unidad 3, la cristalizaciÓn de los minerales · 2012. 11. 21. · 1tema 3. biologÍa y geologia de...

1TEMA 3. BIOLOGÍA Y GEOLOGIA DE 1º BACHILLERATO

IES Diego Tortosa de Cieza

UNIDAD 3, LA CRISTALIZACIÓN DE LOS MINERALES. LAS

ROCAS: ROCAS MAGMÁTICAS, ROCAS METAMÓRFICAS Y

ROCAS SEDIMENTARIAS.

1.- Cristales y minerales. Sustancia cristalina y sustancia amorfa.

2. La estructura interna de los minerales.

3.- La formación de los minerales. Factores de los que depende el

crecimiento de los cristales.

4.- El magmatismo. Concepto de magma y tipos de rocas magmáticas.

5.- Dinámica del enfriamiento magmático.

6.- Principales afloramientos magmáticos.

7.- Concepto y tipos de metamorfismo.

8.- Los sedimentos y las rocas sedimentarias.

9.- Tipos de rocas sedimentarias.

10. La estratificación. Características y valor geológico de la

estratificación.

11.- El Tiempo Geológico.

12.- El Suelo. Formación y evolución.

1.- CRISTALES Y MINERALES. SUSTANCIA CRISTALINA Y

SUSTANCIA AMORFA.

Comúnmente se considera cristal1 a sólidos de la naturaleza que están

limitados por caras planas, sin embargo la Cristalografía considera cristal a

cualquier sólido con estructura interna ordenada.

Un mineral es un sólido inorgánico e origen natural, que posee una

composición química fija (representada por una fórmula) y una cristalización

definida.

La forma de cristalizar los minerales diferencia a éstos de las sustancias

amorfas, ya que los minerales tienen su estructura íntima ordenada, es decir,

sus átomos, iones o moléculas guardan distancias y forman ángulos que se

1 Del griego krustalllos, hielo, cristal.



repiten en las tres dimensiones del espacio. Este orden interno confiere a los

minerales un conjunto de propiedades físicas por las que es posible distinguir a

unos minerales de otros.

Las rocas son agregados de minerales que se han formado en virtud de un

mismo proceso geológico. La mayoría de las rocas son sólidas, pero algunas

como el petróleo son fluidas. Algunas de ellas están formadas por un solo

mineral, como por ejemplo la caliza, formada por el mineral calcita, y otras por

varios minerales, tal es el caso del granito roca magmática formada por los

minerales cuarzo, feldespato y mica.

2. LA ESTRUCTURA INTERNA DE LOS MINERALES.

La forma de poliedro perfecto que tienen algunos minerales se debe al

orden interno que tienen sus partículas. Esto lo comprobó por casualidad el

naturalista y profesor francés Haüy, cuando un amigo le mostró un cristal del

mineral calcita, en un descuido se le cayó al suelo y se rompió en forma de

romboedros, lo que puso a Haüy en la pista de algunas de las leyes de la

Cristalografía.

Cada mineral tiene una forma de cristalizar porque la disposición de sus

partículas internamente es constante y característica. Por eso, todos los

ejemplares de una misma especie mineral tienen la misma ordenación íntima

de sus partículas. Por ejemplo la pirita tiene un edificio cristalino denominado

cúbico, aunque su forma externa no sea un cristal cúbico perfecto.

El Hábito Cristalino de un mineral describe el aspecto macroscópico habitual

que presentan los minerales.

El hábito se encuentra condicionado por factores externos al mineral, como por

ejemplo, las condiciones ambientales que había mientras se formó.

Minerales con la misma estructura cristalina no tienen por qué presentar

el mismo hábito, e incluso un mismo mineral puede aparecer bajo varias formas

diferentes. Algunos hábitos de un mineral son específicos de una localidad.

Para todos los minerales que se dan en la naturaleza, existen siete sistemas

cristalinos que son siete tipos fundamentales de ordenación interna de las

partículas. Cada uno de los sistemas cristalinos se caracteriza por un

paralelepípedo que se llama celda elemental, configurada por la posición de los



átomos, iones o moléculas en determinadas posiciones del espacio. La

posición de las partículas en la celda elemental se conoce como nudo. Por

repetición de la celda elemental en las tres dimensiones del espacio forma una

red espacial característica.

3.- LA FORMACIÓN DE LOS MINERALES. FACTORES DE LOS QUE

DEPENDE EL CRECIMIENTO DE LOS CRISTALES.

La manera en que se originan los cristales en la Naturaleza es un

proceso que se denomina cristalización, que consiste en una ordenación de

sus átomos, iones o moléculas en las tres dimensiones del espacio.

Los mecanismos de cristalización más comunes son los siguientes:

Solidificación: por enfriamiento de un fundido como sucede al enfriarse la

lava de un volcán.



Sublimación: por enfriamiento repentino de un gas como el azufre de

una fumarola.

Alteración o meteorización: por acción del agua, el oxígeno o el CO2 de

la atmósfera. Por ejemplo la oxidación-hidratación de la pirita da lugar a la

gohetita, y por alteración de las micas y feldespatos se forman los minerales de

la arcilla.

Precipitación química: a partir de una disolución como sucede por

evaporación del agua del mar que da lugar a la cristalización de la sal gema o

halita (sal común). La precipitación puede estar inducida por la actividad de los

seres vivos como algas y bacterias.

Recristalización: este proceso se suele dar cuando en un cristal se

sustituyen algunos átomos o iones por otros. Por ejemplo la calcita puede

transformarse en dolomita por sustitución de cierta cantidad de átomos de

calcio por otros de magnesio.

El proceso de cristalización tiene lugar a partir de pequeños gérmenes

que pueden ser grupos de átomos o impurezas que actúan como núcleos de

crecimiento del cristal, a los que se van añadiendo de forma ordenada los

átomos que constituyen la sustancia.

Los factores de los que depende la formación de los cristales son los

siguientes:

TIEMPO: Cuanto más lento y más largo sea el proceso de cristalización,

mejores cristales tendremos. Un enfriamiento más rápido no dará tiempo a que

los átomos o iones se coloquen ordenadamente en el espacio, el edificio

cristalino será, por tanto, defectuoso. Un enfriamiento súbito conducirá a la

formación de un vidrio volcánico, sin estructura cristalina, como la obsidiana.

REPOSO: Un medio tranquilo permite una mejor ordenación, por tanto

una mejor cristalización. En los ambientes agitados la cristalización será más

defectuosa.

ESPACIO: A mayor espacio mejor cristalización, por falta de espacio los

cristales adquieren una forma externa irregular, pero cuando crecen libremente

sin problemas de espacio, su estructura interna se manifiesta también en la

forma externa poliédrica.



En ocasiones, debido a la falta de espacio los cristales crecen juntos

formando los llamados agregados cristalinos. Algunos de estos agregados

cristalinos mantienen relaciones de simetría y se llaman Maclas, por ejemplo la

macla en punta de flecha del yeso.

Punta de flecha del yeso y macla de Carlsbad de la ortosa

En relación con la roca encajante existen diferentes tipos de agregados

cristalinos:

Geoda: cristales que crecen en la concavidad de una roca.

Drusa: cristales que crecen en una roca de forma convexa.

Césped: los cristales tienen un tamaño muy pequeño y se disponen

como una mancha sobre la roca.

Dendritas: a modo de ramas de cristales unidas entre si.

A veces las asociaciones de cristales adoptan unas formas caprichosas en

la Naturaleza, tal es el caso de la rosa del desierto que es un agregado

cristalino en roseta, en donde los cristales se disponen entrecruzados como si

fueran los pétalos de una rosa.



4.- EL MAGMATISMO. CONCEPTO DE MAGMA Y TIPOS DE ROCAS

MAGMÁTICAS.

Repetimos el concepto de magma del tema anterior. Mezcla compleja

de silicatos fundidos a temperaturas elevadas 700º-1500º, con agua y otros

componentes (CO2, F, Cl, Br, etc…) que son volátiles (gases) a presión

ambiente, pero que a altas presiones están incorporados al sistema de fusión.

Localización: existen magmas en la base de la corteza, Manto superior,

Astenosfera y en las zonas más superficiales de los bordes de placa.

Composición: En los magmas su componente fundamental es el sílice SiO2, y

según el porcentaje de sílice que tengan los mismos se clasifican en magmas

ácidos con un 70%, que por enfriamiento van a dar lugar a minerales claros y

ligeros como la riolita. Y magmas básicos llamados también basálticos, con un

porcentaje del 50% que da lugar a minerales oscuros y densos.

Todas las rocas magmáticas surgen en la naturaleza por enfriamiento de los

fluidos magmáticos, y como ya vimos en el tema anterior, se encuadran dentro

de tres categorías atendiendo al lugar donde se enfríe el magma: Plutónicas,

Filonianas y Volcánicas. Las rocas magmáticas se denominan también Rocas

Igneas (de fuego).

5.- DINÁMICA DEL ENFRIAMIENTO MAGMÁTICO.

El enfriamiento de los fluidos magmáticos permite que los átomos, iones

o moléculas empiecen a organizarse en un edificio cristalino en las tres

dimensiones del espacio. El proceso de enfriamiento progresivo del magma se

llama diferenciación magmática.

Cuando el magma se va enfriando lentamente, sus componentes

cristalizan de forma gradual, los primeros minerales que cristalizan son los que

tienen el punto de fusión más alto. Por ello, el magma restante quedará

empobrecido en los elementos que forman parte de los minerales que han

cristalizado. Al proseguir el enfriamiento, los primeros silicatos2 formados

llegan a ser inestables en las nuevas condiciones de temperatura y

composición del magma, y pueden reaccionar con él y transformarse en otros

2 Los silicatos son un grupo muy numeroso de minerales compuestos de sílice (SiO4), con

cationes que neutralizan las cargas negativas. Estos minerales son los principales componentes de las

rocas magmáticas.



más estables. A este mecanismo de aparición de minerales se le llama

reacción, y a la serie ordenada de los cambios se le llama serie de reacción. Si

la serie de reacción no se interrumpe, los últimos minerales son más complejos

que los primeros, esto es lo mismo que decir que los minerales más simples

son estables a temperaturas más altas, y los más complejos necesitan para

cristalizar temperaturas más bajas.

Las series de reacción de Bowen se describieron en 1922, la discontinua se

llama así porque supone cambios de unos minerales a otros diferentes cada

vez más complejos. La serie de reacción continua parte de la anortita

(Plagioclasa Cálcica), que va reaccionando con el fundido dando lugar a

minerales indistinguibles a simple vista, por ello el nombre de continua.

En el proceso de enfriamiento se puede dar la cristalización fraccionada, que

se produce cuando el proceso de reacción se interrumpe, se separan la fase

sólida y la líquida y cada una de ellas da rocas diferentes entre si.

Suele ser frecuente que en el proceso de ascenso del fluido magmático, este

reaccione con la roca encajante, con lo que el magma inicial varía su posición,

a este proceso se le denomina asimilación magmática. A veces el magma

engloba fragmentos de roca encajante que no son transformados o si lo son, lo



hacen parcialmente, estos fragmentos se conocen con el nombre de enclaves o

xenolitos.

6.- PRINCIPALES AFLORAMIENTOS MAGMÁTICOS.

El término afloramiento de una roca es la forma de presentarse en la

superficie y las relaciones que establece con las rocas circundantes. En el caso

de las rocas magmáticas el estudio de los afloramientos es importante para

poder reconstruir el modo en que se han formado.

Los principales afloramientos magmáticos son:

6.1 Batolito o plutón: es una gran masa de rocas plutónicas que afloran

extensamente en superficie, el contacto con las rocas encajantes suele se una

superficie irregular. La Sierra de Guadarrama es un inmenso batolito granítico

que ha aflorado en superficie por el levantamiento de la zona y por la

denudación posterior de las rocas que lo cubrían.

6.2 Lacolito: es una masa lenticular de roca plutónica concordante con las

rocas en las que está encajada. A veces se produce por una inyección del

magma entre los planos de estratificación o de esquistosidad de las rocas.

6.3 Filón o dique: es un cuerpo intrusivo de superficies aproximadamente

paralelas, que corta irregularmente toda la estructura de las rocas encajantes.

6.4 Sill: es un tipo especial de dique tabular que es paralelo a la roca

circundante.



6.5 Volcanes: son estructuras que comunican la cámara magmática con el

exterior, pueden tener una forma más o menos cónica dependiendo de las

características del magma inicial. Si el magma es muy fluido, los gases salen

fácil y lentamente y casi no se produce actividad explosiva. Si por el contrario el

magma es viscoso, los gases no pueden salir y al acumularse ejercen una

enorme presión. Cuando los gases se liberan bruscamente se producen fuertes

explosiones.

Los productos que arroja un volcán son:

Gases, son principalmente CO2, dióxido de azufre y vapor de agua.

Pueden expulsarse otros gases en menores proporciones.

Líquidos, se llaman genéricamente lavas y discurren por las laderas del

volcán formando mantos o coladas. Si las lavas son muy ácidas y muy

viscosas se solidifican muy rápidamente. A veces la solidificación de la

lava de modo brusco hace que se formen bloques por la fragmentación

de material al enfriarse rápidamente, dando lugar a la llamada

disyunción columnar. Si las lavas son muy básicas y muy fluidas,

pobres en sílice, se deslizan por las laderas del cono hasta muchos

kilómetros del cráter volcánico.

Sólidos, también se llaman piroclastos, que es lava solidificada o que se

solidifica en el proceso de salida. Según su tamaño se clasifican en:

a )Cenizas o polvo volcánico partículas finas.

b) Lapilli formado por granos cuyo tamaño oscila entre 2 y 64

mm.

c) Bloques son fragmentos más grandes con carácter anguloso.

d)Bombas Son fragmentos grandes que adquieren la forma esférica

o de huso al solidificarse o girar en el aire. Algunas bombas pueden

alcanzar varias toneladas.



Columnata basáltica formada por una

disyunción columnar en la “Calzada de los

Gigantes”. Irlanda del Norte.

7.- CONCEPTO Y TIPOS DE METAMORFISMO.

Como ya dijimos en el tema anterior el metamorfismo (del griego meta

transformación, y morphé, forma) es el conjunto de transformaciones que

sufren las rocas, cuando se les somete a unas condiciones de presión y

temperatura diferentes a las que reinaron durante su génesis. Estos cambios

deben ocurrir sin fusión, es decir, en estado sólido.

Al parecer las redes cristalinas de los minerales que forman las rocas, se

destruyen, y se crean otras combinaciones con los mismos iones, pero

adaptadas a las nuevas condiciones de presión y de temperatura.

Por su origen el metamorfismo se da en las zonas de la tierra en donde

se produce presión muy fuerte, como puede ser en las zonas de contacto de

placas, sobre todo zonas de subducción y bordes conservativos, o en zonas de

contacto con las bolsas de materiales magmáticos.



La clasificación de los tipos de metamorfismo se hace en base a dos criterios,

según el criterio químico se habla de:

1. Metamorfismo isoquímico: es aquél en el que no se produce

variación en la composición química de las rocas.

2. Metamorfismo aloquímico o metasomatismo: intervienen fluidos de

procedencia y composición variada que originan un cambio en la composición

química de la roca.

Según el criterio termodinámico se establecen tres categorías de

metamorfismo:

1. Metamorfismo de presión, dinámico o cataclástico: el factor que

predomina es la presión, que puede ser litostática (peso de las rocas

suprayacentes) o tectónica (cuando se da en fracturas,

plegamientos, mantos de corrimiento, etc…).

Se produce una trituración de las rocas por la presión, lo que puede

conllevar a la disminución del tamaño del grano y a una orientación

de los minerales en sentido perpendicular a la dirección. Otro efecto

que puede producir es la aparición de planos de exfoliación que

produce esquistosidad, que es la propiedad que presentan algunas

rocas de romperse a lo largo de superficies aproximadamente



paralelas. Esto es típico de las pizarras, las micacitas y los

esquistos.

2. Metamorfismo térmico o de contacto: está causado por la

temperatura, relacionada con al intrusión y emplazamiento de

magmas en el interior de la tierra. En la zona de contacto entre la

masa rocosa de la intrusión y la roca encajante se producen

transformaciones notables por el calor. Si el plutón que intruye es

grande y se mantiene el calor durante bastante tiempo, se origina a

su alrededor una serie de zonas concéntricas que tienen menor

grado de metamorfismo conforme nos alejamos del plutón, esta

estructura de rocas metamórficas concéntricas se llama Aureola

Metamórfica. Cada una de las zonas metamórficas se caracteriza por

un mineral índice, que es aquel que se genera en unas condiciones

de presión y temperatura concretas, y cuya presencia es indicativa

de tales condiciones. Este concepto es extrapolable a los otros tipos

de metamorfismo.



Las rocas originadas por un metamorfismo térmico se denominan

genéricamente Corneanas o Cornubianitas, y suelen ser compactas, de grano

fino con cristales de pequeño tamaño.

3. Metamorfismo regional o dinamotérmico: se produce por la acción

conjunta de la presión y de la temperatura. Se relaciona geográfica y

genéticamente con los cinturones orogénicos, el plano de Benioff de

los bordes de subducción, y los geosinclinales en los que el

metamorfismo regional se desarrolla de manera progresiva,

conforme aumenta la profundidad. En estos ambientes se suele dar

la serie pelítica.

8.- LOS SEDIMENTOS Y LAS ROCAS SEDIMENTARIAS.

Ya hemos visto en el tema anterior que las rocas Sedimentarias proceden de

los sedimentos, que son las únicas que pueden contener fósiles, pues los



procesos metamórficos y magmáticos destruyen cualquier resto de seres vivos

que queden enterrados en las rocas. Además cubren un 75% de la superficie

terrestre aunque constituyen sólo un 5% de la corteza. Aunque se forman

rocas sedimentarias en tierra firme, la mayoría de ellas se han formado en los

océanos en los márgenes continentales, aunque muchas de ellas afloran en

los continentes por los procesos tectónicos (empujes que deforman y pliegan

los sedimentos) o por la retirada del mar.

Los procesos de Erosión, Transporte, Sedimentación y Diagénesis ya los

vimos en el Ciclo Geológico.

Tipos de Sedimentos:

* Detríticos: aquellos formados por partículas que se transportaron de

manera sólida, que en su momento formaron parte de la roca madre.

* Químicos: se formaron por precipitación química de iones que estaban

disueltos en el agua.

* Bioquímicos: la precipitación se ayuda por determinados seres vivos,

como es el caso de los carbonatos que precipitan algunas algas, o de algunos

edificios coralinos.

* Orgánicos: formados por acumulación de restos orgánicos. Son los

que dan lugar a la formación del carbón y del petróleo.

* Coloidales: son partículas que se transportan en estado coloidal, este

es el fundamento de la formación de los nódulos de sílex que acompañan a

determinadas rocas sedimentarias.

9.- TIPOS DE ROCAS SEDIMENTARIAS.

Existen muchas clasificaciones de rocas sedimentarias, utilizaremos una de

ellas que establece dos categorías:

A) Rocas Sedimentarias Detríticas.

Los constituyentes de este tipo de rocas son fundamentalmente tres:

1.- La Trama que es un conjunto de granos de mayor tamaño, llamados

clastos que forman el armazón de la roca.

2.- La Matriz que son materiales de grano más fino que se sitúan entre

la trama y se han depositado a la misma vez que ella.



3.- El Cemento que es el material de precipitación química que

cohesiona a la roca, y que se ha formado durante la diagénesis. En la

mayoría de los casos no se ve a simple vista.

Según el tamaño de grano de la trama se clasifican en Ruditas, Samitas

y Lutitas.

B) Rocas sedimentarias no detríticas.

B.1 Rocas carbonatadas

Son las más abundantes, están formadas por carbonato de calcio o por

carbonato de calcio y magnesio.

*Calizas. Son un grupo muy amplio de rocas con orígenes

y texturas diferentes. Algunas de ellas son de origen

puramente químico, por precipitación del carbonato de los

océanos, son las calizas oolíticas. Otras precipitaron con el

concurso de cianobacterias, como los estromatolitos. A

veces la propia roca se compone de restos de

caparazones de organismos como la creta (foraminíferos

planctónicos) o las lumaquelas (conchas de moluscos

bivalvos o gasterópodos).

*Dolomías. Constituidas por carbonato de calcio y

magnesio.

*Margas. Constituidas por arcilla y caliza, son por ello

intermedias entre detríticas y carbonatadas.

B.2 Rocas evaporitas



Se forman por precipitación de sales minerales disueltas en aguas de

mares interiores, charcas, lagos de zonas áridas, que han tenido una

intensa evaporación.

B.3 Rocas siliceo-alumino-ferruginosas

Son rocas poco frecuentes, y algunas de ellas tienen gran interés

económico, como la bauxita mena del aluminio que se origina por

alteración de suelos en climas tropicales. La diatomita se forma por

acumulación de restos de diatomeas (algas microscópicas de envuelta

silícea).

B.4 Rocas organógenas

Son rocas que se originan por acumulación de organismos que después

han sido alterados con la participación de otros organismos. Es decir

que en su formación han participado dos tipos de organismos, unos

proporcionan la materia orgánica que se va a alterar y otros son los que

alteran esos organismos. Son los carbones y el petróleo.

10. LA ESTRATIFICACIÓN. CARACTERÍSTICAS Y VALOR

GEOLÓGICO DE LA ESTRATIFICACIÓN.

Muchas de las rocas sedimentarias que tenemos en la superficie

terrestre están formadas por estratos que son capas horizontales de

sedimentos que se depositaron en un intervalo de tiempo definido. Estos

estratos se depositan unos sobre otros, de tal manera que en una serie de

estratos que conserve su disposición original, el estrato de abajo es más

antiguo, y el de arriba el más moderno.

Las superficies que limitan un estrato reciben el nombre de planos de

estratificación, la superficie más alta se denomina techo y la más baja se

denomina muro. La distancia medida en la vertical entre techo y muro es lo que

se llama potencia, o lo que es lo mismo el espesor de un estrato. La

representación de los estratos de un lugar, dispuestos según su orden de

sedimentación, se denomina columna estratigráfica.



Los estratos peden tener algunas propiedades:

a) Según la disposición interna de las partículas de las que están

formados se distingue:

Estructura masiva: que es cuando se da una distribución

homogénea de las partículas, indica un proceso de uniformidad

en el depósito.

Estratificación cruzada: Las partículas se disponen en láminas

inclinadas con respecto a las superficies de estratificación.



Se suele dar en sedimentos depositados por una corriente

acuosa o eólica, como por ejemplo en las dunas.

Granuloclasificación: Las partículas están ordenadas en cuanto al

tamaño, se da en medios acuosos en donde las partículas se

ordenan por gravedad.

b) Según las irregularidades observadas en las superficies de

estratificación, se distinguen las siguientes propiedades:

Marcas de corrientes: se producen en el techo del estrato cuando

alguna partícula se arrastra por un sedimento todavía húmedo y

deja la incisión en el estrato.



Marcas de organismos: corresponden a huellas de pisadas p de

reptación de diversos organismos sobre la superficie lodosa. En

el techo de un estrato quedarían como moldes y en el muro como

los salientes correspondientes al relleno.

Ripples: son estructuras del techo de los estratos, y es una

rizadura compuesta por una sucesión de crestas angulosas y

valles curvos. Se forman en las dunas , en el fondo marino y

también en medios fluviales.



Grietas de desecación: son estructuras originadas por la pérdida

de agua en superficies lodosas. Si hay un depósito sobre esta

superficie, las grietas quedan fosilizadas.

Contenido fosilífero de los estratos:

Las rocas sedimentarias son las únicas que pueden contener fósiles,

que son restos de la actividad de seres vivos que vivieron en épocas pasadas

de la historia de la tierra.

La importancia del estudio de los fósiles se debe a que la edad de los

estratos en los que se encuentran es la misma que la del fósil. Por tanto, si se

consigue averiguar de qué época es el fósil, se podrá saber la edad del

sedimento en que se encuentra incluido3. Un fósil también proporciona

información sobre las condiciones ambientales sobre las que se produce el

depósito.

3 Si imaginamos un grupo de estratos que están dispuestos verticalmente porque algún esfuerzo

los ha dispuesto así, una manera de saber que estrato es el más antiguo es analizando su contenido

fosilífero.



Para datar sedimentos son útiles los denominados fósiles

característicos o fósiles guía, que son aquellos que aparecen en abundancia,

se dan en una gran extensión geográfica preferiblemente mundial, y han

experimentado una evolución rápida, por lo que son claramente distinguibles

de los anteriores y de los posteriores en su árbol genealógico.

11.- EL TIEMPO GEOLÓGICO.

Para ordenar la historia de la humanidad se diferencian edades

(Antigua, Media, etc) cuya separación se establece en función de grandes

acontecimientos (la caída del romano, el descubrimiento de América, etc.). De

modo similar, para estudiar la historia de la Tierra se divide el tiempo geológico

en tramos cuya separación se realiza utilizando grandes sucesos biológicos o

geológicos.

La unidad cronológica mayor es el eón. Así, toda la historia de la Tierra

se divide en dos eones: el Precámbrico y el Fanerozoico. Su duración es muy

desigual. El Precámbrico ocupa casi el 90% de la historia de la Tierra. Cada

eón se divide en eras. Por ejemplo, en el Fanerozoico se distinguen las eras

Paleozoica, Mesozoica y Cenozoica. A su vez, estas se dividen en períodos.



Así, la era Cenozoica se divide en período Terciario y Cuaternario. Y los

períodos, en épocas.



12.- EL SUELO. FORMACIÓN Y EVOLUCIÓN.

El suelo es un material de superficie de la Corteza Terrestre que se

forma por la meteorización de la roca madre, que a lo largo del tiempo se ha

transformado en capas u horizontes, y que tiene unas características

químicas, físicas y biológicas que hacen que pueda albergar vida en su interior

y que lo diferencian del estéril sustrato.

Los materiales de la roca madre disgregados por la meteorización crean

una capa de espesor variable, compuesta inicialmente por minerales y

pequeños fragmentos de roca sueltos, que se denomina regolita.

Entre los huecos que existen en la regolita ocupados en parte por aire agua se

instala un conjunto de organismos vivos (bacterias, protoctistas, hongos y

plantas), que desarrollan su actividad vital en esta capa, y que van



incorporando sus restos y añadiendo productos generados por su

metabolismo.

De este modo, influyen en la transformación incesante de la regolita permiten

que puedan vivir en ella otros organismos de mayor tamaño que contribuirán, a

su vez, a la formación y evolución del suelo.

El suelo es, por tanto, una acumulación de dos tipos de componentes:

uno, mineral, formado por material meteorizado, y otro orgánico, llamado

humus.

El componente mineral está constituido por cuarzo y otros minerales no

meteorizables, por los minerales de alteración arcillosos, óxidos e hidróxidos,

carbonatos, y por diminutos trozos de roca, así como por aire y agua. Cuando

alguno de estos materiales es particularmente abundante, da nombre al tipo de

suelo; se habla, así, de suelo arcillosos, silíceos, calizos, etcétera.

Perfil del suelo



Si practicásemos un corte en el suelo, obtendríamos una sección vertical en la

cual se observaría una serie de capas u horizontes, que en su conjunto se

conoce como perfil del suelo. El número y espesor de los horizontes depende

de la evolución del suelo.

El perfil de un suelo bien desarrollado es, desde la capa superior a la inferior,

el siguiente:

Horizonte O. Es la capa más superficial y está formada por hojas caídas,

ramas cortadas y restos vegetales, en general en proceso de putrefacción.

Esta capa es la que origina el humus primario que se extiende luego a las

inferiores.

Horizonte A. Recibe también el nombre de horizonte de lixiviación, debido a

que el agua de lluvia arrastra las sales solubles y una parte de las arcillas que

inicialmente se encontraban en esta capa para depositarlas en horizontes más

bajos. Las sales lixiviadas son óxidos e hidróxidos de hierro y aluminio, así

como sales de calcio, potasio, amonio, etc. Suelen tener un color oscuro por la

presencia de humus, que forma agregados con la materia mineral.

Horizontes del suelo.

Horizonte B. Es el nivel del suelo en el que predomina el depósito de minerales

arcillosos y de los óxidos y sales lavados en el horizonte anterior. No suele

tener colores oscuros porque es raro que el humus se deposite en él. Sin

embargo, es frecuente que presente colores rojizos debido a la presencia de

hidróxidos de hierro.



Horizonte C. Está formado por trozos grandes y pequeños de la roca madre

mezclados con arena y arcilla. Estos fragmentos proceden de la meteorización

mecánica y química de la roca madre y de materiales depositados por el agua

en otro tiempo.

Roca madre. En este nivel, llamado por algunos autores horizonte D, se

encuentra la roca madre sin meteorizar.

En zonas muy castigadas por la erosión, se suele perder el suelo, la falta total

del suelo da como resultado paisajes desérticos, faltos de vida en su interior.

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