Origen Del Suelo

Mecánica de Suelos 1 Tema: Origen del Suelo Prof. William Vargas

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ORIGEN Y COMPOSICIÓN DEL SUELO 1. Introducción Para propósitos de la ingeniería civil, los suelos se definen como aquellos materiales que se encuentran en la superficie terrestre y se pueden utilizar para cimentar edificaciones o realizar construcciones sin recurrir a la perforación mecánica o a las explosiones. El origen de los suelos es objeto de estudio de la geología y esta ciencia los define como los materiales que resultan de la descomposición de las rocas subyacentes o que fueron depositados sobre las mismas pero no cuentan con suficiente densidad, soldadura o cementación. Otros especialistas estudian el suelo con énfasis en sus propiedades físicas o químicas y prefieren sus propias definiciones según sus propósitos. Los suelos cubren gran parte de la superficie de la tierra, tanto sobre los continentes como bajo los océanos y lagos. Normalmente, el suelo que se encuentra en zonas montañosas es el residuo de la descomposición de las rocas que forman la corteza terrestre bajo los efectos del clima y el que se encuentra en zonas bajas y planicies costeras es el depósito de materiales fragmentados y descompuestos de las montañas, erosionados y arrastrados por el agua, el hielo y el viento. 2. La Tierra De acuerdo con las teorías aceptadas en la actualidad sobre el origen del sistema solar, el planeta Tierra se formó por acreción

1 de gases y polvo cósmico de una nebulosa primigenia, hace unos cuatro mil seiscientos millones (4,6 x 10

9) de

años. Las fuerzas electromagnéticas y de atracción gravitacional produjeron variaciones en la concentración de los componentes de la nebulosa, y progresivamente se generaron “vórtices” o centros de condensación paulatina de masa, proceso que culminó con la formación de los cuerpos precursores del Sol y los planetas. Las primeras partículas sólidas de los elementos y compuestos químicos más abundantes y con las temperaturas de fusión más altas del planeta (hierro, níquel y silicatos) se originaron con el enfriamiento del polvo cósmico y de los gases, mayoritariamente oxígeno. La cercanía del Sol y la baja intensidad del campo gravitacional de la Tierra no le permitieron conservar cantidades apreciables de otros elementos y compuestos más livianos, tales como el hidrógeno, el helio y otros gases, los cuales son más abundantes en los planetas lejanos. La atracción gravitacional entre partículas sólidas aumentó la concentración de masa en un volumen cada vez menor. La densificación y la desintegración de los elementos radiactivos (más pesados) generaron suficiente calor para fundir el interior y provocar la separación de los componentes en capas según su densidad, desde los metales (los más densos y pesados) en el centro, hasta los gases (los más livianos) en el exterior. La separación de materiales según su densidad produjo la estratificación de la estructura interna actual de la Tierra, la cual se muestra en la Figura 1.

Figura 1 Estructura interna simplificada del planeta Tierra

El hierro y el níquel por ser los elementos más pesados, migraron progresivamente hacia el centro y formaron el núcleo; en donde estos metales se encuentran en estado sólido (núcleo interno) y líquido (núcleo externo). Los silicatos metálicos

1 Acreción: La concentración, colisión y fusión de la materia bajo la acción de la gravedad.

NúcleoManto

Corteza (rocas,

suelo)

Atmósfera

3,49

2,27

0,66

1,0

G=10+

G=4,5-8,0

G=3,0-4,5

10-15 km

Dimensiones apr ox imadas

en miles de km

agua

G

G: Gr avedad específica


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se concentraron en una capa semisólida intermedia de gran volumen que cubre el núcleo, denominada manto. Los materiales del manto reciben el nombre de magma y están un estado viscoso, semifundido, por lo que se comportan como sólidos ante esfuerzos aplicados rápidamente, como los producidos por el paso de las ondas sísmicas, pero pueden fluir lentamente ante esfuerzos sostenidos. El manto también se divide en un manto superior y la mesosfera (esfera intermedia) o manto inferior. Por su exposición a los gases y agua del exterior, la superficie del manto superior se enfrió y formó una capa delgada rígida de rocas denominada corteza. La descomposición de las rocas de la corteza por la acción del agua y otros agentes forma los suelos, una capa extremadamente delgada en comparación con las dimensiones del planeta. La mayor parte de la superficie exterior de la corteza se encuentra cubierta por agua o hidrosfera que es el límite inferior de la atmósfera, la capa de gases que envuelve al planeta. La hidrosfera y la atmósfera ejercen una acción constante de desgaste y transformación de la corteza y dan origen a las formas del relieve topográfico. El planeta tiene un radio de 6371 km en promedio. El núcleo tiene un radio aproximado de 3486 km (1216 km el núcleo interno y 2270 km el externo) y el manto tiene un espesor de 2885 km (2225 km el manto inferior y 660 km el superior). La corteza terrestre tiene un espesor que varía entre 3 km en los fondos oceánicos y 70 km en las cordilleras más elevadas (Andes, Himalaya), con un promedio de 10 a 15 km, como se muestra en la Figura 2.

Figura 2 Nomenclatura y dimensiones aproximadas de las capas que componen el planeta Tierra. Fuente: Tarbuck & Lutgens (1999)

Los principales elementos químicos que forman la corteza exterior (rocas superficiales) aparecen en la Tabla 1. Se puede observar la predominancia de metales y en especial del silicio.


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Tabla 1. Composición química de la corteza terrestre

Elemento Símbolo Porcentaje del peso Porcentaje del volumen

Oxígeno O 46,6 93,8 Silicio Si 27,7 0,9 Aluminio Al 8,1 0,5 Hierro Fe 5,0 0,4 Magnesio Mg 2,1 0,3 Calcio Ca 3,6 1,0 Sodio Na 2,8 1,3 Potasio K 2,6 1,8

Estos elementos raramente se dan en forma pura y aparecen en combinaciones, como componentes de minerales. Los principales minerales que forman las rocas y están expuestos a la descomposición que produce suelos en o cerca de la superficie terrestre aparecen en la Tabla 2

Tabla 2. Minerales principales que forman las rocas de la corteza terrestre

Grupo Nombre Composición química Fórmula Color Gravedad

específica Gs Porcentaje

aproximado

Feldespatos

Ortosa Alumino – silicatos de potasio K(Al)Si3O8 Rosado, blanco y gris verdoso

2,56

30

Plagioclasa Alumino – silicatos de sodio y calcio

Na(Al)Si3O8 Blanco, gris, verde y rojo

2,6 – 2,75

Sílice Cuarzo y pedernal

Dióxido de silicio SiO2 Incoloro – blanco o claro

2,66 28

Micas

Moscovita Alumino – silicatos de potasio K(Al2)Si3Al(O10)(OH)2 Plateado claro 2,75 – 3,0

18 Biotita

Alumino – silicatos de potasio, magnesio e hierro

K2(Mg/Fe)6(SiAl)8O20(OH)4 Negro, café o verde oscuro

2,75 – 3,0

Silicatos ferromagnesianos

Piroxeno (Augita) Silicatos de magnesio, hierro y aluminio

(Mg/Fe)2SiO3 Negro 3,1 – 3,6

1 Hornblenda (Anfíbol)

Silicatos de sodio, calcio, magnesio, hierro y aluminio

Ca2(Mg/Fe)5Si8O22(OH)2 Verde oscuro a negro 2,9 – 3,8

Olivino Silicatos de magnesio – hierro (Mg/Fe)2SiO4 Verdoso 3,3

Minerales arcillosos Caolinita Silicato de aluminio hidratado Al2Si2O5(OH)4 Blanco 2,2 – 2,6 10

Carbonatos Calcita Carbonato de calcio CaCO3 Blanco a gris 2,7 9

Dolomita Carbonato de calcio y magnesio CaMg(CO3)2 Blanco a gris 2,8

Óxidos de hierro Hematita Óxido de hierro Fe2O3 Rojo variable en intensidad

5,4

4 Limonita Óxido de hierro hidratado 2Fe2O3 ·3H2O

Amarillo variable en intensidad

Magnetita Óxido de hierro Fe2O4 Negro


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Las corrientes de flujo de materiales semifundidos en el interior generan la ruptura de la corteza en placas o fragmentos y el movimiento relativo de las mismas produce la creación constante de nuevos fondos marinos y de las montañas continentales.

Figura 3 Movimiento del magma en el interior del planeta y ruptura de la corteza terrestre en placas.

Figura 4. División de la corteza terrestre en placas tectónicas y tipos de movimiento relativo entre ellas. Tomado de Tarbuck & Lutgens (1999)


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3. Origen de las rocas y del suelo Todos los suelos se originan, directa o indirectamente, de rocas sólidas. Las rocas son mezclas de varios minerales o compuestos y varían ampliamente en su composición. La roca caliza, por ejemplo, es mayormente calcita, mientras que el granito contiene feldespatos, cuarzo y cantidades variables de silicatos ferromagnesianos. La descomposición de estos minerales da origen a partículas sólidas de tamaño variado y las de tamaño más reducido (minerales arcillosos), se encuentran en forma dispersa y, a menudo, sólo representan un pequeño porcentaje del peso total de una masa. Sin embargo, como se verá a lo largo del curso, su influencia en el comportamiento de las masas de suelo y de roca, puede ser mayor de lo que se podría suponer dadas sus proporciones relativas. Los geólogos clasifican las rocas de acuerdo con su génesis o modo de formación en ígneas, sedimentarias y metamórficas. Rocas ígneas: Las rocas ígneas forman la mayor parte de la corteza y de la superficie del planeta y se podría afirmar que la Tierra es básicamente una enorme roca ígnea, cubierta parcialmente por una capa delgada de suelos y rocas sedimentarias. Estas rocas se forman en la superficie o dentro de la corteza terrestre, por enfriamiento del magma del cual está compuesto el interior del planeta. El magma es el material semisólido presente en el manto superior, compuesto por minerales de roca en estado de fusión parcial. Los minerales tienen un intervalo de temperaturas de fusión de varios cientos de grados centígrados y cuando la temperatura ha ascendido lo suficiente para formar un volumen considerable de magma, este tiende a ascender por ser menos denso que las rocas que lo rodean, lo cual crea corrientes o flujos dentro del manto. Los procesos dinámicos del magma en el interior del planeta han producido la ruptura de la corteza en fragmentos denominados placas tectónicas y el movimiento relativo de las mismas. Las zonas en donde el movimiento es una colisión o choque, la placa de menor espesor, usualmente oceánica, se sumerge o subduce bajo la otra. El material de la corteza subducida es arrastrado hacia el interior del planeta y se funde.

Figura 5. Tipos de bordes de placas tectónicas y movimientos relativos (interacción). A la izquierda se presenta una zona de subducción y a la derecha una de separación de placas. Tomado de Tarbuck & Lutgens (1999)

Las zonas de ruptura de la corteza en las cuales una placa se aleja de la otra se encuentran principalmente bajo los fondos de los Océanos Pacífico y Atlántico y en la parte oriental de África. Las placas oceánicas tienen un espesor menor que las continentales y, consecuentemente, permiten la salida directa de magma a través de las fisuras de la corteza o sistemas de fallas de la ruptura. También existen fuentes de magma puntuales dentro de una placa oceánica, que producen volcanes submarinos como en los archipiélagos de Hawai, Galápagos y la Isla del Coco. El magma de estas fuentes tiene una composición mineralógica distinta a la del que se forma a gran profundidad dentro de la corteza continental. El magma que alcanza la superficie, propulsado por los gases que escapan, se denomina lava y al salir puede generar un volcán o surtidor. La lava solidificada en la superficie forma rocas ígneas extrusivas o volcánicas. Las rocas ígneas volcánicas son abundantes en las zonas occidentales del continente americano (costa Pacífica), en donde se da la subducción de la placa oceánica. Si el magma pierde la movilidad antes de alcanzar la superficie se solidifica o cristaliza en


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profundidad y forma rocas ígneas intrusivas o plutónicas, las cuales pueden quedar expuestas en la superficie solamente después de que la corteza sufra movimientos tectónicos o erosión. Entre las rocas ígneas más comunes se encuentran el granito, el basalto, la dolerita, la andesita, y el gabro. La clasificación de las rocas ígneas se establece en función de la composición mineralógica y la textura o grado de cristalización. La composición mineralógica varía según el porcentaje relativo de sílice. Cuando el contenido de sílice es bajo y predominan el olivino, el piroxeno y la plagioclasa (minerales con altos contenidos de hierro, magnesio y calcio), las rocas se denominan basálticas o máficas (de magnesium y ferrum) y son más oscuras y densas. Cuando predominan los feldespatos potásicos y el cuarzo (sílice), las rocas se denominan graníticas o félsicas (de feldespato y sílice). Las rocas de composición intermedia se denominan andesíticas. La textura o grado de cristalización depende de la velocidad de enfriamiento, la cual se relaciona con la profundidad o presión a la cual se forman las rocas. Un enfriamiento rápido del magma al alcanzar la superficie produce cristales de tamaños reducidos y una textura fina o afanítica, mientras que el enfriamiento lento que ocurre a gran profundidad produce cristales de mayor tamaño y una textura gruesa o fanerítica. Las erupciones volcánicas pueden ser de tipo efusivas (derrames) y explosivas, de acuerdo con la composición del magma y la presencia de agua y otros gases en el volumen eyectado. Los productos de las erupciones dependen de la viscosidad del magma, la cual está determinada fundamentalmente por el contenido de sílice, dado que la estructura molecular de este compuesto forma enlaces que se rigidizan rápidamente, incluso antes de que comience la cristalización de minerales más complejos. Las erupciones efusivas están asociadas con magmas de baja viscosidad, baja concentración de gases y agua y se manifiestan como flujos de lava, magma fundido que se mueve sobre la superficie, de acuerdo con la topografía y la gravedad. Los derrames y flujos de lavas sucesivos producen acumulación en la superficie de magma solidificado, denominadas localmente “coladas de lava”. El término “colada” es indicador de la morfología del flujo y de sus características topográficas. Las características de las rocas formadas en cada colada dependen de la viscosidad del magma (contenido de sílice), los procesos y velocidades de enfriamiento. La velocidad de enfriamiento también determina la estructura de las fisuras o diaclasas de la roca. Las erupciones explosivas están asociadas con magmas de alta viscosidad, alta concentración de gases y agua y se manifiestan como flujos piroclásticos y expulsión de cenizas, en función de su composición y de la influencia mayor de la gravedad o del transporte por aire. En los volcanes de tipo explosivo, el magma de alta viscosidad se solidifica más rápidamente al perder temperatura y produce una obstrucción de la salida de materiales. La concentración de gases en el magma viscoso ocasiona una acumulación de presión dentro de la cámara del volcán, la cual varía en relación lineal con la temperatura. La presencia de gases desintegra o pulveriza el magma y la presión acumulada termina por romper la obstrucción. Los productos de la explosión de un volcán son denominados piroclastos (del griego “fragmentos en llamas”) y están constituidos por magma pulverizado (tefra volcánico) y fragmentos de roca del conducto (chimenea o fisura). Al ser expulsados a la atmósfera, los piroclastos se pueden enfriar parcialmente antes de depositarse. El tamaño de los fragmentos sólidos y la proporción relativa de sólidos y gases determina si el volumen expulsado será afectado por la gravedad o no. En caso de que la proporción de sólidos es alta en relación con la de gases y los fragmentos sólidos tienen tamaños grandes, el volumen expulsado descenderá por las laderas del volcán y se denomina avalancha o flujo piroclástico. Si por el contrario, la proporción de sólidos es baja y el tamaño de las partículas es pequeño, el volumen de materiales será expulsado hacia la atmósfera y se denomina erupción de cenizas. Los flujos piroclásticos y las erupciones de ceniza que predominan en la actividad actual de los volcanes de Centro América producen depósitos de materiales en los cuales puede existir una mezcla de minerales poco cristalizados como la ceniza y fragmentos de rocas previamente formadas y arrastradas por la explosión, con diferentes grados de adhesión o soldadura. De acuerdo con su modo de transporte y deposición, se distinguen tres tipos diferentes de depósitos de piroclastos: de caída, de flujo y de avalancha. Un depósito de caída es producto de una erupción explosiva, en la cual se forma una columna de gas y piroclastos. Debido a la variedad de los tamaños de partículas, se encuentran desde grandes bloques que siguen trayectorias de proyectil hasta caer a grandes distancias (sin ser afectados por el viento) hasta materiales muy finos, como cenizas, que pueden quedarse en el aire prolongadamente, para luego formar capas de ceniza sobre la superficie. Las erupciones de cenizas


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pueden tener un alcance horizontal muy grande por el efecto de transporte aéreo, pero el volumen de material se reduce con la distancia o alcance. Los fragmentos o piroclastos de las cenizas son de tamaños pequeños, lo cual permite un enfriamiento más rápido e impide la formación de cristales de roca. El tamaño de los piroclastos en una erupción oscila entre un polvo muy fino y trozos que pesan más de una tonelada. Según el tamaño, los geólogos les asignan un nombre de acuerdo con la siguiente tabla.

Tabla 3. Nomenclatura geológica y geotécnica de los piroclastos (Adaptado de Alvarado)

Tamaño de partícula, D (mm) Nombre geológico Nombre geotécnico

D > 64 Bomba, bloque Roca, bloque, canto

2 < D 64 Lapilli Grava, arena gruesa

0,2 < D 2 Ceniza Arena media

D 0,2 Polvo volcánico Arena fina, limo, arcilla

Los depósitos de cenizas pueden adquirir algún grado de adhesión o soldadura, según las condiciones de temperatura y presión (espesor) en las cuales se formen. Los depósitos de cenizas reciben en general el nombre de tobas y dependiendo del grado de adhesión que se desarrolle entre partículas pueden ser denominadas “tobas soldadas”. Los depósitos de avalancha transportan piroclastos sobre la superficie, dentro de una matriz principalmente gaseosa. Tienden a depositarse de acuerdo a la topografía cubriendo toda la superficie con un espesor ligeramente mayor en las partes bajas. Los flujos piroclásticos se diferencian de las avalanchas en que contienen una cantidad mayor de partículas sólidas, su movimiento es controlado por la gravedad (peso de los clastos), tienen altas temperaturas y pueden tener zonas altamente fluidizadas. Al depositarse, los materiales tienden a rellenar las partes bajas de la topografía previa, pueden fundirse, soldarse y alcanzar resistencia de roca si las condiciones de temperatura y presión lo permiten. Dentro de los flujos piroclásticos se distinguen básicamente tres tipos: flujos de cenizas y bloques, flujos de escorias y flujos pumíticos o ignimbritas. Los flujos de cenizas y bloques se caracterizan por contener bloques de hasta 5 metros de diámetro en una matriz de cenizas. Usualmente los clastos presentes provienen del mismo tipo de magma, por lo que la composición de todo el flujo es básicamente la misma. Los flujos de escoria tienen contenidos variables de cenizas con bloques de hasta 1 metro de diámetro. Se pueden encontrar vacíos de gas y madera carbonizada, lo cual es común también en los flujos de cenizas y bloques. Ninguno de los dos tipos anteriores se conoce por tener estructuras soldadas. Finalmente las ignimbritas o flujos de pómez, son depósitos masivos y mal gradados, con contenidos variables de ceniza, lapilli redondeado de pómez, y ocasionalmente bloques de hasta 1 metro de diámetro. Las ignimbritas pueden llegar a tener densidad y resistencia altas como la de una roca en la parte inferior del flujo y usualmente tienen zonas soldadas. La Figura 6 resume las características generales de las rocas ígneas y los productos volcánicos más comunes.


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Figura 6 Características de las rocas ígneas y productos volcánicos más comunes.


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Rocas sedimentarias: Las rocas sedimentarias se forman por litificación de materiales sólidos (sedimentos) en masas de agua, tales como lagos, mares y océanos. Los sedimentos están formados por fragmentos de otras rocas que han sido transportados por agua y/o aire o por materiales (sustancias) disueltos en agua. Conforme se acumulan los sedimentos durante largos periodos geológicos, los materiales más profundos se compactan por el efecto del peso de las capas superiores y los minerales disueltos en el agua rellenan los espacios vacíos entre las partículas, cementan los sedimentos y forman las rocas. Según los geólogos, las rocas sedimentarias ocupan solamente el 5% del volumen de la corteza terrestre, pero representan un 75% de los afloramientos de roca en los continentes. Por lo tanto, las rocas sedimentarias son una capa discontinua y relativamente delgada de la porción más externa de la corteza, dado que los sedimentos se acumulan solamente en la superficie. Las rocas sedimentarias son importantes para el estudio de acontecimientos y ambientes geológicos pasados dado que guardan evidencias tales como los fósiles, las cuales han permitido el desarrollo de las teorías sobre la historia de la Tierra. Las rocas sedimentarias se clasifican de acuerdo con su origen en detríticas y químicas. Las rocas detríticas se formaron a partir de fragmentos sólidos o clastos, derivados de otras rocas, transportados y depositados. Se clasifican o distinguen con base en el tamaño del clasto original, el cual está estrechamente relacionado con el ambiente de deposición. Las rocas detríticas más comunes, ordenadas por tamaño creciente de clasto son la lutita, la arenisca y el conglomerado o brecha. Las rocas químicas se formaron a partir de sustancias disueltas en el agua, precipitadas mediante procesos orgánicos o inorgánicos. Los procesos orgánicos incluyen los esqueletos, caparazones y partes duras de organismos que una vez muertos se acumulan por millones en el fondo de lagos u océanos como sedimentos bioquímicos. Los procesos inorgánicos incluyen la precipitación de sustancias disueltas en agua tales como los carbonatos de calcio y la evaporación del agua que deja el material disuelto.

Tabla 4. Clasificación de las rocas sedimentarias

Rocas detríticas

Textura Nombre del sedimento y tamaño del clasto (D)

Nombre de la roca Comentarios

Clástica

Grava (D > 2 mm) Conglomerado Fragmentos redondeados de roca

Brecha Fragmentos angulosos de roca

Arena (0,0625 < D < 2 mm)

Cuarzoarenita Predomina el cuarzo

Arcosa Cuarzo con abundante feldespato

Grauvaca Color oscuro; cuarzo con abundante feldespato, arcilla y fragmentos de roca

Arcilla (D < 0,0625 mm) Lutita físil Se separa en finas capas

Lutita (shale) Se rompe en bloques o trozos

Rocas químicas

Grupo Textura Nombre de la roca Composición

Inorgánico

Clástica o no clástica Caliza Calcita, CaCO3

No clástica

Dolomía Dolomita, CaMg(CO3)2

Sílex Cuarzo microcristalino, SiO2

Sal de roca Halita, NaCl

Yeso Yeso, CaSO4 • 2H20

Bioquímico

Clástica o no clástica Caliza Calcita, CaCO3

No clástica Sílex Cuarzo microcristalino, SiO2

Carbón Restos vegetales alterados


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Rocas metamórficas: Las rocas metamórficas son formadas a partir de rocas preexistentes (ígneas, sedimentarias y otras rocas metamórficas), mediante un proceso de alteración denominado metamorfismo, el cual es producido por altas temperaturas (mármol, cuarcita), presiones (pizarra, esquisto) o fluidos químicamente activos. El metamorfismo ocurre cuando las rocas están sometidas a condiciones diferentes a las de su formación. La composición mineral de la roca original determina el grado en que cada factor o agente influye sobre el metamorfismo, aunque en general el calor es el más importante porque facilita la energía para producir las reacciones químicas. La presión y la temperatura aumentan con la profundidad dentro de la corteza, por lo que las rocas metamórficas usualmente se originan a gran profundidad. Los cambios más importantes que produce el metamorfismo en las rocas son el aumento de la densidad, el crecimiento de cristales, la reorientación de los granos minerales en texturas laminares (foliación) y la transformación química de minerales. El metamorfismo ocurre usualmente donde la roca está en contacto con una masa ígnea (metamorfismo de contacto), en los planos o zonas de falla donde se rompen y pulverizan rocas (metamorfismo dinámico) o en regiones sometidas a altas presiones durante la formación de montañas (metamorfismo regional). El metamorfismo regional es el más importante de los tres modos y el más frecuente en las zonas de convergencia de placas tectónicas (subducción), como la costa Pacífica de Centro y Sur América.

Tabla 5. Rocas metamórficas comunes

Roca metamórfica Roca inicial Textura Comentarios

Pizarra Lutita Foliada De grano muy fino

Filita Lutita Foliada De grano fino a medio

Esquisto Lutita, roca volcánica y granítica Foliada Minerales diversos de grano grueso

Gneis Lutita, rocas volcánica y granítica Foliada De grano grueso (no micáceo)

Mármol Caliza, dolomía No foliada Compuesto por granos de calcita ¡ntercrecidos

Cuarcita Arenisca rica en cuarzo No foliada Compuesto por granos de cuarzo intercrecidos

Corneana Cualquier material de grano fino No foliada De grano fino

Migmatita Mezcla de rocas graníticas y máficas Débilmente foliada Compuesto por capas con volutas

Milonita Cualquier material Débilmente foliada Roca dura de grano fino

Metaconglomerado Conglomerado rico en cuarzo Débilmente foliada Cantos rodados muy estirados

Anfibolita Roca volcánica máfica Débilmente foliada De grano grueso

4. El ciclo de los materiales de la litosfera: La historia geológica documentada del planeta es de aproximadamente mil millones (10

9) de años y muestra que la Tierra

está en ciclos constantes de cambio. Una vez que se diferenciaron las capas que componen el interior y se formó la corteza, las rocas quedaron expuestas a los efectos del clima. Los agentes climáticos, fundamentalmente la lluvia y la temperatura, al actuar sobre la superficie de la corteza reducen la roca sólida a fragmentos y la descomponen químicamente, en un proceso continuo denominado meteorización o intemperización. Los materiales descompuestos que permanecen en el sitio de origen se denominan suelos residuales. Los fragmentos de roca y las partículas de suelo resultantes de la descomposición son arrastrados por el agua, el viento y los glaciares y crean depósitos de sedimentos. Estos sedimentos se densifican por el peso de los sedimentos suprayacentes y puesto que la mayor parte de la sedimentación ocurre en ambientes marinos, en los cuales están presentes agentes cementantes en solución (sales de calcio, sodio y magnesio, como carbonatos, sulfatos, cloruros, etc.), se llegan a convertir en rocas sedimentarias a través del tiempo geológico en un proceso denominado “litificación” Los plegamientos y otros movimientos de la corteza exponen los sedimentos, junto con las rocas subyacentes (ígneas y sedimentarias), a nuevos procesos de meteorización. En algunos sitios, los movimientos tectónicos de la corteza producen incremento de la presión y la temperatura o existen grietas en la corteza por donde el magma fundido puede ascender sin alcanzar la superficie. Estos dos procesos transforman las rocas sedimentarias (y algunas rocas ígneas) en rocas metamórficas. Movimientos posteriores dejan expuestas las rocas a la meteorización y en algunos casos, si la profundidad y las condiciones geológicas lo permiten, las rocas vuelven a fundirse en el magma y comienzan un nuevo ciclo.


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Los procesos que transforman las rocas en suelo y viceversa se denominan el ciclo de las rocas y se resumen en la Figura 7.

Meteorización

Mete

ori

zaci

ón

Fusi

ón

Calor y pr esión

(Metamor fismo)

Fusión

SUELOS RESIDUALESEr osión

y tr anspor te

Enfriamiento y solidificación

(Cristalización)

Fusión

Meteoriz

ación

ROCAS ÍGNEAS

MAGMA

ROCAS

METAMÓRFICAS

ROCAS

SEDIMENTARIAS

Com

pact

aci

ón

y ce

menta

ción

(Lit

ific

aci

ón)

DEPÓSITOS DE

SEDIMENTOS

Calor y pr esión

Figura 7 El ciclo roca – suelo

4. Modos de formación del suelo Los procesos de formación de suelos son complejos, puesto que son el resultado de la combinación de muchos factores. Los dos procesos principales que convierten las rocas sólidas en suelos son la meteorización y el transporte. La meteorización es la desintegración de las rocas en fragmentos y la descomposición química de estos, causada por agentes climáticos, especialmente la temperatura y el agua. La meteorización produce suelos residuales, acumulaciones de los residuos de la roca que permanecen in situ. Los procesos de meteorización comienzan con los esfuerzos tectónicos que producen deformaciones de la corteza y generan las condiciones topográficas en las cuales el clima actúa sobre las rocas, acelerando el proceso de ruptura y descomposición. El transporte es el movimiento de los residuos de roca fuera de su lugar de origen. La gravedad, por medio de los movimientos superficiales de masas (deslizamientos y flujo plástico), el agua en movimiento (escorrentía superficial), y la acción del viento o el hielo erosionan y transportan los subproductos meteorizados de la roca a nuevos sitios y producen sedimentos o depósitos, denominados suelos transportados. Entre los factores más importantes que definen la intensidad de esos procesos y los suelos resultantes están los siguientes:

Naturaleza y composición de la roca original (susceptibilidad)

Condiciones climáticas, especialmente la humedad y la temperatura

Duración de las acciones y ciclos climáticos

Condiciones topográficas del terreno (pendiente)

Grado de exposición a los elementos atmosféricos

Densidad y tipo de vegetación, etc.

Eventos naturales extremos, tales como tormentas y terremotos de gran magnitud


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Actividad humana

Modo y condiciones de transporte Una discusión detallada sobre estos factores en detalle está fuera del alcance de este curso. Se recomienda consultar un texto apropiado de geología y geomorfología. Es importante, sin embargo, destacar que cada uno de los factores da características particulares al suelo que se genera. 5. Meteorización El término general meteorización (o intemperismo) se refiere a los efectos del clima e incluye un número de procesos superficiales naturales los cuales son el resultado de la acción directa o combinada de agentes tales como el viento, la lluvia, el congelamiento, los cambios de temperatura y los esfuerzos tectónicos de la corteza durante periodos significativos. La meteorización de rocas es uno de los procesos geológicos más importantes en la formación de suelos y rocas sedimentarias. La meteorización puede ser de naturaleza mecánica o química. La meteorización mecánica ocurre cuando la roca es fragmentada sin cambios químicos en su composición. La meteorización química es la alteración de los minerales que componen la roca para formar nuevos compuestos. La meteorización mecánica es causada por los siguientes factores:

Esfuerzos tectónicos en la corteza (compresiones, tensiones, esfuerzos cortantes regionales)

Descompresión o reducción de esfuerzos en las rocas formadas a profundidad

Cambios de temperatura (ciclos de frío y calor)

Congelamiento del agua en las fracturas de las rocas

Lluvia y viento

Actividad de la vida orgánica Los esfuerzos tectónicos en la corteza producen fallas y fracturas a nivel macro, la descompresión o reducción de esfuerzos en las rocas produce exfoliación o ruptura en capas, los cambios de temperatura producen grietas o el aumento del tamaño de las mismas, la lluvia y el viento separan fragmentos por erosión, arrastre y abrasión y la actividad de la vida orgánica, tal como la penetración de raíces de plantas, y de animales, produce grietas o favorecen el trabajo de los otros agentes. La meteorización química incluye los procesos de oxidación, reducción, carbonatación, disolución, desplazamiento de iones e hidrólisis. La rapidez con que ocurre la meteorización de una roca depende del tamaño de las partículas. En general, las partículas de menor tamaño se desintegran más rápidamente que las de gran tamaño. Otros factores que influyen son el tipo de material, el clima, la humedad, las condiciones de exposición y la actividad de los animales y las plantas. El efecto de un proceso específico sobre un tipo particular de roca es único hasta cierto grado pero algunas características generales pueden ser mencionadas. Por ejemplo, el congelamiento (expansión) del agua dentro de los espacios vacíos de una roca produce la ruptura de la roca en fragmentos afilados y angulares (escamas). Este tipo de efecto contrasta con la acción del viento (abrasión, fricción), cuyo resultado son partículas redondeadas. Cuando el proceso principal de meteorización es de naturaleza química, algunos minerales de la roca se desintegrarán y otros resistirán. La meteorización química procede hasta que se alcance una condición estable en la cual los minerales no se pueden descomponer o disolver más, en función de las características de las acciones. La meteorización química no es un proceso único dado que (1) los minerales de las rocas raramente son “puros” y normalmente contienen proporciones menores de componentes con reactividad química diferente; (2) las reacciones químicas asociadas con la meteorización ocurren en etapas y se producen cambios en la composición durante las mismas que influyen sobre su desarrollo y la retroalimentan; (3) la remoción o eliminación de los productos de la meteorización es esencial para la continuidad de las reacciones; (4) el calor y el agua son necesarios para todas las reacciones químicas y ambos no están siempre disponibles; y (5) la solubilidad y reactividad de los minerales es variable; los más solubles son eliminados primero y la composición de


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los residuos cambia progresivamente hacia una predominancia de los minerales más estables para las condiciones del medio. La resistencia a la meteorización de las rocas ígneas depende de su constitución mineral (cuarzo, feldespatos y micas). El cuarzo y la mica moscovita son muy resistentes a la descomposición química y sobreviven sin cambios los procesos de meteorización química, mientras que los otros minerales son descompuestos, recombinados o disueltos por el agua. La susceptibilidad a la meteorización y los posibles materiales resultantes en el proceso de desintegración de rocas ígneas muestra en la siguiente tabla.

Tabla 6 Meteorización de rocas ígneas

Grupo mineral Minerales Susceptibilidad a la meteorización química

Mineral resultante probable

Suelo derivado principal

Sílice Cuarzo Muy baja Cuarzo Grava, arena y limo

Micas Moscovita Muy baja Moscovita Arena micácea

Biotita Moderada Clorita, vermiculita, illita Arcilla oscura

Feldespatos

Ortosa (K) Baja Caolinita Arcilla clara

Plagioclasa (Na) Moderada Montmorillonita Arcilla oscura expansiva

Plagioclasa (Ca) Alta

Silicatos ferromagnesianos

Hornblenda (Anfíbol)

Alta Caolinita Illita, montmorillonita

Arcilla clara Arcilla oscura expansiva

Piroxeno (Augita)

Olivino

La resistencia a la meteorización de las rocas metamórficas y sedimentarias depende del grado de compactación y cementación y del tipo de agente cementante. Las rocas sedimentarias, por su mismo origen, son más susceptibles a la meteorización y pueden descomponerse más rápidamente que los otros tipos de rocas. Las rocas sedimentarias inicialmente se fragmentan en partículas cuyo tamaño depende de las partículas constituyentes y de las características del agente cementante. El sílice amorfo y el carbonato de calcio, dos agentes comunes, son solubles en agua y en consecuencia permiten la descomposición de la roca en sus partículas constituyentes cuando está expuesta a la infiltración. Las areniscas siempre producen una preponderancia de arenas, pero se pueden producir partículas de limo cuando existen grietas en la masa que permitan la disolución. Las lutitas inicialmente se fragmentan en agregados de distintos tamaños, los cuales al avanzar la meteorización se rompen y generan partículas arenosas, limosas y arcillosas. Las rocas solubles, como las calizas, son disueltas por el agua y quedan solamente los residuos insolubles. 6. Suelos residuales Los suelos residuales son los productos de la fragmentación, desintegración y descomposición de las rocas causada por el clima (meteorización o intemperización), que permanecen en su sitio de origen, como cobertura superficial de espesor variable. El principal elemento de meteorización es el agua, la cual actúa dentro de la masa como agente químico transformador de la roca en suelo y superficialmente como agente erosivo y transportador de los productos. En consecuencia, el desarrollo de un espesor de suelo residual se da principalmente en sitios donde los procesos de meteorización química predominan sobre los procesos mecánicos y la rapidez de meteorización de la roca es mayor que la de erosión y arrastre de los productos. La generación y acumulación de residuos depende la antigüedad (edad geológica) de la roca madre, la pendiente del terreno superficial y la intensidad de los agentes climáticos, sobre todo de la precipitación. En consecuencia, los espesores de depósitos de suelo residual varían entre unos pocos centímetros y varios metros; en regiones tropicales, pueden alcanzar fácilmente espesores de hasta 100 metros. En climas cálidos y tropicales, la meteorización elimina progresivamente los minerales menos resistentes por descomposición y disolución y deja otros de naturaleza más resistente, en una concentración mayor. La intensidad máxima de la meteorización o grado de alteración química se da normalmente en la superficie y disminuye gradualmente con la profundidad, hasta que se alcanza la roca en condición intacta. Conforme el proceso de meteorización de una roca avanza, genera partículas de tamaño cada vez más fino y mayor volumen de vacíos (poros) entre éstas, dado que los productos solubles en agua son removidos y trasladados fuera del sitio de origen. El flujo de agua subterránea es el principal agente de movilización de los componentes solubles de las rocas y su rapidez depende de


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la permeabilidad o conductividad hidráulica del material y de la pendiente del terreno. La permeabilidad está determinada fundamentalmente por el tamaño y la distribución de los vacíos o poros y dentro de un suelo residual esta propiedad disminuye naturalmente con la profundidad, como consecuencia de la meteorización. Por lo tanto, el mayor arrastre de materiales por infiltración del agua y otros fluidos ocurre principalmente en la capa superficial, con mayor grado de meteorización. Parte de los materiales disueltos o acarreados por el agua subterránea pueden precipitar o ser retenidos en una capa intermedia, con un grado menor de meteorización y menor permeabilidad. Bajo esa capa intermedia usualmente está otra parcialmente meteorizada, que hace la transición a la roca original no alterada. A lo largo de los ciclos geológicos (de miles de años), los agentes climáticos producen la meteorización o incremento del espesor de suelo residual y la erosión o remoción de material superficial en forma simultánea. La abundancia de agua (precipitación muy alta) y vegetación en las zonas tropicales hacen que, en general, la meteorización avance a una tasa mayor que la erosión y, consecuentemente, en condiciones estacionarias el espesor de suelo residual puede aumentar progresivamente. En zonas de baja pendiente, el agua de lluvia tiende a acumularse en lugar de fluir, por lo que su efecto transformador de la roca es más profundo y prolongado (intenso) y puede generar los espesores máximos de suelo residual. En las zonas de alta pendiente, la velocidad del flujo de agua superficial es mayor, lo cual favorece la erosión y transporte de los productos de la meteorización y limita el crecimiento del espesor del suelo residual de las laderas. En consecuencia, los espesores mayores de suelo residual se desarrollan en las zonas de baja pendiente de las montañas y los menores en las pendientes más fuertes. Conjuntamente, los suelos residuales de mayor espesor también son los que tienen mayor contenido de minerales arcillosos (el último producto de la meteorización), menor densidad y menor resistencia. En general, el contenido de partículas de sólido en el suelo residual es muy variable, con un espectro amplio de tipos de minerales y de tamaños, los cuales dependen de la intensidad o grado de meteorización. Las partículas de mayor tamaño (denominadas bloques o cantos, gravas y arenas) se encuentran en las capas o suelos con menor grado de meteorización y las más pequeñas (denominadas limos y arcillas), en las capas más superficiales o en los suelos con mayor grado de meteorización. Las características generales de los suelos residuales, según la profundidad y el grado de meteorización de la roca, son las siguientes: 1. Presencia de minerales arcillosos en los estratos superficiales 2. Aumento del tamaño promedio de las partículas con la profundidad. 3. Fragmentos de roca dispersos entre la masa de suelo (matriz) a profundidades intermedias 4. Granulometría continua de la matriz entre arcillosa, limosa y arenosa, según la profundidad 5. Forma de las partículas entre subredondeadas, subangulares y angulares, con bloques grandes Si se hace un corte vertical en suelo residual, se puede observar la sección vertical o perfil de suelo, el cual muestra una secuencia gradual de estratos u horizontes. Los tres criterios principales para identificar los horizontes de un perfil de suelo residual y clasificar el grado de meteorización son la decoloración de la roca, la razón entre volúmenes de roca y suelo y la presencia o ausencia de la textura original de la roca. Uno de los criterios más empleados reconoce hasta seis grados de meteorización, que abarcan desde la roca inalterada (I) hasta el suelo residual (VI) y se muestra en el siguiente cuadro


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Grado Clase Descripción

VI Suelo residual

Suelo con horizontes característicos, sin vestigios de la fábrica (estructura) de la roca

V Completamente alterada

La roca está decolorada y convertida en un suelo pero parte de la fábrica y textura originales se conservan. Algunos núcleos de roca o vestigios de los mismos pueden estar presentes

IV Altamente alterada

Roca completamente decolorada; pueden existir discontinuidades abiertas con superficies decoloradas. Hasta la mitad de la masa de roca cerca de las discontinuidades está descompuesta o desintegrada y puede ser excavada con un martillo geológico. Los núcleos rocosos pueden estar presentes pero generalmente no están interconectados.

III Moderadamente alterada

Roca completamente decolorada, pero menos de la mitad de la masa está descompuesta o desintegrada. La alteración ha penetrado a lo largo de las discontinuidades y se pueden encontrar productos alterados o suelo, pobremente cementados. Los núcleos rocosos están en contacto entre sí.

II Débilmente alterada

La roca puede estar ligeramente decolorada, especialmente en la superficie de discontinuidades, las cuales pueden estar abiertas; la resistencia de los fragmentos de roca intacta no es menor que la de la roca sana.

I Roca sana o muy poco alterada Roca madre que no muestra decoloración, pérdida de resistencia ni otros efectos de la meteorización.

Fuente: Modificado de Selby, 2000 y Lacayo (2004).


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Figura 8: Perfiles de suelos residuales según el tipo de roca original. Fuente: Adaptado de Selby, 2000.


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Figura 9. Desarrollo probable de suelos residuales en áreas de estabilidad tectónica y relieve relativamente plano. El esquema muestra la relación entre factores climáticos, cobertura vegetal, profundidad de meteorización y horizontes predominantes en el perfil.


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7. Suelos residuales de Costa Rica En Costa Rica, los suelos residuales se han desarrollado en las zonas montañosas, a partir de rocas volcánicas y sedimentarias y en algunas zonas planas como la Península de Nicoya, a partir de rocas oceánicas muy antiguas. Los tipos de materiales residuales que se encuentran más comúnmente en la superficie son los saprolitos (cascajos) y los suelos arcillosos (zonzocuitle y barro de olla). Saprolitos (rocas descompuestas) El saprolito es un suelo residual de poco espesor (poco desarrollo), que conserva la estructura y textura de la roca original y tiene una fuerte tendencia a romperse en fragmentos angulosos o en láminas (falla frágil). Los tamaños de partículas o texturas de estos suelos son normalmente arenosas y areno-limosas. En Costa Rica, un tipo común de saprolito, derivado de las lutitas, es denominado “cascajo”. Suelos limoso-arcillosos café Los suelos derivados de cenizas volcánicas en el Valle Central tienden a ser limo – arcillosos en promedio. De acuerdo con el grado de soldadura que hayan heredado de la ceniza (o toba), es posible que soporten cortes casi verticales, especialmente si mantienen humedad pero no están saturados. En algunas zonas, la presencia de los minerales arcillosos alofana y haloisita, los cuales tienen una estructura esférica y / o tubular, hace que los suelos tengan una densidad inferior a la del agua y sean muy susceptibles al remoldeo. Según las investigaciones realizadas en la UCR, estos suelos pueden sufrir una disminución drástica del volumen (colapso) cuando se cargan en condición saturada. Suelos arcillosos de colores café, blanco, gris y negro Los productos finales (químicamente más estables) de la meteorización de rocas incluyen varios minerales arcillosos tales como la caolinita, la illita, la montmorillonita y los óxidos de hierro. La caolinita es el mineral arcilloso más común y cuando se da en altas concentraciones produce una arcilla blanca, utilizada en la fabricación de porcelana china (de donde proviene el término kaolin). Las arcillas illíticas y montmorilloníticas tienen coloraciones oscuras, grisáceas y negras y en Costa Rica son denominadas “zonzocuitles”. Estas arcillas se derivan de productos volcánicos meteorizados y se encuentran en zonas donde las estaciones seca y lluviosa se diferencian claramente y la topografía es plana (condición de drenaje pobre), tales como el Valle del Tempisque y el oeste del Valle Central. También se encuentran en suelos transportados en las zonas costeras. Suelos arcillosos rojizos (“Lateritas”) En las regiones tropicales, existe una alta concentración de óxidos de hierro en los suelos residuales arcillosos, derivados de las rocas más antiguas (con mayor grado de meteorización), la cual se manifiesta como coloraciones café y rojiza de la mayoría de los suelos residuales. Las concentraciones de algunos tipos de minerales arcillosos también generan los depósitos de bauxita, a partir de los cuales se extrae el aluminio. Estos suelos pueden tener gran espesor y se producen en regiones de pendiente moderada a baja, como resultado de un régimen intenso de meteorización química y lavado (arrastre) de minerales por infiltración del agua. Estos suelos arcillosos rojizos son denominados lateritas por algunos autores pero se debe tener cuidado con el uso indiscriminado del término. “Laterita” proviene del latín “later” (ladrillo) y originalmente hace referencia a un suelo arcilloso rojizo existente en India, que en condición húmeda puede ser cortado en bloques, los cuales se endurecen al secarse y forman ladrillos resistentes a la acción del agua y el aire. No todos los suelos arcillosos rojizos son lateritas en ese sentido. Los suelos arcillosos rojizos son observables en las montañas de Costa Rica, especialmente en los taludes de corte de las carreteras. Algunos suelos arcillosos rojizos utilizados localmente en la fabricación de cerámica son denominados “barro de olla”.


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8. Transporte de materiales, suelos aluviales, fluviales y coluviales Los suelos transportados fueron formados por la desintegración y la descomposición química de las rocas (meteorización) en un sitio distinto y luego llevados por diversos agentes hasta el sitio en el cual se encuentran, para generar depósitos. Los principales agentes de transporte de suelos son el agua (el más importante), los procesos gravitacionales (desprendimientos, deslizamientos y flujos), el viento y los glaciares. Las lluvias y los sismos son factores desencadenantes o disparadores de procesos gravitacionales que movilizan grandes masas de suelo residual y cuando éstas cargan suficiente humedad o alcanzan una corriente de agua pueden sufrir un transporte adicional (flujo) a sitios más lejanos. Los depósitos de suelos transportados se clasifican de acuerdo con el proceso que los origina, el cual determina algunas de sus características geométricas y de composición.

Agente Tipo Localización Composición Geometría

Gravedad / Gravedad y sismo (desprendimientos o caídas de rocas)

Talus, cono de detritos

Partes bajas de laderas y montañas

Bloques, grava, arena, finos

Pendiente de alta (bloques) a moderada (arena, finos)

Gravedad y lluvia o sismo (deslizamientos de tierra y flujos)

Coluvio Partes bajas de laderas y montañas

Arena, finos Pendiente moderada a baja

Gravedad y corrientes de agua (avalanchas y flujos)

Abanico aluvial

Transición entre montaña y planicie


Pendiente baja a muy baja

Avalancha, lahar

Lengua con pendiente baja o muy baja

Agua (corrientes permanentes) Aluvión Canales, cauces, planicies de inundación


Pendiente muy baja a nula

Delta Costas Arena, finos Pendiente muy baja a nula

Viento Duna Desiertos Arena media a fina

Ondulada

Loess Regiones cercanas a desiertos

Arena muy fina, limo

Planicie

Hielo Morrena Regiones afectadas por glaciación


Lengua o colada, pendiente moderada a baja

Los procesos activos en un sitio pueden incluir todo tipo de movimientos de masas: caídas de rocas, deslizamientos de tierra, avalanchas y flujos de detritos. En consecuencia, en la base de las montañas se puede encontrar una mezcla que varíe desde pendientes con ángulos altos de los conos de detritos rocosos hasta las pendientes bajas de los abanicos aluviales. Eventos climáticos extremos pueden producir una avalancha de materiales cuyo alcance supere en longitud la acumulación de materiales producida por los movimientos de masa con actividad estacionaria, lo que agrega complejidad a los depósitos de las partes bajas.


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Figura 10 Tipos de acumulación de materiales transportados en las bases de laderas de montaña Tipos de depósitos de materiales transportados: Coluvios o depósitos coluviales: Son materiales transportados por la gravedad y depositados en las partes bajas de las laderas cercanas a su origen. En la Figura 10 los depósitos coluviales son la pendiente de talus y el cono de detritos. Pendiente de talus: es una acumulación de detritos que se forma bajo un acantilado con meteorización más o menos uniformemente a lo largo de su frente. Cono de detritos: es un depósito que se forma bajo la garganta de un canal o quebrada estacional, a través de la cual los detritos son “estrujados” hacia la base de la montaña. Los conos de detritos rocosos generalmente presentan pendientes con ángulos superiores a 11º, con las pendientes más comunes entre 20º y hasta 46º. Se ubican en la parte baja de pendientes rocosas fuertes y puede existir discontinuidad entre la garganta y el cono. Aluviones o depósitos aluviales: Son materiales (suelos residuales) que invaden los cauces y son transportados por el agua a mayores distancias en flujos hiperconcentrados, hasta que se disipa su energía y se depositan. En la Figura 10 los depósitos aluviales son el abanico y la lengua de avalancha. Abanico aluvial: Depósito en forma de abanico que se crea en sitios donde existen manantiales activos, cuando la pendiente de la corriente disminuye abruptamente. Los abanicos aluviales generalmente presentan pendientes con ángulos inferiores a 10º (20%) y perfiles de gran longitud continuos hasta el valle que alimentan sus depósitos. Transporte en agua y depósitos aluviales: La precipitación de lluvia tiene un efecto erosivo sobre los suelos y la escorrentía superficial del agua producen el arrastre de materiales de muy diversos tamaños hasta los ríos. La carga transportada por un río o corriente de agua depende fundamentalmente de la velocidad del flujo, la cual varía a lo largo de su perfil. En las partes altas de una cuenca, las pendientes fuertes del terreno producen altas velocidades de flujo y en consecuencia, aún grandes bloques (cantos) pueden ser arrastrados por la corriente hacia las partes bajas de la misma. La acción del flujo de agua puede disolver algunos minerales, transportar algunas partículas en suspensión y hacer saltar o rodar otras. Uno de los efectos principales del transporte en agua es el redondeo y reacomodo de partículas según su tamaño. Durante los procesos de transporte de los fragmentos de roca y suelo, ocurre separación y movimiento de los componentes originales. Este efecto depende tanto de la naturaleza como del tamaño de la roca originaria y de las partículas de mineral. En función de la distancia recorrida por las partículas desde su fuente de origen (montañas), se tendrá un predominio de tamaños y formas probables, determinadas por el trabajo que realizan los ríos en donde son transportadas. En las zonas montañosas y valles cerrados, cerca del origen predominan los bloques subredondeados en matrices limosas y arcillosas en los cauces y depósitos de ribera (terrazas, depósitos fluviales). Cerca del pie de monte o transición entre una montaña y una planicie de depositación se encuentran bloques de menor tamaño y depósitos de gravas y arenas redondeadas y

Pendiente de talus Cono de detritos Abanico aluvial Lengua de avalancha


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estratificadas. Más cerca de la desembocadura, los ríos depositan las partículas más finas sobre las más gruesas, generando estratos alternados con de arenas, limos y arcillas. La depositación de materiales arrastrados ocurre mayormente en las partes bajas y planas, al aproximarse el río a su desembocadura en el mar o un lago. Al disminuir las pendientes y velocidades de flujo, las partículas presentes en el agua se depositan según su tamaño, en orden decreciente. Las partículas de mayor tamaño (grava) se depositan en las planicies de inundación del río, las partículas de tamaños más pequeños (arenas) se encuentran más cerca de la desembocadura y por último las partículas finas (arenas finas, limos) en los estuarios o deltas. Las partículas más finas (arcillas), debido a su tamaño tan reducido y a su forma plana tienden a ser arrastras hasta muy adentro en el mar o lago. El tipo y la cantidad de materiales que se deposita en un sitio depende de la capacidad de arrastre de un río, la cual se ve afectada por las variaciones estacionales del caudal y los eventos extraordinarios (inundaciones). Por lo tanto, los suelos depositados por los ríos (denominados suelos aluviales) usualmente tienen una estratificación definida por capas de espesor variable, cada una con un rango de tamaños de partícula claramente predominante, es decir, una gradación uniforme. Durante el proceso de transporte en un río, las partículas interactúan entre sí y con el fondo del cauce y eso produce abrasión de los materiales. En consecuencia, la forma característica de las partículas de suelos aluviales es redondeada o sub-redondeada. En depósitos litorales ocurre mayor desgaste, lo cual produce la forma completamente redondeada. En zonas de volcanes activos con abundante precipitación lluviosa, la ceniza y otros materiales acumulados sobre el terreno y la vegetación en las laderas del volcán eventualmente son arrastrados por la escorrentía superficial de la lluvia y producen flujos de detritos conocidos como lahares. Ejemplo: las erupciones de cenizas del volcán Irazú, en 1963 generaron lahares en la cuenca del río Reventado, los cuales produjeron daños en Taras, en la base de la montaña. Transporte por viento En climas semidesérticos, calientes y áridos, el viento ejerce una acción erosiva sobre las montañas que desprende y transporta las partículas más finas (tamaños de arena, limo y arcilla) a distancias inversamente proporcionales al tamaño. En los desiertos se acumulan grandes cantidades de materiales con tamaños de arena y forman depósitos de dunas. El viento puede arrastras a las partículas más finas (limos) a grandes distancias antes de ser depositado en las regiones cercanas a los desiertos, para formar tipo de suelo denominado “loess”, cuya estructura es porosa y potencialmente colapsable.


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Perfil de suelo aluvial

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Suelos orgánicos Los materiales orgánicos se encuentran en muchos suelos superficiales, particularmente, cuando el medio ambiente no es propicio a la rápida descomposición, tal como ocurre con las capas fibrosas de raíces y sobre todo la vegetación parcialmente podrida que se acumula en las regiones pantanosas donde el agua está estancada o donde los materiales están enterrados en suelos que impiden la circulación del agua y del oxígeno. La pudrición parcial produce ácido sulfhídrico gaseoso que es un grave peligro para los obreros en los trabajos de excavación y que acelera la corrosión de los materiales de construcción. Los productos orgánicos solubles, al lixiviarse, producen las aguas de color caramelo de los pantanos. A medida que la pudrición prosigue, los trozos de material orgánico pierden su identidad y se convierten en turba un residuo orgánico fibroso casi sin estructura. Este material es mayormente celulosa, pero a menudo está mezclado con minerales que se depositan simultáneamente. La turba continúa descomponiéndose, si tiene acceso al agua subterránea circulante o al aire, produciéndose gas metano; lo cual puede provocar explosiones peligrosas en excavaciones y túneles. Los suelos que contienen grandes cantidades de raíces o de turba son tan compresibles que su uso en ingeniería no se recomienda nunca. La pudrición orgánica produce ácidos derivados del humus que reducen el hierro férrico a ferroso y ayudan a la descomposición de los minerales de las rocas y a la formación de las arcillas caoliníticas. La concentración de cationes orgánicos también interviene en la estructura de los minerales arcillosos; las arcillas orgánicas se comportan de manera diferente que las inorgánicas. Estos ácidos húmicos se filtran fácilmente en el suelo y la roca, produciendo alteraciones locales a gran profundidad y discontinuidades o singularidades en el comportamiento ingenieril de los materiales resultantes. La vida orgánica también produce directamente suelos y rocas. Las conchas y fragmentos de conchas y las formaciones coralinas del mar son ejemplos bien conocidos de depósitos calcáreos biológicos. Las arenas de playa de algunas islas y aun de continentes, están formadas mayormente por fragmentos de conchas y de coral. Las diatomeas, diminutos organismos de mar y agua dulce, tienen esqueletos de sílice con estructuras radiales y ocasionalmente en los suelos sedimentarios se encuentran acumulaciones de estos organismos. También se ha propuesto que los organismos fijadores del hierro intervienen en la formación de algunas acumulaciones de minerales de este metal, como también en la cementación de otros sedimentos. En el mar, la precipitación de los carbonatos y de la sílice forma grandes acumulaciones de arenas calcáreas y sílice nodular. La substitución de la calcita por sílice, que es menos soluble, cambia completamente el carácter de los depósitos calcáreos, formando nódulos de perdernal dentro de la masa más blanda de calcita. Materiales artificiales Los materiales artificiales han llegado a adquirir gran importancia en la mecánica de suelos y de rocas. La mayor fuente de esos materiales son los desechos de todas clases; desde los derivados de procesos industriales, que son uniformes, hasta las más heterogéneas acumulaciones de basuras, escombros, demoliciones y desechos metálicos tanto domésticos como industriales. Cada uno presenta un problema especial. Algunos productos residuales industriales, como la escoria (de la producción de acero), son excelente materia prima como suelo, para la construcción de terraplenes. Algunos llegan a endurecerse tanto que parecen rocas, y dificultan futuros trabajos. Otros, como los restos o residuos de minas antiguas son peligrosos. Algunos se pueden usar como cimentación, pero otros terrenos baldíos, como la mayoría de los que se han rellenado con fines sanitarios, durante años, deben permanecer cubiertos, aunque ventilados, para reducir los peligros para la salud y evitar las explosiones de gases derivados de la descomposición química de la basura. Es muy importante tener en cuenta que la mayoría de los materiales artificiales son mucho más activos químicamente, que los minerales naturales y que reaccionan más rápida y espectacularmente a los cambios ambientales.

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