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Para la realización de los Trabajos Prácticos los alumnos deberán seguir las indicaciones del docente, así, como utilizar el material indicado por el docente del curso para la realización de los mismos. Se encuentran disponibles en la página web de la escuela, los Cuadernillos de Contenidos y Actividades como material de consulta.

Asignatura: GEOGRAFÍA

Ciclo BásicoPrimer año

Trabajo Práctico N°5

La Geología

La Geología es la ciencia que persigue la comprensión del planeta Tierra. La ciencia de la geología se ha dividido tradicionalmente en dos amplias áreas: la física y la histórica. La Geología física, estudia los materiales que componen la Tierra y busca comprender los diferentes procesos que actúan debajo y encima de la superficie terrestre. El objetivo de la Geología histórica es comprender el origen de la Tierra y su evolución a lo largo del tiempo. Por lo tanto, procura ordenar cronológicamente los múltiples cambios físicos y biológicos que han ocurrido en el pasado geológico.

El planeta Tierra es un cuerpo dinámico con muchas partes que interactúan. Está cambiando mientras leemos está página y seguirá cambiando en un futuro previsible. Algunas veces los cambios son rápidos y violentos, como cuando se producen deslizamientos o erupciones volcánicas. Otras veces los cambios tienen lugar de una manera tan lenta que no se aprecian durante toda una vida.

La Geología moderna se inició en los años finales del siglo XVII, cuando James Hutton, médico y terrateniente escocés, publicó su Theory of Earth (Teoría de la tierra). En su trabajo, Hutton estableció un principio que constituye el pilar de la Geología actual: el uniformismo. Establece simplemente que las leyes físicas, químicas y biológicas que actúan hoy, lo han hecho también en el pasado geológico. Esto significa que las fuerzas y los procesos que en la actualidad observamos que dan forma a nuestro planeta actuaron también en el pasado.

Cuando se dice que en el pasado los procesos geológicos fueron los mismos que los que operan en la actualidad no se pretende sugerir que tuvieran siempre la misma importancia relativa o que actuaran precisamente a la misma velocidad. Además, algunos procesos geológicos importantes no pueden observarse en la actualidad pero hay pruebas fehacientes de que suceden. Por ejemplo, sabemos que la Tierra ha sufrido impactos de grandes meteoritos aunque no haya testigos humanos. Acontecimientos como estos alteraron la corteza de la Tierra, modificaron su clima e influyeron enormemente en la vida sobre el planeta.

La aceptación de uniformismo significó la aceptación de una historia muy larga para la Tierra. Aunque a intensidad de los procesos terrestres varía estos siguen tardando mucho en crear y destruir los principales accidentes geográficos del paisaje.

Aunque Hutton y otros reconocieron que el tiempo geológico es extremadamente largo, no tuvieron métodos para determinar con precisión la edad de la Tierra. Sin embargo, en 1896 se descubrió la radiactividad. La utilización de la radiactividad para la datación se intentó por primera vez en 1905 y se ha perfeccionado desde entonces. Los geólogos pueden ahora asignar fechas bastante exactas a acontecimientos de la historia de la Tierra. Por ejemplo, sabemos que los dinosaurios se extinguieron hace alrededor de 65 millones de años. En la actualidad se sitúa la edad de la Tierra en unos 4.500 millones de años.

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La datación relativa y la escala de tiempo geológico

Durante el siglo XIX, se desarrolló una escala de tiempo geológico utilizando los principios de la datación relativa. Datación relativa significa que los acontecimientos se colocan en su secuencia u orden apropiados sin conocer su edad en años. Esto se hace aplicando principios como la ley de superposición que establece que en las capas de rocas sedimentarias o de coladas de lava, la capa más joven se encuentra en la parte superior y la más antigua, en la inferior (en el supuesto de que nada haya volcado las capas, lo cual a veces sucede). Hace 300 años, esta proposición significó un gran avance en el razonamiento científico al establecer una base racional para las determinaciones del tiempo relativo.

Escala de tiempo geológico. Las cifras indicadas en la escala vertical representan el tiempo en millones de años antes del presente. Estas fechas fueron añadidas mucho después de que se hubiera establecido la

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escala de tiempo utilizando técnicas de datación relativa. El Precámbrico representa más de 88% del tiempo geológico. (Datos procedentes de la Sociedad Geológica Americana).

Los fósiles, restos o impresiones de vida prehistórica, fueron también esenciales para el desarrollo de la escala de tiempo geológico. Los fósiles son la base del principio de sucesión biótica, que establece que los organismos fósiles se sucedieron unos a otros en un orden definido y determinable y, por tanto, cualquier periodo geológico puede reconocerse por su contenido en fósiles. Una vez establecido, este principio permitió a los geólogos identificar rocas de la misma edad en lugares completamente separados y construir la escala de tiempo geológico.

Las unidades en que se divide el tiempo geológico no comprenden necesariamente el mismo número de años. Por ejemplo, el período Cámbrico duró unos 50 millones de años, mientras que el Silúrico abarcó sólo 26 millones. Esta situación existe porque la base para el establecimiento de la escala de tiempo no fue el ritmo regular de un reloj sino el carácter variable de las formas de vida a lo largo del tiempo. Las fechas absolutas se añadieron mucho después del establecimiento de la escala temporal. El escaso registro fósil de los primeros eones es la principal razón de la falta de detalle en esta porción de la escala. Sin fósiles abundantes, los geólogos pierden su principal herramienta para subdividir el tiempo geológico.

En el estudio de la Geología, es importante la apreciación de la magnitud del tiempo geológico, porque muchos procesos son tan graduales que se necesitan enormes lapsos de tiempo antes de que se produzcan resultados significativos.

La estructura en capas de la Tierra

La separación de material que empezó muy temprano en la historia de la Tierra tuvo como resultado la formación de tres capas definidas por su composición química: la corteza, el manto y el núcleo. Además de estas tres capas de diferente composición, la Tierra se puede dividir en capas en función de sus propiedades físicas. Las propiedades físicas utilizadas para definir estas zonas son su carácter sólido o líquido y cuán dúctil o resistentes son. El conocimiento de ambos tipos de estructuras en capas es esencial para la comprensión de procesos geológicos básicos, como el volcanismo, los terremotos o la formación de montañas.

Capas definidas por su composición

La corteza, capa rocosa externa, comparativamente fina de la Tierra, se divide generalmente en corteza oceánica y corteza continental. La corteza oceánica tiene alrededor de 7 kilómetros de grosor y está compuesta por rocas ígneas oscuras denominadas basaltos. La corteza continental tiene un grosor medio de entre 35 y 40 kilómetros, pero puede superar los 70 kilómetros en algunas regiones montañosas. A diferencia de la corteza oceánica, que tiene una composición química relativamente homogénea, la corteza continental consta de muchos tipos de roca. Las rocas de la corteza oceánica son más jóvenes y más densas que las rocas continentales.

Más de 82% del volumen de la Tierra está contenido en el manto, una envoltura rocosa sólida que se extiende hasta una profundidad de 2.900 kilómetros. El límite entre la corteza y el manto representa un cambio de composición química.

Se cree que la composición del núcleo es una aleación de hierro y níquel con cantidades menores de oxígeno, silicio y azufre, elementos que forman fácilmente compuestos con el hierro.

Capas definidas por sus propiedades físicas

El interior de la Tierra se caracteriza por un aumento gradual de la temperatura, la presión y la densidad con la profundidad. Los cálculos sitúan la temperatura a una profundidad de 100 kilómetros entre 1.200°C y 1.400°C, mientras que la temperatura en el centro de la Tierra puede superar los 6.700°C. Por supuesto, el interior de la Tierra ha retenido mucha de la energía adquirida durante sus años de formación, a pesar de que el calor fluye de manera continua hacia la superficie, donde se pierde al espacio. El aumento de la presión con la profundidad provoca el incremento de la densidad de las rocas.

El aumento gradual de la temperatura y la presión con la profundidad afecta a las propiedades físicas, y por lo tanto, al comportamiento mecánico de los materiales terrestres. Cuando una sustancia se calienta, sus enlaces químicos se debilitan y su resistencia mecánica (resistencia a la deformación) se reduce. Si la temperatura supera el punto de fusión de un material, los enlaces químicos de este material se rompen y

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tiene lugar la fusión. Si la temperatura fuera el único factor que determinara si una sustancia se va a fundir, nuestro planeta sería una bola fundida cubierta por un caparazón externo delgado y sólido. Sin embargo, la presión también aumenta con la profundidad y tiende a aumentar la resistencia de la roca. Además, como la fusión va acompañada de un aumento de volumen, se produce a temperatures mayores en profundidad debido al efecto de la presión. Este aumento de la presión con la profundidad también el aumento de la densidad. Asi, dependiendo de las condiciones físicas (temperatura y presión), un material puede comportarse como un sólido quebradizo, deformarse como la masilla o incluso fundirse y convertirse en líquido.

La Tierra puede dividirse en cinco capas principales en función de sus propiedades físicas y, por tanto, según su resistencia mecánica: litosfera, astenosfera, mesosfera (manto inferior), núcleo externo y núcleo interno.

Según sus propiedades físicas la capa externa de la Tierra comprende la corteza y el manto superior y foma un nivel relativamente rígido y frío. Aunque este nivel consta de materiales cuyas composiciones químicas son notablemente diferentes, tiende a actuar como una unidad que muestra un comportamiento rígido, principalmente porque es frío y, en consecuencia, resistente. Esta capa, denominada litosfera, tiene un grosor medio de unos 100 kilómetros pero puede alcanzar 250 kilómetros de grosor debajo de las porciones más antiguas de los continentes. Dentro de las cuencas oceánicas, la litosfera tiene un grosor de tan sólo unos pocos kilómetros debajo de las dorsales oceánicas pero aumenta hasta quizá 100 kilómetros en regiones donde hay corteza más antigua y fría.

Debajo de la litosfera, en el manto superior (a una profundidad de unos 660 kilómetros), se encuentra una capa blanda, comparativamente plástica, que se conoce como astenosfera. La porción superior de la astenosfera tiene unas condiciones de temperatura y presión que permiten la existencia de una pequeña porción de roca fundida. Dentro de esta zona muy dúctil, la litosfera está mecánimanete separada de la capa inferior. La consecuencia es que la litosfera es capaz de moverse con independencia de la astenosfera.

Por debajo de la zona dúctil de la parte superior de la astenosfera, el aumento de la presión contrarresta los efectos de la temperatura más elevada, y la resitencia de las rocas crece de manera gradual con la profundidad. Entre las profundidades de 660 y 2.900 kilómetros se encuentra una capa más rígida denominada mesosfera o manto inferior. A pesar de su resistencia, las rocas de la mesosfera están todavía muy calientes y son capaces de fluir de una manera muy gradual.

El núcleo, compuesto principalmente por una aleación de hierro y níquel, se divide en dos regiones que muetsran resistencias mecánicas muy distintas. El núcleo externo es una capa líquida de 2.270 kilómetros de grosor. El núcleo interno es una esfera con un radio de 1.216 kilómetros. A pesar de su temperatura más elevada, el material del núcleo interno es más resistente que el del núcleo externo (debido a la enorme presión) y se comporta como un sólido.

El texto ha sido extraído y adaptado de: “(1999) Edward J. Tarbuck y Frederick K. Lutgens. Ciencias de la tierra: una introducción a la geología física”

ACTIVIDADES

1) ¿Cuáles son las dos áreas en las que se subdivide la Geología? Descríba cada una de ellas.2) ¿Cuál es la importancia del principio de uniformismo? ¿Qué propone ese principio?3) ¿Cómo se divide el tiempo geológico?4) ¿Qué son los fósiles? ¿Porqué resultan importantes para el estudio de la Geología?5) Realice un mapa conceptual con las capas que componen el interior de la Tierra.6) Realice una representación gráfica del interior de la Tierra (indicando detalladamente sus

características)

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Las rocas y el ciclo de las rocas

Las rocas son el material más abundante y más común sobre la superficie de la Tierra. Al examinar una roca con atención, encontramos que consta de cristales o granos más pequeños denominados minerales. Los minerales son compuestos químicos (o en algunas ocasiones elementos únicos), cada uno de ellos con su propia composición y sus propiedades físicas. Los granos o cristales pueden ser microscópicos o fácilmente visibles. Los geólogos dividen a las rocas en tres grandes grupos: ígneas, sedimentarias y metamórficas.

Las rocas ígneas (ignis=fuego) se forman cuando la roca fundida, denominada magma, se enfría y se solidifica. El magma es roca fundida que se puede formar a varios niveles de profundidad en el interior de la corteza de la Tierra y el manto superior. A medida que se enfría el magma, se van formando y creciendo los cristales de varios minerales. Cuando el magma permanece en el interior profundo de la corteza, se enfría lentamente durante miles de años. Esta pérdida gradual de calor permite el desarrollo de cristales relativamente grandes andes de que toda la masa se solidifique por completo. Las rocas ígneas de grano grueso que se forman muy por debajo de la superficie terrestre se denominan plutónicas. Los núcleos de muchas montañas están constituidos por roca ígnea que se formó de esta manera. Sólo la elevación y la erosión posteriores dejan expuestas estas rocas en la superficie. Un ejemplo común e importante es el granito. Esta roca plutónica de grano grueso es rica en los minerales silicatados de color claro cuarzo y feldespato. El granito y las rocas relacionadas son constituyentes principales de la corteza continental.

A veces el magma se abre paso hacia la superficie de la Tierra, como durante una erupción volcánica. Dado que se enfría con rapidez en un ambiente de superficie, la roca fundida se solidifica muy rápido y no hay tiempo suficiente para que crezcan grandes cristales. Se produce la formación simultánea de muchos cristales pequeños. Las rocas ígneas que se forman en la superficie se denominan volcánicas y suelen ser de grano fino. Un ejemplo abundante e importante es el basalto. Esta roca de color verde oscuro a negro es rica en minerales silicatados que contienen una cantidad significativa de hierro y magnesio. Debido a su mayor contenido en hierro, el basalto es más denso que el granito. El basalto y las rocas relacionadas constituyen la corteza oceánica así como muchos volcanes, tanto en el océano como en los continentes.

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Los sedimentos, la materia prima de las rocas sedimentarias, se acumulan en capas de la superficie de la Tierra. Son materiales que se forman a partir de rocas preexistentes por los procesos de meteorización. Algunos de estos procesos fragmentan físicamente la roca en piezas más pequeñas sin modificar su composición. Otros procesos de meteorización descomponen la roca, es decir, modifican químicamente los minerales en otros nuevos y en sustancias fácilmente solubles en agua.

El agua, el viento o el hielo glacial suelen transportar los productos de la meteorización a lugares de sedimentación donde éstos forman capas relativamente planas. Normalmente los sedimentos se convierten en roca o se litifican por uno de los dos procesos siguientes. La compactación tiene lugar a medida que el peso de los materiales suprayacentes (es decir, que se encuentran “por encima”) comprime los sedimentos en masas más densas. La cementación se produce conforme el agua que contiene sustancias disueltas se filtra a través de los espacios entre los granos de sedimento. Con el tiempo, el material disuelto en agua precipita entre los granos y los cementa en una masa sólida.

Los sedimentos que se originan y son transportados como partículas sólidas se denominan sedimentos detríticos y las rocas que éstos forman son las llamadas rocas sedimentarias detríticas. Las rocas sedimentarias químicas se forman cuando el material disuelto en el agua precipita. A diferencia de las rocas sedimentarias detríticas, que se subdividen según el tamaño de las partículas, la principal base para distinguir a las rocas sedimentarias químicas es su composición mineral. Las rocas metamórficas se producen a partir de rocas ígneas, sedimentarias o incluso otras rocas metamórficas. Así, cada roca metamórfica tiene una roca madre, la roca a partir de la que se ha formado. Metamórfico es un adjetivo adecuado porque su significado literal es “cambiar la forma”. La mayoría de cambios tienen lugar a temperaturas y presiones elevadas que se dan en la profundidad de la corteza terrestre y en el manto superior.

La superficie de la Tierra

Las dos principales divisiones de la superficie de la Tierra son los continentes y las cuencas oceánicas. Una diferencia significativa entre estas dos áreas son sus alturas relativas. Los continentes son superficies notablemente planas con el aspecto de llanuras que sobresalen por encima del nivel del mar. Con una elevación media de alrededor 0,8 kilómetros, los bloques continentales se encuentran cerca del nivel del mar, con excepción de unas áreas algo limitadas de terreno montañoso. Por el contrario, la profundidad media del fondo oceánico es de unos 3,8 kilómetros por debajo del nivel de mar o unos 4,5 kilómetros inferior a la elevación media de los continentes.

La diferencia de elevación entre los continentes y las cuencas oceánicas es consecuencia principalmente de las diferencias entre sus densidades y sus grosores respectivos. El grosor medio de los continentes oscila entre los 35 y 40 kilómetros y están compuestos por rocas graníticas. Las rocas basálticas que conforman la corteza oceánica tienen un grosor medio de tan sólo 7 kilómetros. Por tanto, la corteza continental, más gruesa y menos densa, es más flotante que la corteza oceánica. Como consecuencia, la corteza continental flota sobre la parte superior de las rocas deformables del manto a un nivel más elevado que la corteza oceánica por el mismo motivo por el que in barco de carga grande y vacío (menos denso) navega a mayor altura que un barco pequeño y cargado (más denso).

Principales características de los continentes

Las principales características de los continentes pueden agruparse en dos categorías diferenciadas: áreas extensas, planas y estables que se han erosionado hasta casi el nivel del mar, y regiones elevadas de rocas deformadas que en la actualidad forman los cinturones montañosos. Los cinturones montañosos jóvenes tienden a ser largos y estrechos y se encuentran en los márgenes continentales, mientras que las áreas llanas y estables se sitúan por regla general en el interior de los continentes.

Cinturones montañosos: Los rasgos topográficos más prominentes de los continentes son los cinturones montañosos lineales. Aunque la distribución de las montañas parece ser aleatoria, no es así. Al considerar las montañas más jóvenes (de menos de 100 millones de años), encontramos que están situadas principalmente en dos zonas. El cinturón del Pacífico (la región que rodea el océano Pacífico) incluye las montañas del oeste del continente americano y continúa en el Pacífico occidental en forma de arcos de islas volcánicas. Los arcos insulares son regiones montañosas activas compuestas en gran parte de rocas volcánicas y rocas sedimentarias deformadas. Las islas Aleutianas, Japón, Filipinas y nueva Guinea son ejemplos de arcos insulares.

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El otro cinturón montañoso importante se extiende hacia el este desde los Alpes a través de Irán y el Himalaya y luego baja al sur y entra en Indonesia. Una exploración atenta de los terrenos montañosos revela que la mayoría de ellos son lugares donde se han comprimido gruesas secuencias de rocas que han experimentado una gran deformación, como si estuvieran en un torno gigantesco. También se encuentran montañas más antiguas en los continentes. Son ejemplos de ello os Apalaches, al este de Estados Unidos, y los Urales, en Rusia. Sus picos, antes elevados, son ahora bajos, producto de millones de años de erosión.

El interior estable: A diferencia de los cinturones montañosos jóvenes, que se han formado durante los últimos 100 millones de años, los interiores de los continentes, denominados cratones, han permanecido relativamente estables (sin cambios) durante los últimos 600 millones de años, o incluso más. Normalmente estos bloques de corteza intervinieron en un episodio de formación de montañas muy anterior en la historia de la Tierra.

Dentro de los interiores estables existen zonas conocidas como escudos, que son regiones extensas y llanas compuestas por rocas cristalinas deformadas. Esas regiones antiguas contienen rocas del Precámbrico con una edad superior a los 1.000 millones de años y algunas muestras se aproximan a los 4.000 millones de años. Incluso estas rocas, las más antiguas que se conocen, exhiben muestras de las fuerzas enormes que las han plegado, fallado y metamorfizado. Así, se concluye que estas rocas una vez formaron parte de un sistema montañoso antiguo que desde entonces se ha erosionado hasta producir estas regiones extensas y llanas.

Existen otras zonas cratónicas en las que rocas muy deformadas, como las que se encuentran en los escudos, están cubiertas por una capa relativamente fina de rocas sedimentarias. Estas áreas se denominan plataformas estables. Las rocas sedimentarias de las plataformas estables son casi horizontales, excepto en los puntos en los que se han combado y han formado grandes cuencas o domos. En América del norte, una gran porción de las plataformas estables se sitúa entre el Escudo Canadiense y las Montas Rocosas.

Principales características del fondo oceánico

En las últimas décadas, los oceanógrafos han cartografiado lentamente gran parte del fondo oceánico utilizando modernos equipos de sonar. A partir de estos estudios han establecido las tres principales unidades topográficamente distinguibles: los márgenes continentales, las cuencas oceánicas profundas y las dorsales oceánicas (centro-oceánicas).

Márgenes continentales: El margen continental es la porción de fondo oceánico adyacente a las principales masas continentales. Puede incluir la plataforma continental, el talud continental y el pie de talud.

Aunque la tierra y el mar entran en contacto en la línea de costa, ésta o es el límite entre los continentes y las cuencas oceánicas. A lo largo de la mayoría de las costas una plataforma suavemente inclinada de material, denominada plataforma continental, se extiende en dirección al mar desde la costa. Dado que está sobre la

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corteza continental, se trata de una extensión inundada de los continentes. La anchura de la plataforma continental es variable.

El límite entre los continentes y las cuencas oceánicas profundas se encuentra a lo largo del talud continental, que es una estructura relativamente empinada que se extiende desde la superficie exterior de la plataforma continental hasta el fondo oceánico profundo. Utilizando el talud como línea divisoria, encontramos que las cuencas oceánicas representan el 60% de la superficie terrestre.

En regiones donde no existen fosas, el empinado talud continental pasa a tener una inclinación más gradual, conocida como pie de talud. El pie de talud está formado por un grueso cúmulo de sedimentos que se movieron pendiente abajo desde la plataforma continental hacia los fondos oceánicos profundos.

Cuencas oceánicas profundas: entre los márgenes continentales y las dorsales oceánicas se encuentran las cuencas oceánicas profundas una parte de esta región consiste en estructuras increíblemente llanas denominadas llanuras abisales. Sin embargo, el fondo oceánico también contiene depresiones extremadamente profundas, que llegan en ocasiones a los 11.000 metros de profundidad. Aunque estas fosas submarinas son relativamente estrechas y representan tan sólo una pequeña fracción del fondo oceánico, son estructuras muy importantes. Algunas fosas se encuentran adyacentes a montañas jóvenes que flanquean los continentes. Por ejemplo, la fosa Perú-chile que recorre la costa occidental de América del Sur es paralela a la cordillera de los Andes. Otras fosas son paralelas a cadenas de islas lineales denominadas arcos de islas volcánicas.

Los suelos oceánicos están salpicados de estructuras volcánicas sumergidas llamadas montes submarinos, que a veces forman cadenas estrechas y largas. La actividad volcánica también ha producido varias extensas llanuras de lava, como la llanura Ontong Java, situada al noreste de Nueva Guinea. Además, algunas llanuras sumergidas están compuestas de corteza de tipo continental. Algunos ejemplos son la llanura Campbell, al sureste de Nueva Zelanda, y la llanura Seychelles, al noreste de Madagascar.

Dorsales oceánicas: La estructura más prominente del fondo oceánico es la dorsal oceánica o centro-oceánica. La dorsal Centro-atlántica y la dorsal del Pacífico oriental son partes de este sistema. Esta estructura ancha y larga forma un cinturón continuo que serpentea a lo largo de más de 70.000 kilómetros alrededor del planeta. Lejos de estar constituido por rocas muy deformadas, el sistema de dorsales oceánicas consta de capas superpuestas de rocas ígneas fracturadas y elevadas.

El texto ha sido extraído y adaptado de: “(1999) Edward J. Tarbuck y Frederick K. Lutgens. Ciencias de la tierra: una introducción a la geología física”

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ACTIVIDADES

1) ¿Qué son las rocas? ¿Cómo se componen?2) ¿Cómo se puede formar una roca ígnea? ¿Y una roca sedimentaria?3) Las rocas metamórficas sólo pueden formarse a partir de otras rocas metamórficas. Esta afirmación

¿es Verdadera o Falsa? Justificar4) ¿Cómo se divide la superficie de la Tierra? Realizar un cuadro sinóptico en donde aparezcan las

principales características de cada subdivisión.5) ¿Cómo es posible relacionar los tipos de rocas con las divisiones de la superficie de la Tierra?6) En un mapa planisferio localizar las formaciones de la superficie de la Tierra que se describen en el

texto (Ejemplo: marcar la dorsal centro-atlántica y la dorsal del Pacífico).

Tectónica de placas

Las observaciones que conllevarían al desarrollo de la Teoría de la Tectónica de Placas datan de al menos 500 años. A finales del siglo XVI, Sir Francis Bacon observó que las líneas de las costas del continente americano y africano tenían formas similares que se podían hacer encajar. Sin embargo, no fue sino hasta principios del siglo XX que se introdujo la idea de que los continentes van a la deriva por la superficie de la Tierra.

El cambio profundo de la comprensión científica se ha descrito como una revolución científica. La revolución empezó como una propuesta relativamente clara del meteorólogo y geofísico alemán Alfred Wegener, llamada deriva continental. La idea de que los continentes, sobre todo Sudamérica y África, encajan como las piezas de un rompecabezas, se originó con el desarrollo de mapas mundiales razonablemente precisos. Sin embargo, se dio poca importancia a esta noción hasta 1915, cuando Wegener publicó El origen de los continentes y los océanos. En ese libro, estableció el esbozo básico de su radical hipótesis de la deriva continental.

Wegener sugirió que en el pasado había existido un supercontinente único denominado Pangea. Además, planteó la hipótesis de que en la era Mesozoica, hace unos 200 millones de años, este supercontinente empezó a fragmentarse en continentes más pequeños, que “derivaron” a sus posiciones actuales. Además de las similitudes entre las costas de los continentes, Wegener mostró evidencias geológicas y paleontológicas, como la aparición de fósiles similares en América y África. Sin embargo, y después de muchos años de acalorado debate, la gran mayoría de la comunidad científica rechazó la hipótesis de Wegener de los continentes a la deriva.

El quiebre a favor de la teoría de la deriva de los continentes llegó a mediados del siglo XX con las primeras exploraciones batimétricas de detalle llevadas a cabo en el Océano Atlántico, que tenían como objeto el estudio de la edad y la profundidad del fondo oceánico. En esas investigaciones se conoció la topografía del fondo oceánico en detalle descubriéndose enormes cordilleras sumergidas en el centro del océano que, hoy en día, se conocen con el nombre de dorsales centro-oceánicas.

En 1968 se unieron los conceptos de deriva continental y expansión del fondo oceánico en un teoría mucho más completa conocida como tectónica de placas. La tectónica de placas puede definirse como una teoría compuesta por una gran variedad de ideas que explican el movimiento observado de la capa externa de la tierra por medio de los mecanismos de subducción y expansión del fondo oceánico, que, a su vez, generan los principales rasgos geológicos de la tierra, entre ellos los continentes, las montañas y las cuencas oceánicas.

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Según el modelo de la tectónica de placas, el manto superior, junto con la corteza, se comportan como una capa fuerte y rígida, conocida como la litosfera, que está rota en fragmentos, denominados placas. Las placas de la litosfera son más delgadas en los océanos, donde su grosor puede variar entre unos pocos kilómetros en las dorsales oceánicas y 100 kilómetros en las cuencas oceánicas profundas. Por el contrario, la litosfera continental, por regla general, tiene un grosor de entre 100 y 150 kilómetros, pero puede superar los 250 kilómetros debajo de las porciones más antiguas de las masas continentales. La litosfera se encuentra por encima de una región más dúctil del manto, conocida como la astenosfera. El régimen de temperatura y presión de la astenosfera superior es tal que las rocas que allí se encuentran se aproximan mucho a sus temperaturas de fusión, lo que provoca una zona muy dúctil que permite la separación efectiva de la litosfera de las capas inferiores. Así, la roca poco resistente que se encuentra dentro de la astenosfera superior permite el movimiento de la capa externa rígida de la Tierra.

La litosfera está rota en numerosos fragmentos llamados placas, que se mueven unas con respecto a las otras y cambian continuamente de tamaño y forma. Se reconocen siete (7) placas principales. Son la placa Norteamericana; Sudamericana; del Pacífico, Africana, Euroasiática, Australiana y la Antártica. La mayor placa es la del Pacífico. La mayoría de las grandes placas incluye un continente entero además de una gran área de suelo oceánico. Las placas de tamaño mediano son la Caribeña; la de Nazca; la Arábiga; la de Cocos; la de Scotia y la de Juan de Fuca.

Las placas litosféricas se mueven en relación con las demás a una velocidad muy lenta pero continua. Este movimiento es impulsado en último extremo por la distribución desigual del calor en el interior de la Tierra. El material caliente que se encuentra en las profundidades del manto se mueve despacio hacia arriba y sirve como una parte del sistema de convección interna de nuestro planeta. Simultáneamente, láminas más frías y densas de la litosfera oceánica descienden al manto, poniendo en movimiento la capa externa rígida de la Tierra. Los roces entre las placas litosféricas de la Tierra generan terremotos, crean volcanes y deforman grandes asas de roca en las montañas.

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Bordes de placa

Las placas tienen tres (3) tipos distintos de bordes, que se diferencian en función del tipo de movimiento que exhiben.

1) Bordes divergentes (bordes constructivos): donde dos placas se separan, lo que produce el ascenso de material desde el manto para crear nuevo suelo oceánico.

La mayoría de los bordes divergentes se sitúa a lo largo de las crestas de las dorsales oceánicas y puede considerarse bordes de placa constructivos, dado que es donde se genera nueva litosfera oceánica. Los bordes divergentes también se denominan centros de expansión, porque la expansión del fondo oceánico se produce en estos bordes. Aquí, a medida que las placas se separan del eje de la dorsal, las fracturas creadas se llenan inmediatamente con roca fundida que asciende desde el manto caliente situado debajo. Este magma se enfría de una manera gradual generando una roca dura y produciendo así nuevos fragmentos de fondo oceánico. De una manera continua, las placas adyacentes se separan y una nueva litosfera oceánica se forma entre ellas. Los bordes divergentes también pueden formarse sobre los continentes.

2) Bordes convergentes (bordes destructivos): donde dos placas se juntan provocando el descenso de la litosfera oceánica debajo de una placa superpuesta, o posiblemente la colisión de dos bloques continentales para crear un sistema montañoso.

Aunque continuamente se está produciendo nueva litosfera en las dorsales oceánicas, el tamaño de nuestro planeta no aumenta: su superficie total permanece constante. Para compensar la adición e litosfera recién creada, las porciones más antigua de la litosfera oceánica descienden al manto a lo largo de los bordes convergentes. Dado que la litosfera se “destruye” en los bordes convergentes, éstos también se denominan bordes de placa destructivos.

Aparecen bordes de placa convergente donde dos placas se mueven una hacia la otra y el movimiento se ajusta con el deslizamiento de una placa por debajo de la otra. A medida que dos placas van convergiendo lentamente, el borde frontal de una de ellas se dobla hacia abajo, permitiéndole deslizarse por debajo de la otra. La expresión superficial producida por la placa descendente es una fosa submarina, como la fosa Perú-Chile. Las fosas formadas de esta manera pueden tener miles de kilómetros de longitud, de ocho a doce kilómetros de profundidad y de 50 a 100 kilómetros de anchura.

Los bordes convergentes también se denominan zonas de subducción porque son lugares donde la litosfera desciende (es subducida) hacia la astenosfera. La subducción se produce porque la densidad de la placa litosférica descendente es mayor que la de la astenosfera subyacente . En general, la litosfera oceánica es más densa que la astenosfera subyacente, mientras que la litosfera continental es menos densa y resiste la subducción.

Aunque todas las zonas convergentes tienen las mismas características básicas, tienen rasgos muy variables. Cada uno está controlado por el tipo de material de la corteza que interviene y por el ambiente tectónico. Los bordes convergentes se pueden formar entre dos placas oceánicas, una placa oceánica y una continental o dos placas continentales.

3) Bordes de falla transformante (bordes pasivos): donde dos placas se desplazan lateralmente una respecto de la otra sin la producción ni la destrucción de litosfera.

El tercer tipo de borde de placa es el transformante, en el cual las placas se desplazan una al lado de la otra sin producir ni destruir litosfera. La mayoría de las fallas transformantes une dos segmentos de una dorsal centro-oceánica. Aunque la mayoría de las fallas transformantes está localizada dentro de las cuencas oceánicas, unas pocas atraviesan la corteza continental.

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Cada placa está rodeada por una combinación de estos tres tipos de bordes de placa. Aunque la superficie total de la Tierra no cambia, el área de las placas individuales puede disminuir o crecer dependiendo de cualquier desequilibrio entre la velocidad de crecimiento en los bordes divergentes y la velocidad de destrucción de la litosfera en los bordes convergentes. Las placas Antártica y Africana están casi por completo rodeadas por bordes divergentes y, por tanto, están aumentando de tamaño al añadir nueva litosfera a sus bordes. Por el contrario, la placa del Pacífico está siendo consumida hacia el manto a lo largo de sus flancos septentrional y occidental y, por consiguiente, su tamaño se está reduciendo. También es importante destacar que los bordes de placa no son fijos, sino que se mueven.

Pueden crearse nuevos bordes de placa en respuesta a cambios en las fuerzas que actúan sobre estas láminas rígidas. Por ejemplo, en el mar Rojo, se localiza un borde divergente relativamente nuevo. Hace menos de 20 millones de años, la península Arábiga empezó a separarse de África. En otras localizaciones, placas que transportan corteza continental se están moviendo en la actualidad unas hacia otras. Es posible que, finalmente, esos continentes colisionen y se junten. En este caso, el borde que una vez separó dos placas desaparecerá cuando las placas se conviertan en una sola. El resultado de una colisión continental de este tipo es una majestuosa cordillera montañosa como la del Himalaya.

El texto ha sido extraído y adaptado de: “(1999) Edward J. Tarbuck y Frederick K. Lutgens. Ciencias de la tierra: una introducción a la geología física” y de “(2010) Andrés Folguera y Mauro Spagnuolo. De la Tierra y los planetas rocosos. Una introducción a la tectónica”.

ACTIVIDADES

7) ¿Cuáles son las principales diferencias entre la teoría de la deriva continental y la tectónica de placas?

8) ¿Cómo se divide la superficie de la Tierra? Realice un gráfico o incorpore una imagen con las divisiones que se enumeran en el texto.

9) ¿Qué tipos de bordes de placa existen? ¿Cuáles son sus principales diferencias? Realice un cuadro comparativo donde aparezcan las principales características de cada uno de ellos.

Desde el interior de la Tierra

Las fuerzas tectónicas deforman las rocas de la corteza. Entre las evidencias que demuestran la actuación de fuerzas enormes dentro de la tierra se cuentan los miles de kilómetros de estratos que están doblados, plegados, volcados y a veces muy fracturados. Los geólogos estructurales estudian la arquitectura de la corteza terrestre y cómo adquirió este aspecto en la medida en que fue consecuencia de la deformación. Estudiando la orientación de los pliegues y las fallas, así como los rasgos a pequeña escala de las rocas deformadas, los geólogos estructurales pueden determinar a menudo el ambiente geológico original, y la naturaleza de las fuerzas que produjeron esas estructuras rocosas. De este modo se están descifrando los complejos acontecimientos que constituyen la historia geológica.

Durante la formación de las montañas, las rocas sedimentarias y volcánicas suelen doblarse en una serie de ondulaciones semejantes a ondas denominadas pliegues. Las fallas son fracturas en la corteza a lo largo de las cuales ha tenido lugar un desplazamiento apreciable. Los movimientos súbitos a lo largo de las fallas son la causa de la mayoría de los terremotos. Sin embargo, la gran mayoría de las fallas son inactivas y, por tanto, restos de una deformación antigua.

Un terremoto es la vibración de la Tierra producida por una rápida liberación de energía. Lo más frecuente es que los terremotos se produzcan por el deslizamiento de la corteza terrestre a lo largo de una falla. La energía liberada irradia en todas las direcciones desde su origen, el foco o hipocentro, en forma de ondas. El epicentro es el punto de la superficie situado directamente encima del foco. Normalmente, los terremotos se producen a lo largo de fallas preexistentes que se formaron en el pasado lejano a lo largo de zonas de fragilidad de la corteza terrestre. Algunas de ellas son muy grandes y pueden generar grandes terremotos. Un ejemplo es la falla de San Andrés, que es un límite de falla transformante que separa dos grandes secciones de la litosfera terrestre: la placa Norteamericana y la placa del Pacífico. Otras fallas son pequeñas y producen sólo terremotos pequeños e infrecuentes. Sin embargo, la gran mayoría de fallas son inactivas y no generan terremotos.

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La mayor parte del movimiento que se produce a lo largo de las fallas puede explicarse de manera satisfactoria acudiendo a la teoría de la tectónica de placas. Según esta teoría, grandes unidades de la corteza terrestre se están moviendo lenta y continuamente. Estas placas móviles interactúan entre sí, deformando las rocas en sus bordes. De hecho, es a lo largo de las fallas asociadas con los bordes de placa donde se produce la mayoría de los terremotos. Además, los terremotos son repetitivos. En cuanto termina uno, el movimiento continuo de las placas deforma las rocas hasta que vuelven a fracturarse.

La mayor parte de los terremotos se produce por la liberación rápida de la energía elástica almacenada en la roca que ha sido sometida a grandes esfuerzos. Una vez superada la resistencia de la roca, ésta se rompe súbitamente, provocando las vibraciones de un terremoto. Los ajustes que siguen al terremoto principal generan a menudo terremotos más pequeños denominados réplicas. Aunque estas réplicas suelen ser mucho más débiles que el terremoto principal, a veces pueden destruir estructuras ya muy debilitadas.

Los volcanes y otra actividad ígnea

Las formas volcánicas se presentan en una gran variedad de formas y tamaños y cada estructura tiene una historia eruptiva única. No obstante, los vulcanólogos han podido clasificar las formas volcánicas y determinar sus esquemas eruptivos.

La actividad volcánica suele empezar cuando se desarrolla una fisura (grieta) en la corteza a medida que el magma fuerza su camino hacia la superficie. Conforme el magma rico en gas asciende hacia esta fisura linear, su camino se halla habitualmente en un conducto circular, o tubo, que termina en una apertura en la superficie denominada chimenea. Las sucesivas erupciones de lava, material piroclástico, o, con frecuencia, una combinación de ambos, a menudo separadas por largos períodos de inactividad acaban formando la estructura que llamamos volcán.

En la cima de muchos volcanes hay una depresión de paredes empinadas llamada cráter. Los cráteres son rasgos estructurales que se fueron construyendo paulatinamente a medida que los fragmentos expulsados se acumulaban alrededor de la chimenea formando una estructura en forma de donut. Algunos volcanes tienen más de un cráter en la cima, mientras que otros tienen depresiones muy grandes, más o menos circulares, denominadas calderas. Las calderas son grandes estructuras de hundimiento que pueden o no formarse en asociación con un volcán.

Durante los primeros estadios del crecimiento, la mayor parte de descargas volcánicas proceden de la chimenea central. A medida que un volcán madura, el material también tiende a emitirse desde las fisuras que se desarrollan a lo largo de los flancos, o en la base, del volcán. La forma de un volcán en particular está determinada en gran medida por la composición del magma que contribuye a su formación.

La estructura volcánica más obvia es el cono. Pero hay también otros relieves distintivos de la actividad volcánica. Las calderas son grandes depresiones de colapso con una forma más o menos circular. Sus diámetros superan el kilómetro y muchas tienen un diámetro de decenas de kilómetros. (Las depresiones con menos de un kilómetro de diámetro se llaman calderas de hundimiento.)

Durante décadas, los geólogos han sabido que la distribución global del vulcanismo no es aleatoria. De los más de 800 volcanes activos que se han identificado, la mayoría se encuentra a lo largo de los márgenes de las cuencas oceánicas, y, en particular, dentro del cinturón que rodea el Pacífico, conocido con el nombre Anillo de Fuego.

La formación de montañas

Las montañas son, a menudo, estructuras espectaculares que se elevan de una manera abrupta por encima del terreno circundante. Algunas aparecen como masas aisladas; el cono volcánico Kilimanjaro, por ejemplo, se yergue casi a 6.000 metros por encima del nivel del mar, y contempla desde lo alto las extensas praderas de África oriental. Otros picos forman parte de extensos cinturones montañosos, como la cordillera Americana, que transcurre casi sin interrupción desde la Patagonia (Sudamérica) hasta Alaska, abarcando las montañas Rocosas y los Andes. Cadenas como el Himalaya muestran picos jóvenes extremadamente altos que siguen ascendiendo todavía mientras que otras, entre ellas los Apalaches del este de Estados Unidos, son mucho más antiguas y han sido erosionadas muy por debajo de sus altitudes originales. Muchos de los principales cinturones montañosos muestran signos de enormes fuerzas horizontales que han plegado, fallado y, generalmente, deformado grandes secciones de la corteza terrestre. Aunque los estratos plegados y fallados contribuyen al aspecto majestuoso de las montañas, gran parte del mérito de su

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belleza debe atribuirse a la meteorización, los procesos gravitacionales y a la acción de la erosión producida por las corrientes de agua y por el hielo glaciar, que esculpen esas masas levantadas en un esfuerzo interminable por rebajarlas hasta el nivel del mar.

Los cinturones jóvenes montañosos abarcan la cordillera Americana, que transcurre a lo largo del margen oriental del continente Americano desde el cabo de Hornos hasta Alaska e incluye los Andes y las montañas Rocosas; la cadena Alpina-Himalaya, que se extiende desde el Mediterráneo hasta el norte de India e Indochina, atravesando Irán, y los terrenos montañosos del Pacífico oriental, que comprenden arcos de islas volcánicas como Japón, Filipinas y Sumatra. La mayoría de esos jóvenes cinturones montañosos se formó en los últimos 100 millones de años. Algunos, entre ellos el Himalaya, empezaron su crecimiento hace tan sólo 45 millones de años. Además de estos cinturones montañosos jóvenes, existen también en nuestro planeta varias cadenas montañosas formadas durante el Paleozoico y el Precámbrico. Los Apalaches al este de los Estados Unidos y los Urales en Rusia son ejemplos clásicos de este grupo de cinturones montañosos más antiguos.

Durante las últimas décadas, los geólogos han aprendido mucho de los procesos tectónicos que generan montañas. El término asignado a los procesos que producen colectivamente un cinturón montañoso es el de orogénesis. Además de los grandes desplazamientos de la corteza causados principalmente por la tectónica de placas, se observan movimientos verticales graduales de la corteza continental en muchos lugares de todo el mundo.

Las formas superficiales de la Tierra

La Tierra no se caracteriza por la regularidad de su relieve, la superficie terrestre cambia continuamente. Observando tramos de ella, montañas o valles, uno puede preguntarse cómo se formaron. Los geomorfólogos se dedican a la descripción y el entendimiento de los paisajes terrestres y de los procesos que les han dado origen. Los procesos geomórficos son aquellos cambios físicos y químicos que modifican la superficie terrestre. Un agente geomórfico es cualquier medio natural capaz de incorporar y transportar material rocoso.

La roca se desintegra y se descompone, es desplazada a zonas de menor elevación por la gravedad y es transportada por el agua, el viento o el hielo. De este modo se esculpe el paisaje físico de la Tierra. La meteorización, los procesos gravitacionales y la erosión se denominan procesos externos porque tienen lugar en la superficie terrestre o en sus proximidades y porque se alimentan de la energía solar. Los procesos externos son una parte básica del ciclo de las rocas porque son los responsables de la transformación de la roca sólida en sedimento.

En la actualidad sabemos que la Tierra tiene 4.500 millones de años y que las montañas acaban por ceder a la meteorización y la erosión, los lagos se llenan de sedimentos o son drenados por corrientes, y los desiertos vienen y van con los cambios climáticos. La Tierra es un organismo dinámico. Algunas partes de la superficie terrestre se elevan de una manera gradual por la formación de montañas y la actividad volcánica. Estos procesos internos obtienen su energía del interior de la Tierra. Mientras tanto, procesos externos opuestos están continuamente rompiendo la roca y desplazando los derrubios a zonas de menor elevación. Estos últimos procesos son:

1. Meteorización: fragmentación física (desintegración) y alteración química (descomposición) de las rocas de la superficie terrestre, o cerca de ella. 2. Procesos gravitacionales: transferencia de roca y suelo pendiente abajo por influencia de la gravedad. 3. Erosión: eliminación física de material por agentes dinámicos como el agua, el viento o el hielo.

Meteorización

Se produce meteorización continuamente a todo nuestro alrededor, pero parece un proceso tan lento y sutil que es fácil subestimar su importancia. No obstante, hay que recordar que la meteorización es una parte básica del ciclo de las rocas y, por tanto, un proceso clave del sistema Tierra. Todos los materiales son susceptibles de meteorización.

La meteorización se produce cuando la roca es fragmentada mecánicamente (desintegrada) o alterada químicamente (descompuesta), o ambas cosas. La meteorización mecánica se lleva a cabo por fuerzas físicas que rompen la roca en trozos cada vez más pequeños sin modificar la composición mineral de la roca. La meteorización química implica una transformación química de la roca en uno o más compuestos nuevos.

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Se pueden ilustrar estos dos conceptos con un trozo de papel. El papel puede desintegrarse rompiéndolo en trozos cada vez más pequeños, mientras que la descomposición se produce cuando se prende fuego al papel y se quema.

Cuando una roca experimenta meteorización mecánica, se rompe en fragmentos cada vez más pequeños, que conservan cada uno las características del material original. El resultado final son muchos fragmentos pequeños procedentes de uno grande. En la naturaleza, hay cuatro procesos físicos importantes que inducen la fragmentación de la roca: fragmentación por helada, expansión provocada por la descompresión, expansión térmica y actividad biológica. Además, aunque la acción de los agentes erosivos, como el viento, el hielo de glaciar y las aguas corrientes, se considera independiente de la meteorización física, ésta es, sin embargo, importante.

Las actividades de los organismos, entre ellos las plantas, los animales excavadores y los seres humanos, también llevan a cabo meteorización. Las raíces vegetales crecen entre las fracturas en busca de nutrientes y agua, y, conforme crecen, resquebrajan la roca. Los animales excavadores descomponen aún más la roca desplazando material fresco hacia la superficie, donde los procesos físicos y químicos pueden actuar con más efectividad. Los organismos de la descomposición también producen ácidos que contribuyen a la meteorización química. Allí donde se ha volado la roca en busca de minerales o para la construcción de carreteras, el efecto de los humanos es particularmente notable.

Por meteorización química se entienden los complejos procesos que descomponen los componentes de las rocas y las estructuras internas de los minerales. Dichos procesos convierten los constituyentes en minerales nuevos o los liberan al ambiente circundante. Durante esta transformación, la roca original se descompone en sustancias que son estables en el ambiente superficial. Por consiguiente, los productos de la meteorización química se mantendrán esencialmente inalterados en tanto en cuanto permanezcan en un ambiente similar a aquel en el cual se formaron. El agua es con mucho el agente de meteorización disolvente más importante. El agua pura sola es un buen disolvente y cantidades pequeñas de materiales disueltos dan como resultado un aumento de la actividad química para las soluciones de meteorización. Los principales procesos de meteorización química son la disolución, la oxidación y la hidrólisis (consiste básicamente en la reacción de cualquier sustancia con el agua). El agua desempeña un papel principal en cada uno de ellos.

El resultado más significativo de la meteorización química es la descomposición de los minerales inestables y la generación o retención de aquellos minerales que son estables en la superficie terrestre. Esto explica el predominio de ciertos minerales en el material de la superficie que denominamos suelo. Además de alterar la estructura interna de los minerales, la meteorización química produce también cambios físicos.

Procesos gravitacionales

En la evolución de la mayoría de las formas del paisaje, los procesos gravitacionales constituyen la etapa consecutiva a la meteorización. En sí misma, la meteorización no produce formas significativas de paisaje. Éstas se desarrollan conforme los productos de la meteorización son retirados de los lugares donde se originaron. Una vez que la meteorización debilita y disgrega la roca, los procesos gravitacionales transfieren los fragmentos pendiente abajo, donde una corriente, que actúa como una cinta transportadora, normalmente se los lleva. Aunque puede haber muchas paradas intermedias a lo largo del camino, el sedimento acaba por ser transportado a su destino final: el mar.

Está claro que si tienen que producirse procesos gravitacionales, debe haber pendientes por las que las rocas, el suelo y el regolito puedan descender. Los procesos volcánicos y de formación de montañas de la Tierra son los que producen estas pendientes a través de cambios esporádicos en las elevaciones de las masas continentales y el fondo oceánico. Si los procesos dinámicos internos no produjeran continuamente regiones con mayores elevaciones, el sistema que mueve los fragmentos a cotas menores iría perdiendo velocidad de manera gradual y acabaría desapareciendo.

Los procesos gravitacionales más rápidos y espectaculares tienen lugar en zonas montañosas accidentadas y geológicamente jóvenes. Los ríos y los glaciares erosionan rápidamente las montañas recién formadas y las convierten en regiones caracterizadas por pendientes escarpadas e inestables. En lugares como éstos se producen los deslizamientos de tierra masivos y destructivos. Cuando disminuye la formación de montañas, los procesos gravitacionales y erosivos rebajan el terreno. Con el tiempo, las pendientes escarpadas y accidentadas de las montañas dan lugar a un terreno menos pronunciado, más

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suave. Por tanto, a medida que el paisaje envejece, los procesos gravitacionales masivos y rápidos dan lugar a movimientos pendiente abajo más pequeños, menos espectaculares.

El texto ha sido extraído y adaptado de: “(1999) Edward J. Tarbuck y Frederick K. Lutgens. Ciencias de la tierra: una introducción a la geología física” y de “(2007) Andrés Folguera, Víctor Ramos y Mauro Spagnuolo. Introducción a la geología. El planeta de los dragones de piedra”.

ACTIVIDADES

Para la realización de las siguientes actividades deben tener en cuenta el material proporcionado en los trabajos prácticos anteriores además del presente trabajo práctico, el Cuadernillo de Actividades así como otras fuentes consultadas en Internet.

1) ¿En qué se diferencian los procesos internos y los procesos externos?2) ¿Cuáles son las diferencias entre los pliegues y las fallas?3) ¿Por qué se producen los terremotos?4) ¿A qué se denomina actividad volcánica?5) ¿Todas las montañas son iguales? Si/No ¿Por qué?6) Explique las principales características de cada uno de los procesos externos7) Realice un cuadro describiendo brevemente los distintos tipos de erosión (eólica; pluvial; fluvial;

glaciar; marina)

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