA

Estabilidad de taludes

Al iniciarse una obra de ingeniería en unugar determinado, el paisaje puede



formar taludes de diverso tipo,generalmente estables. Una vez quecomienzan los trabajos puede generarse

nestabilidad y este tema debe ser monitoreado con criterio geológico. Doscondiciones naturales aparecen como lasmás importantes en el comportamiento

geotécnico de los taludes: la pendiente deerreno y la homogeneidad de la masa desuelo o rocas. Las pendientes menores somás estables que las pendientes 296

MARTÍN H. IRIONDO

más pronunciadas. Y las masashomogéneas son más estables que lasheterogéneas. El peor de los casos estáejemplificado en la Figura 19-3, dondeaparece un macizo rocoso diaclasado



cubierto por roca alterada (regolito) y consedimentos encima. Y con aguasubterránea, algo muy frecuente. Cada una

de esas unidades reaccionará a losestímulos externos de diferente manera; esedimento y la roca se puedendiagnosticar corrientemente con los

ensayos de laboratorio comunes, pero elregolito suele presentar característicasextremadamente variables de dureza,permeabilidad, plasticidad y coherenciaen intervalos muy pequeños.

Las rupturas ocurren casi siempre en esenivel.

Las obras de ingeniería de superficieprovocan frecuentemente



nestabilidad de taludes debido aexcavaciones, saturación de suelos conagua de obra y acumulación de masas de

materiales en ángulos

nsostenibles. Se provocan algunas vecesmovimientos en masa similares a los que

se producen por causas naturales (Ver Cap. 7): deslizamientos, derrumbes yflujos.

Una de las causas más comunes en laaparición de causas de

nestabilidad consiste en modificar las

condiciones geométricas de las masas deierra o roca que se está trabajando,colocándole una sobrecarga en la partesuperior, o bien retirándole parte de su



masa de la parte inferior.

Uno de los errores más frecuentes en esto

casos consiste en la remoción deporciones de la parte inferior del talud; ena práctica, antes de que se produzca un

deslizamiento general por excavación del

pie del talud (que está entonces sufriendocompresión) aparecen pequeñas grietas dracción en la parte superior.

Otra causa de inestabilidad es el efecto das vibraciones, tales como explosiones

cercanas, tráfico de camiones pesados,operación de máquinas pesadas en laobra. Las máquinas pesadas provocan

frecuentemente vibraciones de altafrecuencia. Naturalmente, las vibraciones



más importantes son causadas por erremotos, que pueden producir icuefacción de ciertas capas

sedimentarias.

La elevación, y particularmente elrebajamiento rápido del nivel freático a

asas de 1 metro o más por día es otrofactor de inestabilidad.

Este caso suele ocurrir en embalses

sujetos a manejo de producciónhidroeléctrica.

Temas geotécnicos en minería -

Hundimientos y estallidos de rocas Estepárrafo se refiere a Ingeniería de Minas,una rama muy



especializada de la Geotecnia. Cuando seextrae demasiada roca del 297


subsuelo, parte o todas esas excavacionesse derrumban. La forma de rotura en los

rabajos mineros depende de la naturalezade la roca y del tipo de excavación que serealiza. Otro factor sumamente importantees la profundidad de la mina.

A profundidades pequeñas y medianas,hasta pocos cientos de

metros, la distribución de tensiones en lasrocas está dominada por la fuerzacompresiva del peso del macizo. Larotura ocurre



predominantemente a lo largo dediaclasas, planos de estratificación yotros planos de resistencia mínima. Por e

contrario, a profundidades mayores a milmetros, la presión confinante (Ver Cap. 4aumenta la resistencia del material y lanfluencia compresiva de arriba hacia

abajo es despreciable. Como los efectosde la presión tienden allí a tomar todas ladirecciones más que simplemente lasverticales, la rotura ocurre tanto desde locostados como del piso o el techo de laexcavación.

Una mina clásica está formada por “pozos” verticales, “galerías” o túneleshorizontales excavados a intervalos fijosy uno o más “frentes”



de donde se extrae el mineral. Los pozosgalerías son excavaciones auxiliares deservicio; la mina en sí es el frente de

explotación que suele ser bastante másamplio. A medida que avanza, el frente vadejando atrás una amplia caverna, que sehace más inestable al hacerse más grande

Para evitar los derrumbes los minerosdejan columnas del propio mineral sinextraer, o bien se construyen columnas de

cemento o madera. Se consideranmportante para la estabilidad las zonas

de falla, que consisten comúnmente enmaterial blando o suelto, que requiere serentibado y forrado, ocasionando unavance lento y caro. Los trabajos en taleszonas están sujetos a una atención

continua de mantenimiento y reparación,



por lo que es conveniente diseñar lospozos principales, caminos de transporte,estaciones de bombeo y cables eléctricos

ejos de las fallas.

Hundimientos – Los hundimientos sonreajustes gravitacionales de las rocas par

alcanzar un nuevo equilibrio después quehan sido extraídos volúmenes delsubsuelo. De hecho, la minería se lleva acabo bajo el principio de que el techo

fallará, y la técnica consiste en que loshundimientos serán más o menoscontenidos hasta que el mineral seaextraído. Cuando ocurre, el hundimientose propaga hacia la superficie del terrenoafectando por lo general un área mayor que la excavada en las labores mineras.

Los daños en edificios, caminos y otras



estructuras suelen ser importantes enzonas pobladas y deben ser consideradosde antemano.

298

MARTÍN H. IRIONDO

Existen varios factores que influyen en elcarácter de los hundimientos.

El tipo de material es importante y sedistinguen tres clases: 1) Sólidos firmes.2) Materiales granulares sueltos. 3)Materiales plásticos, como arcilla

saturada o arenas tixotrópicas. El métodode explotación y la velocidad de avancede los trabajos mineros también influyen.Las depresiones que se van formando



sobre los hundimientos tienden a recoger el agua, lo que agrava los movimientos yen ciertos casos los inicia. Normalmente

el terreno se hunde con lentitud y conargos intervalos de quietud.

Estallidos de roca – Los estallidos son

roturas violentas que ocurren enprofundidades de varios cientos a milesde metros, tomando la forma deverdaderas explosiones. Se distingue

entre “estallidos por tensión” y

“estallidos por aplastamiento”. Losestallidos por tensión consisten endesprendimientos violentos de fragmentosde las paredes de las galerías, del piso yde las columnas. La violencia y velocidadde esos fragmentos puede causar heridas



serias. Los estallidos por aplastamientoson colapsos de mayor magnitud, concaída del techo, doblamiento de las

paredes, rotura de entibación, etc. Se tratade accidentes típicos de minas muyprofundas, como la de Witwatersrand enSudáfrica, que tiene más de tres mil

metros.

Los estallidos de roca se deben a unarepentina liberación de la tensión

acumulada en el campo elástico (Ver Cap5). No es posible predecir con exactitudun accidente de este tipo, aunque amenudo es posible reconocer indicios deriesgo, tales como el pandeo de paredes yvigas. Al parecer, algunos métodos deexplotación los estimulan y otros

disminuyen su frecuencia.



MAPAS GEOT CNICOS

Un mapa geotécnico es la representación

cartográfica de parámetros geotécnicos,geológicos, geomorfológicos,hidrogeológicos o geofísicos que puedenener incidencia o utilidad o servir de

base para obras de ingeniería. Lasendencias recientes en Geología

Aplicada a la Ingeniería tienden adesarrollar estudios regionales, en los qu

os mapas son el elemento másmportante.

Existen dos tipos de mapas geotécnicos:mapas multipropósito y

mapas específicos. Los mapasmultipropósito suelen poseer mayor



contenido de información netamentegeológica, tal como tipos de rocas, tiposde agua subterránea, geomorfología y

procesos dinámicos. Si bien 299


son de utilidad para todo tipo deaplicación en la Ingeniería, el nivel denformación es en general poco preciso

para obras específicas. Se los usa

principalmente para estudios y proyectosde desarrollo múltiple, como nuevosasentamientos urbanos, planificaciónregional y temas similares.

Los mapas específicos se elaboran pararesolver problemas particulares en variosipos de desarrollo territorial y



construcciones representandocaracterísticas geológicas de especialnterés. Esos atributos se representan en

parámetros definidos cuantitativamente ocualitativamente.

Dependiendo de la naturaleza de la región

y del tipo de obras a realizar, se elaboranmapas específicos de diverso tipo: deriesgo sísmico, de deslizamientos, denundaciones, de rocas solubles, de suelo

colapsables, etc. Dentro de esascategorías los mapas suelen ser diseñadode acuerdo a la aplicación que se lesdará: construcción de viviendas, defensacontra deslizamientos, excavación deúneles u otros.

Las escalas de los mapas son



completamente variables, dependiendo deos propósitos de utilización y de la

densidad de datos existentes.

Como ejemplos pueden citarse escalasentre 1:1.000 y 1:5.000 en mapasaplicados a desarrollo urbano y

1:100.000 a 1:1.000.000 en mapasgeotécnicos para carreteras. En los casosde mapas que abarcan grandes regiones sesuelen considerar las variables climáticas

como parámetros independientes.

El Mapa Geotécnico de Entre Ríos

Se presenta aquí como ejemplo el mapageotécnico de Entre Ríos

Fig. 19-4). Debido a sus características



geológicas, la provincia de Entre Ríosposee la mayor parte de su superficiecubierta por suelos expansivos y en meno

medida por otros sedimentos. Las rocasson prácticamente inexistentes ensuperficie. Por lo tanto, en la definiciónde las diferentes zonas se ha prestado

particular atención a los parámetros mássensibles a la expansividad (clasificaciónndice plástico y límite líquido).La

provincia está compuesta por siete zonasgeotécnicas:

Zona I – Arcillas de alta plasticidad.ndice plástico en general mayor a 45 y en

ciertas áreas mayor a 50. Límite líquidomayor



a 70. Es la zona con mayores problemasde expansividad; se

presentan serios problemas técnicos paraa construcción de

viviendas y carreteras.

Zona II – También está compuesta por

arcillas plásticas y

presenta problemas generalizados deexpansión y contracción

300

MARTÍN H. IRIONDO



de suelos, aunque los índices tienenvalores algo más bajos. El

ndice plástico varía entre menos de 30 ymás de 45; el límite

íquido entre menos de 60 y más de 80,

aunque oscila por lo

general entre 60 y 70.

Zona III – Está ubicada al sur de las doszonas anteriores. Como característica

principal presenta una gran variabilidaden sus

propiedades geotécnicas. Aunque

predominan las arcillas



plásticas, se encuentran también arcillasde baja plasticidad y

aun limos, con variaciones marcadas endistancias cortas. El

ndice plástico oscila entre menos de 30 y

más de 45; el límite

íquido entre menos de 60 y más de 70.

Zona IV – Predominan las arcillasplásticas, aunque existe una

mportante proporción de arcillas de bajaplasticidad y de limo.

El índice plástico varía entre 20 y 40; el



ímite líquido es en

general menor a 60.

Zona V – Es la faja arenosa asociada al

río Uruguay. Se trata de arena con algo dearcilla que le produce cohesión, conndice

plástico menor a 20 y límite líquido entre25 y 40. No presenta

problemas de expansividad, excepto en

as fajas arcillosas que e encuentran a loargo de los arroyos principales.



Zona VI – Forma una estrecha faja en elsudoeste de la provincia.

Está formada por arcillas de bajaplasticidad y limos. No se

registran en ella problemas de

expansividad. El límite líquido es enodos los casos menor a 60 y el índiceplástico menor a 20.

Zona VII – Comprende el complejo litoraholoceno del Paraná.

Se trata de un área en general arenosa, cosuelos orgánicos en

ciertos sectores.



301




302

MARTÍN H. IRIONDO

20

Cambios climáticos

Se denomina “cambio climático” al

reemplazo del clima de una región por otro clima diferente. Los cambiosclimáticos son un fenómeno natural que haocurrido a lo largo de toda la historia de

a Tierra. El patrón general es que hanexistido épocas estables, con climas quese extendieron durante millones de años,separadas por épocas inestables,



caracterizadas por cambios rápidos entensos en el clima. Los últimos dos

millones de años fueron (son) una época

nestable, con glaciaciones,calentamientos y aparición de desiertos npermanentes.

El clima es un complejo dinámico erregular que posee ciertas

características generales durante un cierto

período de tiempo, que puede extendersesiglos o milenios, y después cambiar yadoptar otro conjunto diferente de valoresde esas características (tales comoemperatura, precipitación, régimen de

vientos y otras).

La atmósfera que rodea a este planeta es



una mezcla de gases que transforma laenergía radiante que llega del Sol enenergía térmica, la redistribuye mediante

una circulación general de todo el sistemaVer Cap. 9) y genera las corrientesoceánicas. Cuando se hace referencia al

“clima” se implica directamente aelementos atmosféricos tales comoemperatura, precipitaciones, nubosidad,etc. Sin embargo, la atmósfera interactúa

fuertemente con la superficie de loscontinentes, con los océanos (quealmacenan el calor durante mil años), cona “criosfera” o superficie cubierta por

hielo, y con la “biosfera” representada

principalmente por la cubierta vegetalerrestre. Englobando a todo el conjunto



se completa el “Sistema ClimáticoTerrestre”.

La dinámica más simplificada que dominaal Sistema Climático

Terrestre es el calentamiento por

radiación solar de corta longitud de ondaentrante y el enfriamiento por radiación donda larga (calor) emitida por la Tierrahacia el espacio. Ambos valores deben

ser equivalentes para que este planeta nose congele ni se derrita. El calentamientoes más fuerte en latitudes tropicales,mientras que el enfriamiento domina enas regiones polares de ambos

hemisferios. La Tierra gira y se mueve enuna órbita elíptica, también se producenbalanceos menores. Además 303




existen otros factores que influyen. Eso

produce todo un complejo de vientos yluvias que se llama “clima”.

LAS GLACIACIONES

Cuando una región queda sometida a unclima nival, con acumulación progresivade hielo y aparición generalizada de

glaciares, está ocurriendo una“glaciación” (Ver Cap. 10). Sin dudas, laevidencias más conocidas de un cambioclimático de primer orden son los rastros

dejados en Europa y Canadá por lossucesivos avances y retiradas de grandescasquetes de hielo ocurridos durante laEdad de Hielo del Cuaternario. Como se



ha visto en el Capítulo 10 de este libro,os depósitos y geoformas producidos por

el hielo son fácilmente identificables y

ienen gran capacidad de preservación enel tiempo geológico. Esto ha sido deutilidad para 304

MARTÍN H. IRIONDO

determinar la existencia de glaciacionesanteriores (Fig. 20 – 1). Como puede

apreciarse en la figura, las glaciacioneshan ocurrido en períodos cortos (unospocos millones de años) separados por ntervalos mucho más largos de climas

más cálidos.

Cuatro glaciaciones han sido encontradasen el Eon Proterozoico, la más antigua



ocurrida 2300 millones de años antes delpresente en Groenlandia y Escocia. Lonotable de esta glaciación es que

aparentemente ocurrió en latitudesropicales, porque se encuentrantercalada con calizas. Las otras tres se

desarrollaron en regiones polares.

Una importante glaciación ocurrió duranteel Período Ordovícico en el Sahara, que

en esa época se encontraba en el Polo Surodavía se conservan valles en U y rocassedimentarias denominadas “tillitas”,elemento típicos de glaciación. Más tardedurante los períodos

Carbonífero y Pérmico, se desarrolló unagran glaciación en el



Supercontinente de Gondwana (que reuníaa Sudamérica, África,

Australia, la India y la Antártida) que dejillitas en todos ellos. En Argentina,dichos sedimentos se encuentran en elsubsuelo de la región pampeana y

Mesopotamia. Es notable que la EraMesozoica no haya

sufrido ninguna glaciación.

CAUSAS DE LOS CAMBIOSCLIMÁTICOS

Las glaciaciones y otros cambiosclimáticos ocurridos en la historiageológica han sido atribuidos a variascausas diferentes, todas ellas con un



razonable grado de respaldo científico. Shan propuesto causas de tipo astronómicogeológico y químico. Las principales

hipótesis son las siguientes:

Factores galácticos – El Sol es unaestrella mediana ubicada en un brazo de

una galaxia en espiral, la Vía Láctea (VerCap. 1). Junto a sus semejantes de esebrazo, gira alrededor del centro de lagalaxia completando una vuelta cada 200

millones de años (el “año galáctico”).

Es muy probable que nuestro SistemaSolar atraviese nubes de polvoestacionarias, que pueden reducir lacantidad de radiación solar que llega a laTierra. Esto se basa en la aparenteperiodicidad de las siete glaciaciones



ocurridas a lo largo de los EonesProterozoico y Fanerozoico, o sea en losúltimos 2500 millones de años.

Cambios en la radiación solar – Sesupone implícitamente que la

cantidad de calor que el Sol envía a laTierra ha sido siempre la misma.

Sin embargo, existen razonables indicios

de que en la segunda mitad del 305


siglo XVII se produjeron dos períodos devarios años en los cuales la radiaciónsolar fue menor que la normal. Dichofenómeno coincidió con un descenso en la

emperatura global del planeta.



Los ciclos de Milankovich – El astrónomyugoslavo Milankovich

demostró a principios del siglo XX que laTierra en su movimiento alrededor delSol. Además de la rotación diaria y laraslación anual, la elipse que recorre

nuestro planeta se estira y se contraeregularmente; el planeta realiza balanceosacompasados cíclicamente. En cada unade esas fases, diferentes partes del planet

quedan expuestos a la radiación solar enmayor o en menor medida. Este efectopuede hipotéticamente cambiar el régimende vientos y con ello el clima. Los ciclosmportantes serían los de 22.000 años y

44.000 años. La evidencia que soportaesta hipótesis es bastante débil.



Masas continentales en los polos – Cuando una masa continental

relativamente grande migra y ocupadurante algunos millones de años el Poloorte o el Polo Sur, se producen

condiciones favorables para una

glaciación. Sus montañas acumulan hieloque en el océano se derretirían en veranoy variaciones climáticas menores tendríanefectos

acumulativos. El agua de deshielo tiene sudensidad máxima y ocupa el fondo deodos los océanos, influyendo también enatitudes tropicales.

El ejemplo más importante de estefenómeno es la aproximación de la



Antártida al Polo Sur en el TerciarioSuperior; aparecieron glaciares de valleen el Mioceno, que fueron creciendo

rregularmente, y al cabo de cinco o seismillones de años se desató una glaciacióngeneral.

Formación de montañas y mesetas – Laformación de montañas

nterrumpe la circulación general de la

atmósfera, produciendo

alteraciones en el régimen de vientos yluvias. Un caso muy conocido de este

ipo es el de la meseta patagónica, dondeun clima húmedo fue reemplazado por otro desértico cuando se levantó lacordillera de los Andes que intercepta



oda la humedad que llega del océanoPacífico.

Otro caso muy importante es el que resultde la alteración climática que produce elaltiplano boliviano en el clima deSudamérica, deformando las líneas

climáticas y generando un anticiclónestacional sobre el Chaco Sudamericano.La meseta del Tibet es el caso de este tipomás conocido en el mundo. En casos

extremos, la altura de las montañas superaa

“línea de nieve” y pueden aparecer glaciares por una causa simplementeopográfica y local.

Alteración de la circulación oceánica –



La migración de los

continentes, que genera nuevos océanos, y

a combinación de continentes 306

MARTÍN H. IRIONDO

preexistentes en nuevos bloques mayoresproduce alteraciones de primer orden ena circulación general de la atmósfera y e

el clima de las regiones afectadas. El

mayor evento de este tipo en elHemisferio Sur fue la aparición delocéano Atlántico separando Sudaméricade África en el Período Cretácico. Un

caso más reciente fue el surgimiento delstmo de Panamá, que interrumpió la

circulación oceánica tropical entre losocéanos Pacífico y Atlántico, dejando al



Atlántico más frío y salado queanteriormente.

Erupciones volcánicas – La expulsión degrandes volúmenes de ceniza volcánica aa atmósfera produce un enfriamiento

porque las radiaciones solares son

directamente reflejadas al espacio. Laceniza fina y el polvo volcánico alcanzana estratósfera y demoran en promedio 13

años en asentarse. Si el fenómeno

volcánico persiste en el tiempo (a lo largode miles de años, tal como ha ocurridovarias veces) es probable que cambie elclima y hasta puede desatarse unaglaciación.

Gases de invernadero – Un incremento enel contenido de anhídrido carbónico en la



atmósfera no influye en la cantidad deradiación solar que llega a la Tierra, peroretiene en la atmósfera los rayos

nfrarrojos (calor) que este planeta irradial espacio (Ver Venus en Cap. 1),resultando en un aumento en laemperatura global. Este efecto es objeto

de considerable preocupación debido alncremento del anhídrido

carbónico atmosférico en la atmósfera

producido ahora por la actividad de lacivilización humana (combustión dehidrocarburos fósiles y quema demadera). De todas maneras, se supone questa causa no ha sido importante en lasglaciaciones anteriores.

Las causas citadas anteriormente son de



distinta magnitud, sobre todo en losperíodos de tiempo que requieren; laelevación de una cordillera demora

millones de años, mientras que unaerupción volcánica puede ser casinstantánea, por ejemplo. En general, se

debe considerar que los cambios

climáticos ocurren debido a unacombinación de causas y no a una sola deellas.

MÉTODOS DE ESTUDIO

Los cambios climáticos son estudiadospor varias disciplinas; se pueden aplicar métodos geológicos, paleogeográficos,históricos y otros.

Los resultados obtenidos de un estudio



cualquiera son más firmes cuando dos omás métodos llegan a conclusionescoincidentes.

307


Métodos geológicos – Se basan en ladentificación de ambientes del pasado

mediante el uso de la Sedimentología y de

a Geomorfología (Ver Cap. 16). Cadaclima desarrolla un conjunto de geoformay

sedimentos característicos: los campos dedunas eólicas se forman en climasdesérticos, los valles en U se generan enclimas glaciales, etc. Si un clima queda



sedimentos se encuentran en toda la regióen extensiones de decenas de miles dekilómetros cuadrados, lo que indica que e

clima actual todavía no influyó durante eliempo suficiente como para imprimir sumorfología. Como se trata de formassedimentarias desarrolladas en materiales

sueltos fácilmente erosionables, esevidente que el cambio ha sido muyreciente.

Métodos paleogeográficos – Los sistemasecológicos (formados por plantas yanimales) se distribuyen en las diferentesregiones de la Tierra de acuerdo a lageografía física de cada área (Ver Cap.15) que tiene siempre un fuerte controlclimático. Así, existe la selva misionera

con árboles tropicales, poblada por



monos y tucanes, y existe la mesetapatagónica cubierta por pastos duros ypoblada por guanacos: Los guanacos no

pueden vivir en la selva tropical lluviosaDe manera que hay un conjunto deanimales y de plantas que resultanndicadores climáticos confiables,

siempre que se conozca su ecologíaactual. Una rama muy desarrollada deestos métodos es la Palinología, queestudia el polen y con la cual se puedenobtener perfiles estratigráficos muydetallados en sedimentos lacustres y otrossemejantes.

Estos métodos han dado importantesresultados en el estudio de lospaleoclimas de la llanura argentina en el

Cuaternario, pues se registran sucesivos



reemplazos de faunas brasileñas ypatagónicas, que se

superponen en el tiempo. Esto senterpreta como indicación de cambiosclimáticos: Cuando se establece un climahúmedo y cálido avanza el ecosistema

brasileño hacia el sur, alcanzando a lasprovincias de Buenos 308

MARTÍN H. IRIONDO

Aires y La Pampa. Por el contrario,durante los períodos glaciales se extiendeel clima patagónico hasta Santa Fe y Entre

Ríos.

Métodos isotópicos – Los elementosquímicos están caracterizados por su peso



atómico. El cuadro general es el siguiente“El más liviano de todos es el hidrógeno,con peso atómico 1, el segundo es el helio

peso atómico 4) y así sucesivamente. Eloxígeno tiene peso atómico 16

y los metales pesados culminan con el

uranio, cuyo peso atómico es 236”. Ahorabien, algunos átomos de hidrógeno tienenpeso atómico 2, se trata de una variedaddenominada “deuterio”; el átomo de

oxígeno también pesa a veces 17 o 18. Sehabla entonces de “isótopos”: Elhidrógeno tiene dos isótopos, H1 y H2; eloxígeno tiene tres isótopos, O16, O17 yO18, etcétera.

En realidad, la mayoría de los elementosnaturales son una mezcla de isótopos



estables, que tienen leves diferencias ensus propiedades químicas. Por ejemplo,os carbonatos precipitados en el océano

ienen diferentes concentraciones de O18según la temperatura del agua. Estapropiedad se utiliza para dividir alPeríodo Cuaternario en segmentos

bastante precisos denominados Estadiossotópicos Marinos de Oxígeno (EIO),

numerados desde el presente hacia atrás.El EIO 1 es el actual, llega hasta 13.000años antes del presente (13 ka. A.P.); elEIO 2

corresponde al Último Máximo Glacial,se extiende entre 13 ka. A.P. y 36 ka. A.Py así sucesivamente. Los estadios cálidoslevan números impares, los fríos tienen

números pares.



Desde los 1.700.000 años antes delpresente (1,7 Ma A.P.) hasta la actualidadse han contado 37 Estadios Isotópicos de

Oxígeno, es decir, 19 fasesemplado/cálidas (incluido el períodoactual) y 18 fases frías. El ÚltimoMáximo Glacial corresponde al EIO 2; el

EIO 4 fue la época más frío del ciclo enoda Sudamérica. El EIO 5 es el Últimonterglacial de la literatura clásicacuando se creía que el Período

Cuaternario había sufrido solamentecuatro fases frías o glaciaciones); esteaparece dividido en tres partes cálidas:

EIO 5ª, EIO 5c y EIO 5e, separados por eb y el d que fueron secos y fríos.

Métodos arqueológicos – Se aplican para

a reconstrucción ambiental de los último



miles de años. Las sociedades humanas,sobre todo las más primitivas, sonfuertemente dependientes del ambiente

que las rodea, y los restos arqueológicoso demuestran claramente. En la regióndel Litoral (provincias de Santa Fe yEntre Ríos) existió una cultura indígena

que subsistía de la caza de ñandúes,peludos y vizcachas, los

asentamientos se encontraban en lugares

altos (deducción: clima seco).

309


Esa cultura fue reemplazada hacia el año1400 por canoeros que llegaban del norte



y se alimentaban de pescado, ranas, patosy otras especies acuáticas (conclusión:clima húmedo). Naturalmente, el

Hemisferio Norte tiene mayor desarrollode esta especialidad.

Métodos históricos – Crónicas históricas

de diverso tipo son utilizadas por losespecialistas para reconstruir los cambioclimáticos ocurridos en los últimos siglosReferencias a inundaciones, tormentas de

polvo, congelación de ríos y otrascatástrofes pueden ser interpretadas sinerrores; otros indicadores son menosseguros y hasta discutibles, pero seobtienen interesantes resultados. Lasreferencias más antiguas, continuas ysólidas provienen de China, también de

Japón en menor medida. El registro diario



del nivel del Nilo que se conoce desdeunos cuantos siglos atrás es un ejemploclásico. Europa cuenta con datos menos

antiguos y menos fiables.

En el hemisferio Sur, particularmente enAmérica, la información histórica ha sido

registrada por cronistas religiosos (sobreodo los jesuitas) y en menor medida por os cabildos cuando recibían demandas dos estancieros pidiendo exención de

mpuestos por reales o supuestas sequíase inundaciones. De todas maneras,mediante métodos históricos se ha podidodeducir sin lugar a dudas que la regiónpampeana estuvo sometida a un climaárido durante todo el período colonial.

CAMBIOS CLIMÁTICOS EN



SUDAM RICA

Sudamérica es una masa continental

relativamente pequeña rodeada degrandes masas oceánicas, por lo tanto lacirculación general de la atmósfera resultpoco alterada. Esta circulación general

está formada por unos pocos sistemasmayores (Fig. 20-1):

La Zona de Convergencia Intertropical – La Zona de

Convergencia Intertropical (ITCZ por sussiglas en inglés) es

una faja de baja presión que se extiende a

o largo del ecuador



errestre, en la que el aire húmedo ycálido se eleva a miles de metros dealtura, se enfría y produce lluvias

caudalosas casi

continuamente. Es el clima que genera laselva amazónica (Ver

Fig. 9-13). Esta zona oscila hacia el sur en enero y hacia el norte en julio.

Las Fajas de Anticiclones Tropicales – Situadas a ambos lados

de la ITCZ, son fajas de altas presión yescasa humedad. Se

310



MARTÍN H. IRIONDO

extienden entre los 20 y los 30 grados deatitud en ambos

hemisferios y forman grandes anticiclonessobre los océanos y

anticiclones menores sobre el continente.Cerca de la ITCZ

forman los “vientos alisios”, que soplanpermanentemente desde



el Atlántico hacia el interior de Brasil yVenezuela. Producen

climas secos y semiáridos, el ejemplomás importante es el

desierto de Atacama.

Los Vientos del Oeste – Aparecen al sur

del paralelo 40, es

decir, abarcan toda la Patagonia y lasslas del Atlántico Sur. No se trata de

vientos simples, sino de “célulasciclónicas” que giran en el sentido de lasagujas del reloj (en diámetros de 400 a800



kilómetros) y recorren el planeta de oestea este. Se trata de aire frío con bajapresión, que pierde su humedad en los

Andes

Patagónicos. Al sur del continente, en elEstrecho de Drake que

311


o separa de la Antártida, esos vientoscirculares son

particularmente violentos y permanentes,aislando a la Antártida.



El anticiclón Antártico – Se trata de lamasa atmosférica más

fría y seca del planeta. Abarca desde los65/70 grados de latitud hasta el Polo Sur.Sufre una glaciación permanente desde el

Período Mioceno. Está prácticamenteaislado del resto de la

atmósfera del planeta; solo

esporádicamente deja escapar hacia

el norte alguna “ola polar”, de aireextremadamente frío y seco

que atraviesa a los sistemas más cálidos ylega hasta la selva.

Durante los (aproximadamente) últimos



cien mil años ocurrieron

varios cambios climáticos importantes en

a Tierra que se conocen como el últimociclo glacial/interglacial. En la cordillerade los Andes las variaciones deemperaturas produjeron avances y

retrocesos de glaciares, al mismo tiempoque lo que ocurría en otros continentes.Por otro lado, las tierras bajas sufrieronuna serie de períodos secos y húmedos,

con una particularidad notable: losperíodos húmedos ocurridos en el nortedel continente coincidían con períodossecos en el sur y viceversa. La secuenciaclimática general fue la siguiente:



Estadio Isotópico 5 (entre 130 y 85 ka.B.P.) – Fue un período

cálido en todo el mundo, denominadoÜltimo Interglacial. Fue

varios grados centígrados más cálido que

el clima actual. El nivel del mar subióunos diez metros en la costa argentina ybrasileña; se produjo un clima cálido yhúmedo en todo el sur del continente.

Estadio Isotópico 4 (EI4, entre 85 y 65 ka

B.P.) – Clima frío.

Una masiva glaciación afectó a toda laCordillera de los Andes.



Clima húmedo en el norte (Colombia yVenezuela). Un gran

desierto se formó en el sur, con vientosfríos que depositaron

capas de polvo hasta la latitud de 25

grados en Brasil.

Estadio Isotópico 3 (EI3, entre 65 y 36 kaB.P.) – Clima cálido.

Los glaciares de montaña tuvieron una

modesta extensión en

os Andes. Se estableció un clima húmedocon formación de



suelos en el Chaco y la Pampa, mientrasque se desarrollaba un

desierto en el valle del Orinoco y unasabana en el Amazonas.

Estadio Isotópico 2 (EI2, entre 36 y 13 kaB.P.)– Clima frío. Avance general de losglaciares en los Andes, aunque menor que

durante el EI4. Frío y seco en el sur, conextensión del clima patagónico hacia elnoreste. Frío y húmedo en los Andescolombianos, con avance

de glaciares y aumento de la altitud de losbosques.

312



MART N H. IRIONDO

Estadio Isotópico 1 (EI1, desde 13 kahasta la actualidad) – Clima cálido engeneral, con la distribución de vientos y

precipitaciones que ocurren hoy en día.De todas maneras, se han detectado

variaciones menores de temperatura que

significaron alteraciones que duraron unocuantos siglos cada una.

En síntesis, el patrón general de los

cambios climáticos en Sudamérica sepuede visualizar como alteraciones en laoscilación de la ITCZ. El gran motor delclima en nuestro continente, y en el resto



del Hemisferio Sur, es el cambio deamaño e intensidad del Anticiclón

Antártico. Cuando éste aumenta de tamaño

al enfriarse el clima en todo el mundo),empuja a las fajas climáticas hacia elnorte; cuando se reduce, toda lacirculación general de la atmósfera migra

hacia el sur.

CAMBIOS CLIMÁTICOS EN LAREGIÓN PAMPEANA

Estudios más detallados realizados en laregión pampeana (es decir, ampliando laescala unas treinta veces) resultan en elsiguiente esquema:



EI5 – Clima tropical húmedo con avancede las condiciones

ambientales brasileñas hacia el sur. Ríoscon caudales mayores

a los actuales, particularmente el río

Uruguay, que formó en esa época suerraza alta. Segregación de hidróxidos dehierro,

proceso que requiere temperatura mediaanual por encima de

os 20 grados. Ingresión marina hasta

cotas de 10 metros por

sobre el nivel actual.



EI4 – Frío y seco. Se formó el SistemaEólico Pampeano,

compuesto por un mar de arenacaracterizado por megadunas

ongitudinales (Ver Cap. 9) de orientación

sur/suroeste-nor/

noreste con longitudes individuales de 50a 200 kilómetros y

equidistancias entre 3 y 5 kilómetros.Actualmente están

disipadas y se las percibe solamente enmágenes satelitales, pero se deduce quesu altura original fue de decenas y hastacientos



de metros. La dirección de esas dunascoincide perfectamente

con el actual viento pampero. Rodeandoel mar de arena se

depositó una extensa capa de polvo

eólico, que constituye el

oess pampeano de las provincias deBuenos Aires, Santa Fe,

Córdoba y San Luis. Todo el sistema fuegenerado por el viento

del Pacífico que cruzaba la CordilleraPatagónica cubierta por

un campo de hielo (Fig. 9-15).



313




EI3 – Cálido y húmedo. Está representado



en el Sistema Eólico

Pampeano y regiones vecinas por un

mejoramiento climático

complejo e irregular. Básicamente estácaracterizado por tres

fenómenos sucesivos: El primero fue eldesarrollo de un suelo

en la superficie de las dunas; el segundofue un período de

disipación generalizada de las dunas; y el

ercero la generación de un segundo nivelde suelo. Para que se desarrolle un sueloen esta región es necesario un climahúmedo estable de por lo menos dos mil

años de duración (se lo denomina



écnicamente “clima

údico”) Con paisaje estable, sin erosión

ni sedimentación y más

de 700 milímetros de precipitación anualSi se cumplen esas

condiciones, siempre se forma un suelocon horizontes A, B y

C. De manera que existieron dos fasesclimáticas de ese tipo

durante el EI3. La fase intermedia de

disipación de dunas fue

claramente diferente, con la arena sincobertura vegetal, fuertes lluvias

esporádicas (que son el mecanismo típico



de la disipación) y vientos débiles oausentes, porque no se formaron nuevas

dunas. Se formaron terrazas fluviales enríos y arroyos.

314

MARTÍN H. IRIONDO

EI2 – Frío y seco; se trata del ÚltimoMáximo Glacial. Avance

generalizado de glaciares en la cordillerade los Andes y

desecación del clima en las tierras bajas.

Se produjo una



mportante removilización de arenas, queformó importantes

campos de dunas en el sur y depositó unaancha faja de loess de

200 kilómetros de ancho en San Luis,

Córdoba, Santa Fe y

Buenos Aires (el conocido “loesspampeano”). El clima

patagónico avanzó cientos de kilómetroshacia el noreste;

legando su límite hasta la actual ciudadde Santa Fe. Esta fase climática terminóhacia los 8500 años antes del presente8,5 ka A.P.), ya dentro del EI1.



Después de esta última glaciación sesuceden varias fases climático/

ambientales cortas y menos fuertes que laanteriores. Debe recordarse que 10.000años antes del presente comenzó elHoloceno, última

subdivisión del Período Cuaternario.

8,5 ka A.P./3,5 ka A.P. – Calentamientogeneral del clima en

odo el mundo, conocido como“Hypsitermal” u “Optimum

Climaticum”. Cálido y húmedo en la

región pampeana y



alrededores. Su comienzo produjo laextinción de los últimos

restos de la megafauna pleistocena y elpoblamiento humano

generalizado de la región. Se formó una

erraza baja en los ríos y arroyos.

3,5 ka A.P./1,4 ka A.P. – Durante estaépoca del Holoceno

superior sobrevino un pulso seco,

básicamente semiárido, con

formación de campos de dunas menoresen el área de Rufino-



Laboulaye y otras localidades.

1,4 ka A.P./0,8 ka A.P. – Se trata de uncalentamiento climático llamado “ElMáximo Medieval” en Europa. Fue

húmedo en la

Pampa y el Chaco, el río Quinto sufrióvarios cambios de cauce

durante ese período. Se detectarondesarrollos incipientes de

suelos (pedogénesis), aunque el tiemporesultó demasiado corto

para formar suelos completos.



0,8 ka A.P./0,2 ka A.P. – entre los 800

años y los 200 años antes del presente (osea entre los años 1200 y 1800 de nuestraera) se extendió la llamada Pequeña Edaddel Hielo, que coincidió

aproximadamente con el período históricocolonial en América.

En la Argentina produjo avances glacialeen la Cordillera y

aridez en las tierras bajas. Se lo estudia

con métodos históricos, 315



mediante el análisis de mapas jesuíticos,crónicas de viajeros y documentos decabildos. Durante los siglos XVII y XVIII

por

ejemplo, la laguna Mar Chiquita deCórdoba no existía y el

camino real entre Santa Fe y Santiago delEstero la cruzaba por

el medio.

Los últimos doscientos años – El climaactual se instaló en eta

región al principio del siglo XIX y se

extendió con altibajos



hasta la década de 1970, durante la cualpasó a un calentamiento suave, conretroceso de glaciares en los Andes y

mayores

precipitaciones en la mayor parte de losaños.


Climatic Change – J. Gribbin –

Cambridge University Press, 280

pág. (1978)

316

MARTÍN H. IRIONDO

”



EPILOGO - LO QUE VENDRA

Evidentemente, el devenir geológico no s

detiene en el año dos

mil. El clima, los cordones montañosos yas especies animales seguirán

cambiando. Los continentes, en su deriva,crearán y cerrarán océanos.

De acuerdo a los conocimientos actuales,

se pueden adelantar

razonablemente los siguientes sucesos:

En el siglo XXI el clima de la Tierraendrá unos 2 grados

centígrados más de temperatura que el el

siglo XX. Esto se produce debido al



efecto invernadero del anhídridocarbónico liberado en la atmósfera por laactividad industrial. En pocas décadas el

nivel del mar subirá entre 50 centímetrosy 1 metro.

Las tormentas, sobre todo las tormentas

marinas, serán más intensas que en elpasado reciente.

El delta del Paraná, que crece

actualmente 70 metros por año,

alcanzará Montevideo en unos 3500 añosdesapareciendo por completo el Río de la

Plata. La Capital Federal ya habrá sidoalcanzada y superada mucho tiempo antesalrededor del año 2300 de nuestra era..



El Cuaternario es un períodofundamentalmente glacial, con

algunos intervalos interglaciales cálidosntercalados. Estos duran entre 10 y 15mil años cada uno. El actual intervalocálido (llamado Holoceno) ya lleva diez

mil años. Como no tenemos indicio algunque la serie normal haya terminado, sedebe asumir que comenzará otra épocaglacial antes de 5.000 años. La

consecuencia principal va a ser queCanadá y toda Escandinavia van a quedarcubiertos por el hielo. También laPatagonia quedará inhabitable, aunqueesto quedará en parte compensado por laexpansión de la provincia de BuenosAires hacia el sureste, debido al descenso

del nivel del mar. Y por un aumento de



luvias en la Puna.

Dentro de 9 millones de años el mar

Mediterráneo desaparecerá

al colisionar Africa con Europa. Para eseentonces el Atlántico Sur tendrá 200 Km

más de ancho que actualmente. El océanoPacífico será menor que el actual.

317


En 50 millones de años el Pacífico

desaparecerá completamente

mientras que el mar Rojo será un granocéano. La corteza continental será mucho

mayor que la actual; a un ritmo de



acreción de 3,5 Km2 por año, el lector puede hacer el cálculo.

El origen del agua oceánica se encuentraen gran parte en las

exhalaciones de vapor que ocurren en las

suturas de expansión de la litosfera. Conel tiempo, el volumen del océano irácreciendo y

posiblemente se duplicará en 400 Ma. LaTierra se transformará cada vez más en unplaneta acuático.

Dentro de 500 millones de años laduración del año se habrá

reducido en 30 días. Los días serán de 25

horas.



Una vez que cristalice todo el núcleoerrestre (lo que puede ocurrir en 8.000

Ma) cesará el movimiento de las placas

de la litosfera y toda la Tectónica seransformará en cosa del pasado. En unosmillones de años más la erosión destruiráodo el relieve terrestre.

Si las teorías geofísicas actuales soncorrectas, al cristalizar todo el núcleodesaparecerá el magnetismo terrestre. La

brújula ya no marcará el norte. Pero elprincipal inconveniente para la Biosferaserá que desaparecerá la pantallaprotectora que forma dicho campoalrededor de la Tierra, que quedaráexpuesta al viento solar y otros fenómenocósmicos.



Aunque, si el Sol es una estrella normalcomo parece serlo),

estallará un tiempo antes. Eso ocurrirádentro de unos 5.000 Ma, consumiendo enalgunos minutos a todos los planetas ysatélites que lo rodean.

AHIKO (ORAINDIK).

318

MARTÍN H. IRIONDO

Índice

PREFACIO A LA PRIMERA EDICION................................................. 3

OTA A LA SEGUNDA EDICION



........................................................ 5

PREFACIO A LA TERCERA EDICION

................................................. 5

PREFACIO A LA CUARTA EDICIÓN...................................................6

1

La Tierra, la Geología y los minerales

................................. 9

EL UNIVERSO Y EL SISTEMA SOLAR............................................. 10

LA TIERRA.................................................................16



LOS MINERALES.................................................................19

DESCRIPCIÓN DE ALGUNOSMINERALES IMPORTANTES. ......... 25

2

Dinámica interna de la Tierra.......................................... 27

LA MESOSFERA.................................................................27

LA ASTENOSFERA.................................................................29



LA LITOSFERA.................................................................30

EVOLUCIÓN DE LA CORTEZAOCEÁNICA...................................... 36

EVOLUCIÓN DE LA CORTEZACONTINENTAL ............................... 37

3

Procesos magmáticos....................................................... 39

LOS SILICATOS EN EL MAGMA...................................................... 39

LAS SUSTANCIAS VOLATILES EN EL

MAGMA .............................. 40



CLASIFICACION DE LAS ROCASMAGMATICAS ............................ 40

TIPOS DE MAGMA.................................................................41

PLUTONISMO.................................................................43

DIQUES Y FILONES.................................................................44

VULCANISMO.................................................................45

TEXTURA Y ESTRUCTURA



..............................................................48

4Procesos metamórficos.................................................... 49

CAUSAS DEL METAMORFISMO..................................................... 49

CONDICIONES AMBIENTALES DELMETAMORFISMO ............... 50

MINERALES METAMORFICOS

........................................................ 51

METASOMATISMO.................................................................

51



METAMORFISMO DINAMICO......................................................... 52

319


METAMORFISMO TERMICO............................................................ 52

METAMORFISMO DINAMOTERMICO

............................................ 54

ESTRUCTURAS DELMETAMORFISMO DINAMOTERMICO

........ 55

NTENSIDAD DEL METAMORFISMO............................................. 55



FACIES METAMORFICAS.................................................................57

METAMORFISMO PROGRESIVO YRETROGRADO ........................ 57

METAMORFISMO REGIONAL......................................................... 58

ALGUNAS ROCAS

MATAMORFICAS..................................59

5

Geología estructural........................................................ 61

PROPIEDADES FISICAS DE ROCAS Y



SEDIMENTOS ..................... 61

LAS ROCAS COMO CUERPOS

GEOLOGICOS .................................. 64

GEOMETRIA DE LOSPLIEGUES................................................

66

GEOMETRIA DE LAS DIACLASAS.................................................... 67

GEOMETRIA DE LAS FALLAS......................................................... 69

GEOLOGIA DE LOS PLIEGUES........................................................ 70

ENTORNO GEOLOGICO DE LAS

DIACLASAS .................................. 71



GEOLOGIA DE LAS FALLAS............................................................. 7

MANTOS Y ESCAMAS.................................................................74

OROGENIAS.................................................................75

6

Meteorización.................................................................

77

EFECTOS DE LA ATMOSFERASOBRE LAS ROCAS ........................ 77



METEORIZACION FISICA.................................................................

METEORIZACION QUIMICA........................................................... 80

METEORIZACION BIOLOGICA

........................................................ 81

METEORIZACION ANTROPICA....................................................... 81

SERIES DE METEORIZACION......................................................... 82

PRODUCTOS DE LAMETEORIZACION.......................................... 82

LAS SALES DISUELTAS



.................................................................83

LOS MINERALES ARCILLOSOS...................................................... 83

LOS RESIDUOS INALTERADOS

...................................................... 86

EL SUELO.................................................................

88

7

Movimientos en masa...................................................... 91

TIPOS DE MOVIMIENTOS EN MASA

.............................................. 92



8

Procesos aluviales y fluviales

........................................... 99

PROPIEDADES FISICAS DEL AGUA............................................... 99

320

MARTÍN H. IRIONDO

EROSION.................................................................101

TRANSPORTE DE SEDIMENTOS................................................... 102

DINAMICA DEL AGUA SOBRE LA



SUPERFICIE DE LA TIERRA . 105

PROCESOS ALUVIALES EN ZONAS

DE MONTAÑA ...................... 108

PROCESOS ALUVIALES EN ZONASDE PIE DE MONTE .............. 109

PROCESOS ALUVIALES EN ZONASDE LLANURA ....................... 110

CAUCES TIPO RIO DE LA PLATA.................................................... 117

TERRAZAS FLUVIALES

.................................................................117

CUENCAS FLUVIALES

.................................................................



118

EVOLUCION DE LAS CUENCAS

FLUVIALES ................................. 124

CUENCAS CERRADAS.................................................................

125

9

Procesos eólicos..............................................................127

PROPIEDADES FISICAS DEL AIRE................................................ 127

EROSION

.................................................................



128

TRANSPORTE DE SEDIMENTOS POR

ARRASTRE ....................... 131

TRANSPORTE EN SUSPENSION.................................................... 138

TRANSPORTE EN SOLUCION........................................................ 139

DESIERTOS.................................................................140

DUNAS COSTERAS.................................................................142

DISIPACION DE DUNAS



.................................................................142

EL SISTEMA EOLICO PAMPEANO................................................. 142

10

Procesos glaciales........................................................... 147

PROPIEDADES FISICAS DEL HIELO............................................. 147

EROSION

.................................................................150

REGIMEN DEL GLACIAR Y

TRANSPORTE DE SEDIMENTOS .....



151

TIPOS DE GLACIARES

.................................................................154

DEPOSITOS GLACIALES

.................................................................158

GLACIACIONES

.................................................................162

11

Procesos litorales........................................................... 165

OLAS



.................................................................165

MAREAS.................................................................168

TSUNAMIS Y ONDAS DE TORMENTA........................................... 169

EROSION

.................................................................170

PLAYAS, CORDONES Y ALBUFERAS

............................................. 173

ESTUARIOS Y MARISMAS..............................................................

179



DELTAS.................................................................181

321


12

Procesos marinos

...........................................................187

CORRIENTES OCEANICAS.............................................................

187

EDAD DEL OCEANO.................................................................

188



LA PLATAFORMA CONTINENTAL................................................. 189

EL TALUD CONTINENTAL.............................................................190

CORRIENTES DE TURBIDEZ.......................................................... 192

LAS PLANICIES ABISALES

.............................................................192

LAS CORDILLERAS OCEANICAS

................................................... 193

LAS FOSAS ABISALES Y LOSARCHIPIELAGOS EN ARCO ...........

193



LOS CORALES.................................................................195

13

Lagos, lagunas y pantanos

............................................... 197

LOS LAGOS.................................................................

198

EL LAGO MASCARDI.................................................................

200

LAS LAGUNAS.................................................................



203

LOS PANTANOS

.................................................................208

LOS BAÑADOS

.................................................................209

LOS HUMEDALES

.................................................................209

LOS AMBIENTES LENÍTICOS DE LA

REPÚBLICA ARGENTINA . 211

14

Rocas sedimentarias



...................................................... 215

ROCAS CLASTICAS

.................................................................216

DESCRIPICION DE ALGUNAS ROCAS

CLASTICAS ...................... 218

ROCAS ORGANOGENAS Y QUIMICA.......................................... 220

ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS.................................................223

15

Geología Histórica......................................................... 231



ESTRATIGRAFIA FISICA.................................................................231

PALEONTOLOGIA.................................................................235

HISTORIA GEOLOGICA DE LATIERRA ........................................ 239

ANALOGIA.................................................................249

ESQUEMA GEOGRAFICO ACTUAL............................................... 249

16



Geomorfología...............................................................251

ASPECTOS BÁSICOS.................................................................251

GEOMORFOLOGÍA DEESTRUCTURAS DE FRACTURAS............256

GEOMORFOLOGÍA DEESTRUCTURAS PLEGADAS.................... 257

322

MARTÍN H. IRIONDO



LOS PEDIMENTOS O EXPLANADAS............................................ 258

EL KARST.................................................................260

PAISAJES VOLCANICOS.................................................................261

17

Llanuras.................................................................

263

SISTEMAS EXTERNOS QUENFLUYEN EN LAS LLANURAS .....



263

LLANURAS EOLICAS

.................................................................267

LLANURAS GLACIALES

.................................................................268

LLANURAS LACUSTRES

................................................................269

LLANURAS ALUVIALES

.................................................................270

LLANURAS LITORALES

.................................................................



271

18

El agua subterránea....................................................... 275

EL CICLO DEL AGUA EN LAATURALEZA ..................................275

EL AGUA EN LA ATMÓSFERA........................................................ 276

EL AGUA EN EL SUBSUELO

.......................................................... 280

LA QUÍMICA DEL AGUA.................................................................

281



LAS CUENCAS HIDROGEOL GICAS............................................ 282

EXPLOTACIÓN DE ACUÍFEROS.................................................... 283

UN EJEMPLO - EL ACUÍFERO SAN

SALVADOR .......................... 284

EL AGUA Y LA SOCIEDAD HUMANA............................................ 286

19

Geotecnia

.................................................................289

NTRODUCCIÓN

.................................................................



289

LA MECÁNICA DE SUELOS

........................................................... 289

LA MECÁNICA DE ROCAS..............................................................

294

PROBLEMAS GEOLÓGICOS ENOBRAS DE INGENIERÍA ........... 296

MAPAS GEOTÉCNICOS.................................................................299

20

Cambios climáticos

........................................................ 303



LAS GLACIACIONES.................................................................

304

CAUSAS DE LOS CAMBIOSCLIMÁTICOS .....................................

305

MÉTODOS DE ESTUDIO................................................................

307

CAMBIOS CLIMÁTICOS ENSUDAMÉRICA ....................................

310

CAMBIOS CLIMÁTICOS EN LAREGIÓN PAMPEANA ................... 313



EPILOGO - LO QUEVENDRA.......................................... 317

Índice.................................................................319

323



Document Outline

INTRODUCCIÓN A LAGEOLOGÍA

PÁGINA LEGALÍNDICE

PREFACIO A LAPRIMERA EDICION NOTA A LA SEGUNDA

EDICIONPREFACIO A LATERCERA EDICIONPREFACIO A LA

CUARTA EDICIÓN1 LA TIERRA, LAGEOLOGÍA Y LOSMINERALES

EL UNIVERSO Y EL



SISTEMA SOLAR LA TIERRALOS MINERALES

DESCRIPCIÓN DEALGUNOSMINERALESIMPORTANTES.

2 DINÁMICA INTERNADE LA TIERRA

LA MESOSFERALA ASTENOSFERALA LITOSFERAEVOLUCIÓN DE LACORTEZA

OCEÁNICAEVOLUCIÓN DE LACORTEZAOCEÁNICA

3 PROCESOS



MAGM TICOSLOS SILICATOS ENEL MAGMA

LAS SUSTANCIASVOLATILES EN ELMAGMACLASIFICACION

DE LAS ROCASMAGMATICASTIPOS DE MAGMAPLUTONISMODIQUES Y FILONESVULCANISMOTEXTURA Y

ESTRUCTURA4 PROCESOSMETAMORFICOS

CAUSAS DEL

METAMORFISMO



CONDICIONESAMBIENTALESDEL

METAMORFISMOMINERALESMETAMORFICOSMETAMORFISMO

DINAMICOMETAMORFISMOTERMICOMETAMORFISMODINAMOTERMICOINTENSIDAD DELMETAMORFISMO

FACIESMETAMORFICASMETAMORFISMOPROGRESIVO Y

RETROGRADO



METAMORFISMOREGIONALALGUNAS ROCAS

MATAMORFICAS5 GEOLOGÍAESTRUCTURAL

PROPIEDADES

FISICAS DE ROCASY SEDIMENTOSLAS ROCAS COMOCUERPOSGEOLOGICOSGEOMETRIA DELOS PLIEGUES

GEOMETRIA DELAS DIACLASASGEOMETRIA DELAS FALLAS

GEOLOGIA DE LOS



PLIEGUESENTORNOGEOLOGICO DE

LAS DIACLASASGEOLOGIA DE LASFALLASMANTOS Y

ESCAMASOROGENIAS

6 METEORIZACIÓNEFECTOS DE LAATMOSFERASOBRE LAS ROCASMETEORIZACION

FISICAMETEORIZACIONQUIMICAMETEORIZACION

BIOLOGICA



METEORIZACIONANTROPICASERIES DE

METEORIZACIONPRODUCTOS DE LAMETEORIZACIONLAS SALES

DISUELTASLOS MINERALESARCILLOSOSLOS RESIDUOSINALTERADOSEL SUELO

7 MOVIMIENTOS EN

MASATIPOS DEMOVIMIENTOS ENMASA

8 PROCESOS ALUVILES



Y FLUVIALESPROPIEDADESFISICAS DEL AGUA

EROSIONTRANSPORTE DESEDIMENTOSDINAMICA DEL

AGUA SOBRE LASUPERFICIE DE LATIERRAPROCESOSALUVIALES ENZONAS DEMONTAÑA

PROCESOSALUVIALES ENZONAS DE PIE DEMONTE

PROCESOS



ALUVIALES ENZONAS DELLANURA

CAUCES TIPO RIODE LA PLATATERRAZASFLUVIALES

CUENCASFLUVIALESEVOLUCION DELAS CUENCASFLUVIALESCUENCASCERRADAS

9 PROCESOS EÓLICOSPROPIEDADESFISICAS DEL AIREEROSION

TRANSPORTE DE



SEDIMENTOS PORARRASTRETRANSPORTE EN

SUSPENSIONTRANSPORTE ENSOLUCIONDESIERTOS

DUNAS COSTERASDISIPACION DEDUNASEL SISTEMAEOLICOPAMPEANO

10 PROCESOS

GLACIALESPROPIEDADESFISICAS DEL HIELOEROSION

REGIMEN DEL



GLACIAR YTRANSPORTE DESEDIMENTOS

TIPOS DEGLACIARESDEPOSITOSGLACIALES

GLACIACIONES11 PROCESOSLITORALES

OLASMAREASTSUNAMIS YONDAS DE

TORMENTAEROSIONPLAYAS,CORDONES Y

ALBUFERAS



ESTUARIOS YMARISMASDELTAS

12 PROCESOSMARINOSCORRIENTESOCEANICAS

EDAD DELOCEANOLA PLATAFORMACONTINENTALEL TALUDCONTINENTALCORRIENTES DE

TURBIDEZLAS PLANICIESABISALESLAS CORDILLERAS

OCEANICAS



LAS FOSASABISALES Y LOSARCHIPIELAGOS

EN ARCOLOS CORALES13 LAGOS, LAGUNAS YPANTANOS

LOS LAGOSEL LAGOMASCARDILAS LAGUNASLOS PANTANOSLOS BAÑADOSLOS HUMEDALES

LOS AMBIENTESLENÍTICOS DE LAREPÚBLICAARGENTINA

14 ROCAS



SEDIMENTARIASROCAS CLASTICASDESCRIPICION DE

ALGUNAS ROCASCLASTICASROCASORGANOGENAS Y

QUIMICASESTRUCTURASSEDIMENTARIAS

15 GEOLOGÍAHISTÓRICA

ESTRATIGRAFIAFISICA

PALEONTOLOGIAHISTORIAGEOLOGICA DE LATIERRA

ANALOGÍA



ESQUEMAGEOGRAFICOACTUAL

16 GEOMORFOLOGÍAASPECTOSBÁSICOSGEOMORFOLOGÍA

DE ESTRUCTURASDE FRACTURASGEOMORFOLOGÍADE ESTRUCTURASPLEGADAS.LOS PEDIMENTOSO EXPLANADAS

EL KARSTPAISAJESVOLCANICOS

17 LLANURAS

SISTEMAS



EXTERNOS QUEINFLUYEN EN LASLLANURAS

LLANURASEOLICASLLANURASGLACIALES

LLANURASLACUSTRESLLANURAS

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