La Tierra y su Dinámica: Estudio de la Estructura y Procesos Geológicos

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TEMA 5: LA TIERRA Y SU DINÁMICA 5.1.- Métodos de estudio de la estructura interna de la Tierra 5.2.- Teorías de la dinámica terrestre 5.3.- La tectónica de placas como teoría globalizadora 5.4.- Deformaciones de las rocas 5.5.- El planeta Tierra: procesos geológicos externos 5.1.- Métodos de estudio de la estructura interna de la Tierra Nuestra posición en el planeta nos permite estudiar con relativa facilidad lo que encontramos en el exterior del planeta (atmósfera, hidrosfera, rocas y minerales de la superficie).

Pero estudiar el interior de la Tierra ya supone mayores dificultades y es que nuestro planeta tiene unos 6.360 Km de radio y el pozo más profundo que se ha excavado es de 13 km, por lo que apenas hemos conseguido introducirnos en el interior de nuestro planeta de manera directa, y el material volcánico que procede de los volcanes, tampoco nos ofrece información de grandes profundidades. Como los métodos directos no nos sirven, hay que recurrir a métodos indirectos, entre los que están: cálculo de la densidad del planeta, cálculo del grado geotérmico y estudio de las ondas sísmicas. -cálculo de la densidad del planeta: la densidad se define como masa partido por volumen.

Considerando que la Tierra fuese una esfera perfecta, que no lo es, el volumen se calcula como 4/3 πr3 (haciendo las operaciones y teniendo en cuenta que el radio son 6360 km y que conviene pasarlo a m porque luego vamos a utilizar m, el resultado es de 1,08 * 1021 m3 . Para el cálculo de la masa de la Tierra nos basamos en la fórmula de la gravitación universal de Newton f= G 2 donde M es la masa de la Tierra, m la masa de otro cuerpo y d es la distancia que los separa desde sus centros, y suponiendo que es un cuerpo que está en su superficie, coincide con el radio de la Tierra.

Como f es una fuerza que es masa*aceleración, las m minúsculas se anulan y queda solamente la aceleración que es 9,81 m/s2 . Sabiendo que G es una constante, la de la gravitación universal Newton que es 6,67*10- 11 Nm2 /kg2 , podemos despejar la M, que es la masa de la Tierra y nos quedaría que M= 2 . Haciendo estos cálculos, la masa de la Tierra es: 5,975 * 1024 kg Y si ahora calculamos la densidad, esta es igual a 5,5 * 103 kg/m3 O lo que es igual a 5,5 g/cm3 .

Pero si tenemos en cuenta que la densidad media de las rocas de la superficie terrestre son 2,7 g/cm3 , esto nos hace pensar que en el interior del planeta debe haber materiales más densos que los que encontramos en superficie, lo que se podría explicar por una ordenación de densidad cuando nuestro planeta se forma como consecuencia de colisiones cuando estaba a temperaturas elevadas. -cálculo del grado geotérmico: está comprobado que la temperatura va aumentando conforme vamos aumentando la profundidad, de manera que por cada 100 m de profundidad, la temperatura sube unos 3o C.

Como nuestro planeta tiene 6360 km, el cálculo de la temperatura en el centro del planeta sería de 3*10*6360 km= 190.800 o C. A esta temperatura la Tierra sería inestable pues se acercaría a la temperatura de una estrella, por lo que la explicación es que los materiales que nos encontramos en el interior de nuestro planeta se comportan de manera diferente térmicamente, con respecto a los que encontramos en la superficie. - estudio de las ondas sísmicas: que es el método más preciso para estudiar el interior del planeta y que se basa en el estudio de las ondas originadas en los terremotos.

Estas ondas son la manera de transmitirse la energía originada en un terremoto y hay de dos tipos: ondas P y ondas S, de manera que cuando alcanzan la superficie hablamos de ondas superficiales. Las ondas P y las S tienen características distintas (cuadro de la página 37), de manera que las ondas P (u ondas primarias) son más rápidas que las S (u ondas secundarias) y además se pueden propagar por todos los medios, aunque por sólidos su velocidad es más rápida que si esos materiales están fundidos. En cambio las S son más lentas y solamente viajan por sólidos, no transmitiéndose por materiales fundidos.

Estas ondas son recogidas por sismógrafos en distintas partes del planeta, de manera que se establecen gráficas del recorrido de estas ondas (gráfico de la página 37 y resolvemos las preguntas a y b). Una discontinuidad es un cambio brusco en la velocidad de transmisión de las ondas sísmicas, de manera que se distinguen tres discontinuidades muy marcadas, que marcan la transición entre las características de los materiales que encontramos en el interior de la Tierra, y que nos van a servir para dividir en capas el interior de nuestro planeta.

La discontinuidad más clara se produce a los 2900 km y se llama discontinuidad de Gütemberg, donde las ondas P disminuyen mucho de velocidad y las ondas S dejan de transmitirse. Hay otra discontinuidad que varía entre los 7 y los 70 Km que es la discontinuidad de Mohorovicic, dándose la mayor distancia dentro de los continentes y la menor dentro de los océanos. Por último la discontinuidad de Lehman-Wiechert, a unos 5.100 Km donde hay una alteración de velocidad en las ondas P. Estas discontinuidades nos permiten dividir el interior de la Tierra en tres capas principales: corteza, manto y núcleo.

La corteza y el manto están separadas por la discontinuidad de Mohorovicic, el manto del núcleo está separado por la discontinuidad de Gütemberg y la discontinuidad de Lehman-Wiechert, separa el núcleo externo del núcleo interno. Pero un estudio más detallado de la velocidad de las ondas sísmicas, permite distinguir otra discontinuidad entre los 15-20 km que es la discontinuidad de Conrad y permite dividir la corteza en dos capas: la corteza continental y la corteza oceánica. Pero también hay otra discontinuidad a unos 800 km, la discontinuidad de Repetti, que permite dividir el manto en dos: el manto superior y el manto inferior.

Sin embargo, se descubrió que en el manto superior a una profundidad menor de los 400 km había una zona donde el comportamiento de las ondas sísmicas cambiaba y se denominó capa de baja velocidad, o astenosfera (de unos 100 km de espesor). Debido a esto, se definió litosfera como una capa que comprende la corteza y esa parte del manto superior que llega hasta la astenosfera. El resto del manto es la mesosfera, y el núcleo, pasó a llamarse endosfera. De esta manera se hace una diferencia entre el modelo estático de la Tierra y el modelo dinámico, ya que es la distribución de este último el que se utiliza para explicar la dinámica geológica de nuestro planeta.

5.2.- Teorías de la dinámica terrestre El fijismo, al igual que en biología, también dominó la geología durante muchos siglos, dando por sentado que los continentes y océanos siempre han ocupado la misma posición. Sin embargo, los cambios siempre han formado parte de nuestro planeta, también geológicamente, de manera que Alfred Wegener, a comienzos del siglo XX ya aportó pruebas de que estos cambios se tenían que haber producido: -coincidencia geométrica entre las costas atlánticas de África y América del Sur, y que tampoco había pasado desapercibida para otros autores anteriores, lo que hace suponer que en algún momento estuvieron juntos.

-coincidencias paleontológicas: mismos fósiles en lugares muy distantes actualmente (Sudamérica, Sudáfrica, Antártida, India, Australia), lo que hace pensar que en algún momento fueron un solo continente. -continuación de cadenas montañosas entre Sudamérica y África igual que entre Europa y Norteamérica, aunque actualmente están separados por un gran océano. -continuación de tipos de rocas en distintos continentes hoy separados, que indican un mismo proceso formativo, lo cual es un indicativo de que estaban juntos.

Fue a partir de 1960 cuando se empezaron a aportar toda una serie de pruebas más técnicas como fue el estudio de las ondas sísmicas, que permitió definir una serie de capas en nuestro planeta, o el estudio de los fondos submarinos que permitió distinguir un relieve en el fondo de los mares (dorsales oceánicas a modo de cordilleras submarinas o fosas oceánicas como grandes zonas profundas). También se estudió la edad de las rocas de estos fondos submarinos y se observó que las más jóvenes estaban más cerca de las dorsales, mientras que a medida que nos alejábamos, los materiales eran más antiguos, y esta distribución era simétrica a ambos lados de la dorsal.

Esto nos lleva a pensar que las dorsales oceánicas son relieves jóvenes y se corroboró porque el espesor de los sedimentos aumentaba a medida que nos alejábamos de la dorsal, ya que ese espesor se debe a que con el paso del tiempo se van depositando más sedimentos. Así se interpretó que las dorsales eran lugares de formación de nuevo material, pero si existía una zona de aparición de nuevo material, también debería existir un lugar donde el material geológico se destruya, ya que el planeta no está aumentando de tamaño. Esos lugares de destrucción de material geológico se denominaron zonas de subducción y coincidían con esas fosas oceánicas.

Así las líneas que marcan las dorsales oceánicas y las líneas que marcan la zona de subducción, constituyen los límites de las piezas en las que se divide la litosfera terrestre, que descansa sobre esa astenosfera en estado de fusión y que permite un movimiento de dichas piezas, que suponen las placas litosféricas, dando paso a la teoría de la tectónica de placas. 5.3.- La tectónica de placas como teoría globalizadora La actividad que encontramos en los límites entre placas viene corroborado porque la gran mayoría de los terremotos y volcanes que suceden en el planeta, coinciden precisamente con estos límites.

Así es como se determina el nombre de las grandes placas de nuestro planeta (placa pacífica, placa euroasiática, placa africana, placa norteamericana, placa sudamericana, placa indoaustraliana), aunque también hay placas más pequeñas determinadas por detalles más minuciosos. Los límites entre placas pueden ser de tres tipos, de manera que se asocian a toda una serie de procesos geológicos y geográficos en cada uno de ellos: -bordes constructivos: donde se crea nueva litosfera y que corresponde a las dorsales y zonas de rift, de manera que supone un lugar de separación de las placas litosféricas y se simboliza con dos flechas con sentidos opuestos.

La dorsal atlántica, el mar Rojo y el valle del Rift africano son ejemplos actuales de este tipo de límites, y en todos ellos la presencia de volcanes y terremotos es una constante, siendo el ejemplo más claro Islandia, que se sitúa en medio de la dorsal atlántica. -bordes destructivos: donde se destruye litosfera por el proceso de subducción, y se simboliza por dos flechas con sentidos enfrentados, porque es un lugar de choque de placas. La zona del cinturón de fuego del Pacífico o la costa Pacífica de Sudamérica, son ejemplos de este tipo, al igual que la zona del Mediterráneo.

En todas estas zonas la presencia de volcanes, terremotos, archipiélagos de islas, fosas oceánicas o cadenas montañosas, son manifestaciones de esta actividad, siendo la cordillera del Himalaya un ejemplo de dicha actividad. -bordes pasivos: donde las placas se deslizan una sobre otra originando intensos terremotos. En la costa oeste de Estados Unidos sucede esta situación, de manera que se forma la famosa falla de San Andrés, donde se sitúa la ciudad de San Francisco y Los Angeles, que ya han sufrido importantes terremotos.

https://www.facebook.com/ingeosmart/videos/938099843628514/ (los continentes en el futuro) Noobstante, también hay lugares de actividadgeológica en el planeta que no se explican mediante la actividad de las placas litosféricas, ya que no coinciden con ningún límite de placa, de manera que se habla de puntos calientes, interpretándose como puntos de menor presión litosférica que permite la llegada de material del manto. Yellowstone, en Estados Unidos o las islas Hawai serían ejemplos de este tipo. 5.4.- Deformaciones de las rocas El movimiento de las placas tectónicas genera una serie de fuerzas que se traducen en deformaciones de las rocas que encontramos en superficie.

La parte de la geología que se ocupa del estudio de estas deformaciones es la tectónica, siendo las más importantes los pliegues y las fallas. Si las rocas tienen un comportamiento plástico, frente a una fuerza se pliegan, de manera que en un pliegue podemos distinguen las siguientes partes: -plano axial: plano imaginario que divide al pliegue en dos mitades simétricas. -flancos: son cada una de las dos partes que quedan divididas por el plano axial. -charnela: es la zona de mayor curvatura del pliegue -eje del pliegue: es una línea imaginaria que supone la intersección del plano axial con la zona de la charnela. La clasificación de los tipos de pliegues se hace en base a distintos criterios.

-respecto a la posición de la charnela: si la charnela apunta hacia arriba se llama anticlinal o antiforme, y si apunta hacia abajo se llama sinclinal o sinforme. -respecto al plano axial: recto, inclinado, tumbado o invertido -respecto a sus flancos: simétrico o asimétrico. También podemos encontrarnos una asociación de pliegues, de manera que hablamos de un anticlinorio o de un sinclinorio, si dicha asociación apunta hacia la parte superior o hacia la parte inferior. Para hablar de la posición de un pliegue en el terreno se establece la dirección y el buzamiento. La dirección es el ángulo que se establece entre el eje del pliegue y la dirección Norte-Sur, de manera.

El valor de la dirección suele darse de 0º a 90º, añadiendo si ese ángulo con respecto al norte es hacia el este o hacia el oeste; por ejemplo N53°E. El buzamiento es el ángulo que forma el flanco del pliegue con respecto al plano horizontal. Si el pliegue es simétrico, los dos flancos tienen el mismo ángulo de buzamiento, pero el sentido de esa inclinación es distinto. Las fallas son fracturas en las que se produce un desplazamiento de los bloques en los que se fractura, y ocurre porque los materiales geológicos son más rígidos.

Los elementos que forman una falla son: -bloque levantado y bloque hundido, si hay un desplazamiento en la vertical, aunque los bloques también se pueden desplazar en la horizontal. -plano de falla: es el plano sobre el que se deslizan los bloques. La línea de intersección de este plano con el plano horizontal es la línea de falla. -salto de falla: es la distancia entre los bloques si el desplazamiento sucede en la vertical. También en una falla se habla de dirección y buzamiento. La dirección es el ángulo que se establece entre la línea de falla y el eje Norte-Sur. El buzamiento es el ángulo del plano de falla con el plano horizontal.

Los tipos principales de fallas son: -falla normal o directa: si el bloque hundido es el que se apoya sobre el plano de falla, y se produce en situaciones de distensión. -falla inversa: si es el bloque levantado el que se apoya sobre el plano de falla. Sucede en situaciones de compresión. -falla horizontal o de desgarre: si el desplazamiento es en la horizontal y no en la vertical. También podemos encontrarnos con una asociación de fallas que apunte hacia arriba, y se habla de horst o macizo tectónico, o bien que la asociación de fallas apunte hacia abajo y se habla de graven o fosa tectónica.

También podemos encontrarnos una asociación de pliegues y fallas combinados, ya que los materiales pueden ser distintos o las fuerzas que han sufrido no tienen por qué haber sido siempre las mismas, por lo que en un primer momento pueden haberse plegado y luego, ante una fuerza más intensa, se pueden romper. 5.5.- El planeta Tierra: procesos geológicos externos Los materiales terrestres están sometidos a la acción de los agentes geológicos externos (aire, agua, seres vivos), lo que origina una alteración de su superficie que constituye la meteorización.

Si los materiales meteorizados son arrastrados es cuando se habla de erosión, de manera que por transporte se conducen hasta un lugar donde se depositan porque el agente geológico pierde fuerza, y es lo que se llama sedimentación, de manera que el lugar donde se depositan se llama cuenca de sedimentación. Cada agente geológico determina unas peculiaridades en cuanto a erosión, transporte y sedimentación, por lo que podemos encontrarnos una gran variedad de paisajes, que dependen del clima de la zona, del tipo de roca, de la disposición de esas rocas y del tiempo de actuación de dicho agente geológico. Ejercicio 48 (página 31 del libro).

Para investigar sobre esos nombres, pero eliminar los siguientes: cresta, torre, mesa y cuesta. Por tanto nos quedamos con 10 nombres. A partir de aquí, intentar buscar imágenes donde estén presentes y describir más nombres: meandro, estalactita, acantilado, duna, badland, circo, delta, lapiaz, roca en seta, playa, valle en U. EROSIÓN DE UN RÍO RELIEVE KÁRSTICO EROSIÓN MARINA BADLANDS EROSION GLACIAR FORMACIÓN DE DUNAS ROCA EN FORMA DE SETA