Corteza terrestrePara otros usos de este término, véase corteza (desambiguación).

Capas terrestres, en un dibujo esquemático.

La corteza terrestre o la capa terrestre es la capa de roca externa de la Tierra. Es comparativamente fina, con un espesor que varía de 5 km, en el fondo oceánico, hasta 70 km en las zonas montañosas de los continentes.

Se ha planteado que la primera corteza en la Tierra se formó hace 4400-4550 millones de años. Los volúmenes de la corteza terrestre no han sido constante sino que se cree que han aumentado a través del tiempo. Se sabe qué hace 2500 millones de años ya existía una masa formidable de corteza, antes de esto se supone que hubo mucho reciclaje de corteza hacia el manto. El crecimiento, es decir aumento en volumen de la corteza, se cree que ha ocurrido episódicamente con dos eventos mayores: uno hace 2500-2700 millones de años y otro hace 1700-1900 millones de años.

Estructura interna de la TierraSe ha sugerido que este artículo o sección sea fusionado con tierra sólida (discusión).Una vez que hayas realizado la fusión de contenidos, pide la fusión de historiales aquí.

Corte en sección transversal de las capas que constituyen el planeta Tierra.

La estructura interna de la Tierra, como la de otros planetas terrestres (planetas cuyo volumen está ocupado principalmente de material rocoso), está dividido en capas de densidad creciente. La Tierra tiene una corteza externa de silicatos solidificados, un manto viscoso, y un núcleo con otras dos capas, una externa sólidamente, mucho más fluida que el manto y una interna sólida. Muchas de las rocas que hoy forman parte de la corteza se formaron hace menos de 100 millones (1×108) de años. Sin embargo, las formaciones minerales más antiguas conocidas tienen 4.400 millones (4,4×109) de años, lo que nos indica que, al menos, el planeta ha tenido una corteza sólida desde entonces.1

Gran parte de nuestro conocimiento acerca del interior de la Tierra ha sido inferido de otras observaciones. Por ejemplo, la fuerza de la gravedad es una medida de la masa terrestre. Después de conocer el volumen del planeta, se puede calcular su densidad. El cálculo de la masa y volumen de las rocas de la superficie, y de las masas de agua, nos permiten estimar la densidad de la capa externa. La masa que no está en la atmósfera o en la corteza debe encontrarse en las capas internas.

Estructura[editar]

La estructura de la tierra puede establecerse según dos criterios diferentes. Según su composición química, el planeta puede dividirse en corteza, manto y núcleo (externo e interno); según sus propiedades físicas se definen la litosfera, la astenosfera, la mesosfera y el núcleo (externo e interno).2

Las capas se encuentran a las siguientes profundidades:3

CapaProfundidad (km)

Litosfera (varía localmente entre 5 y 200 km) 0 – 60

... Corteza (varía localmente entre 5 y 70 km)

0 – 35

Manto 35 – 2.890

Manto superior 35 – 660

Astenosfera 100 – 200

Manto inferior 660 – 2.890

Núcleo externo 2.890 – 5.100

Núcleo interno 5.100 – 6.378

La división de la tierra en capas ha sido determinada indirectamente utilizando el tiempo que tardan en viajar las ondas sísmicas reflejadas y refractadas, creadas por terremotos. Las ondas transversales (S, o secundarias) no pueden atravesar el núcleo, ya que necesitan un material viscoso o elástico para propagarse, mientras que la velocidad de propagación es diferente en las demás capas. Los cambios en dicha velocidad producen una refracción debido a la Ley de Snell. Las reflexiones están causadas por un gran incremento en la velocidad sísmica (velocidad de propagación) y son parecidos a la luz reflejada en un espejo.

Capas definidas por su composición[editar]

Vista esquemática del interior de la Tierra. 1: Corteza continental - 2: Corteza oceánica - 3: Manto superior - 4: Manto inferior - 5:

Núcleo externo - 6: Núcleo interno - A: Discontinuidad de Mohorovičić -B:- Discontinuidad de Gutenberg - C: Discontinuidad de

Wiechert-Lehmann.

Corteza[editar]

La corteza terrestre es una capa comparativamente fina; su grosor oscila entre 11 km en las dorsales oceánicas y 70 km en las grandes cordilleras terrestres como los Andes y el Himalaya.2

Los fondos de las grandes cuencas oceánicas están formados por la corteza oceánica, con un espesor medio de 7 km; está compuesta por rocas máficas(silicatos de hierro y magnesio) con una densidad media de 3,0 g/cm3.

Los continentes están formados por la corteza continental, que está compuesta por rocas félsicas (silicatos de sodio, potasio y aluminio), más ligeras, con una densidad media de 2,7 g/cm3.

La frontera entre corteza y manto se manifiesta en dos fenómenos físicos. En primer lugar, hay una discontinuidad en la velocidad sísmica, que se conoce como la Discontinuidad de Mohorovicic, o "Moho". Se cree que este fenómeno es debido a un cambio en la composición de las rocas, de unas que contienenfeldespatos plagioclásicos (situadas en la parte superior) a otras que no poseen feldespatos (en la parte inferior). En segundo lugar, existe una discontinuidad química entre cúmulos ultramáficos y harzburgitas tectonizadas, que se ha observado en partes profundas de la corteza oceánica que han sido obducidas dentro de la corteza continental y conservadas como secuencias ofiolíticas.

Manto[editar]Artículo principal: Manto terrestre

El manto terrestre se extiende hasta una profundidad de 2.890 km, lo que le convierte en la capa más grande del planeta. La presión, en la parte inferior del manto, es de unos 140 GPa (1,4 M atm). El manto está compuesto por rocas silíceas, más ricas en hierro y magnesio que la corteza. Las grandes temperaturas hacen que los materiales silíceos sean lo suficientemente dúctiles como para fluir, aunque en escalas temporales muy grandes. La convección del manto es responsable, en la superficie, del movimiento de las placas tectónicas. Como el punto de fusión y la viscosidad de una sustancia dependen de la presión a la que esté sometida, la parte inferior del manto se mueve con mayor dificultad que el manto superior, aunque también los cambios químicos pueden tener importancia en este fenómeno. La viscosidad del manto varía entre 1021 y 1024 Pa·s.4 Como comparación, la viscosidad del agua es aproximadamente 10-

3 Pa.s, lo que ilustra la lentitud con la que se mueve el manto.

¿Por qué es sólido el núcleo interno, líquido el externo, y semisólido el manto? La respuesta depende tanto de los puntos de fusión de las diferentes capas (núcleo de hierro-níquel, manto, y corteza de silicatos) como del incremento de la temperatura y presión conforme nos movemos hacia el centro de la Tierra. En la superficie, tanto las aleaciones de hierro-níquel como los silicatos están suficientemente fríos como para ser sólidos. En el manto superior, los silicatos son normalmente sólidos (aunque hay puntos locales donde están derretidos), pero como están bajo condiciones de alta temperatura y relativamente poca presión, las rocas en el manto superior tienen una viscosidad relativamente baja. En contraste, el manto inferior está sometido a una presión mucho mayor, lo que hace que tenga una mayor viscosidad en comparación con el manto superior. El núcleo externo, formado por hierro y níquel, es líquido a pesar de la presión porque tiene un punto de fusión menor que los silicatos del manto. El núcleo interno, por su parte, es sólido debido a la enorme presión que hay en el centro del planeta.

Núcleo[editar]Artículo principal: Núcleo terrestre

La densidad media de la Tierra es 5.515 kg/m3. Esta cifra lo convierte en el planeta más denso del sistema solar. Si consideramos que la densidad media de la corteza es aproximadamente 3.000 kg/m3, debemos asumir que el núcleo terrestre debe estar compuesto de materiales más densos. Los estudios sismológicos han aportado más evidencias sobre la densidad del núcleo. En sus primeras fases, hace unos 4.500 millones de años, los materiales más densos, derretidos, se habrían hundido hacia el núcleo en un proceso llamado diferenciación planetaria, mientras que otros menos densos habrían migrado hacia la corteza. Como resultado de este proceso, el núcleo está compuesto ampliamente de hierro (Fe)(80%), junto con níquel (Ni) y varios elementos más ligeros. Otros elementos más densos, como el plomo (Pb) o el uranio (U) son muy raros, o permanecieron en la superficie unidos a otros elementos más ligeros.

Diversas mediciones sísmicas muestran que el núcleo está compuesto de dos partes, una interna sólida de 1220 km de radio y una capa externa, semisólida que llega hasta los 3400 km. El núcleo interno sólido fue descubierto en 1936 por Inge Lehmann y se cree de forma más o menos unánime que está compuesto principalmente de hierro con algo de níquel. Para explicar el comportamiento de las ondas sísmicas cuando atraviesan el núcleo interno, algunos científicos han inferido un ordenamiento y empaquetado atómico que sería coherente con la estructura contínua de un único cristal de hierro que formara todo el núcleo interno.5 6

El núcleo externo rodea al interno y se cree que está compuesto por una mezcla de hierro, níquel y otros elementos más ligeros. Recientes propuestas sugieren que la parte más interna del núcleo podría estar enriquecida con elementos muy pesados, con mayor número atómico que el cesio (Cs)(trans-Cesio, elementos con número atómico mayor de 55). Esto incluiría oro (Au), mercurio (Hg) y uranio (U).7

Se aceptaba, de manera general, que los movimientos de convección en el núcleo externo, combinados con el movimiento provocado por la rotación terrestre (efecto Coriolis), son responsables del campo magnético terrestre, mediante un proceso descrito por la hipótesis de la dínamo. El núcleo interno está demasiado caliente para mantener un campo magnético permanente (ver temperatura de Curie) pero probablemente estabilice el creado por el núcleo externo. Pruebas recientes sugieren que el núcleo interno podría rotar ligeramente más rápido que el resto del planeta.8 En agosto de 2005 un grupo de geofísicos publicaron, en la revista Science que, de acuerdo con sus cálculos, el núcleo interno rota aproximadamente entre 0,3 y 0,5 grados más al año que la corteza.9 10 Las últimas teorías científicas explican el gradiente de temperatura de la Tierra como una combinación del calor remanente de la formación del planeta, calor producido por la desintegración de elementos radiactivos y el enfriamiento del núcleo interno.

EstratificaciónLa estratificación es la propiedad que tienen las rocas sedimentarias de disponerse en capas o estratos, uno sobre otros en una secuencia vertical. Un estrato es un cuerpo tabular de roca sedimentaria, de composición esencialmente homogénea, limitado por sus superficies planas denominados planos de estratificación, que representan cambios en las condiciones de sedimentación. Se denominan techo y base o muro del estrato al plano de estratificación superior e inferior respectivamente.

Estratificación de las aguas de un lago[editar]

Existen dos tipos de gradientes que causan la estratificación: los físicos, producidos por la temperatura; y los químicos, producidos por la diferente composición química de las aguas superficiales y profundas.

La formación del gradiente térmico de la densidad es el caso más frecuente de la estratificación. Es debida generalmente al calentamiento diferencial de las capas superficiales con respecto a las profundas. En los lagos ubicados en zonas templadas y cálidas, las capas superficiales durante el verano están más calientes que las capas frías, formándose la estratificación. En los lagos situados en latitudes frías, la estratificación tiene lugar durante el invierno, en que se hiela las capas superficiales, mientras que las profundas están más calientes; el periodo de mezcla es durante el verano. En todo lago estratificado térmicamente se distinguen tres zonas:

Epilimnion: La zona superior de temperatura más elevada. Metalimnion: La zona intermedia de transición entre la zona superior más caliente y la inferior más fría. Hipolimnion: La zona profunda de temperatura más fría, próxima a los 4º C.

La presencia de un gradiente químico suele ser debida a la concentración de algún tipo de compuestos químicos en las zonas profundas, de forma que son más densas que la. En los lagos estratificados por gradiente químico se distinguen dos zonas:

Mixolimnion: La zona superior que se mezcla. Monimolimnion: La zona profunda de mayor densidad que no se mezcla.ROCAS IGNEAS Las rocas ígneas o magmáticas se forman a partir de la solidificación de un fundido silicatado o magma. La solidificación del magma y su consiguiente cristalización puede tener lugar en el interior de la corteza, tanto en zonas profundas como superficiales, o sobre la superficie exterior de ésta. 

Las rocas ígneas presentan una serie de características particulares: 

-Estructura cristalina. -Textura: puede ser fanerítica (los cristales son visibles a simple vista) o afanítica (cristales microscópicos). -Emplazamiento: puede ser intrusivo (formada en el interior de la Tierra) o extrusivo (formada en el exterior). Estas últimas también se denominan rocas volcánicas. 

**ROCAS SEDIMENTARIAS 

Las rocas sedimentarias son rocas que se forman por acumulación de sedimentos que, sometidos a procesos físicos y químicos (diagénesis), resultan en un material de cierta consistencia. 

Pueden formarse a las orillas de los ríos, en el fondo de barrancos, valles, lagos y mares, y en las desembocaduras de los ríos. Se hallan dispuestas formando capas o estratos. 

Las rocas sedimentarias se caracterizan por dos rasgos esenciales: 

Presentan una estructura estratificada, con capas producidas por el carácter a la vez progresivo y discontinuo del proceso de sedimentación. Se llaman estratos esas capas. Contienen generalmente fósiles, cuando no están directamente formadas por fósiles. Los procesos magmáticos destruyen los restos de los seres vivos, lo mismo que los procesos metamórficos, salvo los más suaves. Además las rocas sedimentarias sueles ser más o menos permeables, sobre todo las detríticas, lo que favorece la circulación o depósito de agua subterránea y otros fluidos, como los hidrocarburos. 

**ROCAS METAMORFICAS 

Las rocas metamórficas son el resultado de la transformación de una roca (protolito) como resultado de la adaptación a unas nuevas condiciones ambientales que son diferentes de las existentes durante el periodo de formación de la roca premetamórfica. La modificación del protolito tiene lugar esencialmente en estado sólido (s.l.), y consiste en recristalizaciones, reacciones entre minerales, cambios estructurales, transformaciones polimórficas, etc., asistidas por una fase fluida intergranular. Los factores que desencadenan el proceso metamórfico son los cambios de temperatura y presión, así como la presencia de fluidos químicamente activos. 

Las principales características de las rocas metamórficas. 

1.- Provienen de rocas preexistentes 2.- Fueron sometidas a altas presiones y temperaturas generando la transformación mineralógica y estructural por un proceso que se llama metamorfismo. 3.- Las rocas foliadas provienen del metamorfismo Regional y Dinámico y las no foliadas del metamorfismo de contacto.

DiaclasaEste artículo o sección necesita referencias que aparezcan en una publicación acreditada, como revistas especializadas, monografías, prensa diaria o páginas de Internet fidedignas. Este aviso fue puesto el 5 de noviembre de 2011.Puedes añadirlas o avisar al autor principal del artículo en su página de discusión pegando: {{subst:Aviso

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Sistema de dos familias de diaclasas conjugadas. Cretácico de Cuenca, España (Fm. Dolomías  tableadas de Villa de Vés). Foto

perpendicular al plano de estratificación.

Esquema remarcando las dos familias de diaclasas. La línea roja indicaría la dirección de la compresión.

Una diaclasa (del griego «διά» dia, a través de, y klasis, rotura) es una fractura en las rocas que no va acompañada de deslizamiento de los bloques que determina, no siendo el desplazamiento más que una mínima separación transversal. Se distinguen así de las fallas, fracturas en las que sí hay deslizamiento de los bloques. Son estructuras muy abundantes. Son deformaciones frágiles de las rocas.

Características de una diaclasa[editar]

La orientación de una diaclasa, como la de otras estructuras geológicas, se describe mediante dos parámetros:

Dirección: ángulo que forma una línea horizontal contenida en el plano de la diaclasa con el eje norte - sur. Buzamiento: ángulo formado por la diaclasa y un plano horizontal imaginario.

Las diaclasas no tienen por qué ser en general planas, ni responder a ninguna geométrica regular, así que los parámetros indicados pueden variar de un punto a otro.

Plegamiento«Pliegue» redirige aquí. Para el término artístico, véase ropaje.

Pliegues en rocas sedimentarias, alternancia de calizas y cherts (isla deCreta).

Rocas metamórficas, cuarcitas ypizarras, muy replegadas (Nueva Escocia).

Plegamiento o pliegue, es una deformación de las rocas, generalmente sedimentarias, en la que elementos de carácter horizontal, como los estratos o los planos de esquistosidad (en el caso de rocas metamórficas), quedan curvados formando ondulaciones alargadas y más o menos paralelas entre sí.

Los pliegues se originan por esfuerzos de compresión sobre las rocas que no llegan a romperlas; en cambio, cuando sí lo hacen, se forman las llamadas fallas. Por lo general se ubican en los bordes de las placas tectónicas y obedecen a dos tipos de fuerzas: laterales, originados por la propia interacción de las placas (convergencia) y verticales, como resultado del levantamiento debido al fenómeno de subducción a lo largo de una zona de subducción más o menos amplia y alargada, en la que se levantan lascordilleras o relieves de plegamiento.

FallaPara otros usos de este término, véase Falla (desambiguación).

Falla. Note el desplazamiento vertical (hacia arriba) del bloque de la derecha

En geología, una falla es una fractura en el terreno a lo largo de la cual hubo movimiento de uno de los lados respecto del otro.

Las fallas se forman por esfuerzos tectónicos o gravitatorios actuantes en la corteza. La zona de ruptura tiene una superficie ampliamente bien definida denominada plano de falla, aunque puede hablarse de banda de falla cuando la fractura y la deformación asociada tienen una cierta anchura.1

Cuando las fallas alcanzan una profundidad en la que se sobrepasa el dominio de deformación frágil se transforman en bandas de cizalla, su equivalente en el dominio dúctil. El fallamiento (o formación de fallas) es uno de los procesos geológicos importantes durante la formación de montañas. Asimismo, los bordes de las placas tectónicas están formados por fallas de hasta miles de kilómetros de longitud.

Buzamiento

Perfil transversal de una sucesión de estratos monoclinal con el buzamiento hacia la izquierda (en este ejemplo

los estratos formados por las rocas más resistentes a la erosión se han representado con colores más oscuros que las más débiles

y perfilan tres cuestas en el relieve).

El buzamiento es el ángulo que forma la línea de máxima pendiente de una superficie de un estrato, filón o falla con su proyección sobre el plano horizontal.1

Otra definición de buzamiento es el ángulo que forma el plano a medir con respecto a un plano horizontal, y debe ir acompañado por el sentido en el que el plano buza o baja.

Características[editar]

El buzamiento de un plano corresponde al ángulo que forma una de sus rectas de máxima pendiente con respecto a un plano horizontal, y el sentido de buzamiento, a su vez, es el mismo que poseen estas rectas.

Medición de rumbo y buzamiento[editar]

Esta se puede realizar sobre cualquier superficie plana o una envolvente de una superficie irregular. Es utilizada para

establecer las posiciones espaciales de los estratos, diaclasas, fallas, limbos y planos axiales de pliegues y cualquier

otra superficie de interés geológico, igualmente es necesario ubicar esta medida geográficamente a través de una

poligonal, triangulación o con un GPS.

1. Se refieren todos los rumbos única y exclusivamente con respecto al Norte geográfico, sin importar el color de la

aguja.

2. Cualquier plano geológico posee un rumbo determinado y sólo uno, salvo los planos horizontales (ya que todas

las líneas contenidas en ellas son líneas de rumbo, y por lo tanto existen infinitos rumbos).

3. El buzamiento de un plano se expresa mediante un valor angular en grados B (el valor B solo puede variar entre

0° y 90°) los planos cuyo buz. son 0° son horizontales, (poseen infinitos rumbos), y los planos cuyo buz. son

90° son verticales (carecen de sentido de buzamiento). Este valor debe ir acompañado de uno de los puntos

cardinales que corresponderá al sentido en el cual el plano buza o baja.

4. Cualquier plano en el espacio posee buz. en sentido Norte o sentido Sur, las únicas excepciones son:

a) Los planos horizontales, por cuanto en ellos el buzamiento es nulo.

b) Los planos verticales, ya que carecen de sentido de buz.

c) Los planos cuyos rumbos sean Norte-Sur en los cuales el sentido de buz. es E o W.

Nomenclatura[editar]

Ejemplo de Nomenclatura: N37° W15°N (-) el plano posee líneas de rumbo cuya dirección es N37°W. (-) sus líneas de

máxima pendiente forman un ángulo de 15° con el plano horizontal. (-) el plano buza o baja hacia el norte (si se camina

sobre el plano en sentido S-N, se alcanzarán progresivamente cotas cada vez más bajas.)

Procedimiento detallado[editar]

Se debe cuidar de no tener hebilla, martillo o cualquier objeto de acero cerca de la brújula, mientras se efectúan las

orientaciones, las menas magnéticas, los clavos de acero, los cables eléctricos, etc, afectan seriamente las lecturas de

la brújula.

1. Levante la tapa de la brújula, verifique el funcionamiento de la misma y efectúe la corrección de la declinación

magnética.

2. Determine una recta de máxima pendiente, del plano a medir (por medio de observación visual, dejando que un

cuerpo cualquiera se deslice o ruede sobre él, la trayectoria del cuerpo corresponderá a una línea de máxima

pendiente) si la medición no puede hacerse directamente sobre el plano de interés, coloque su libreta de

campo paralela al plano y realice sobre ella las mediciones.

3. Coloque la brújula en contacto con el plano, tal que la línea definida por la pínula y la línea axial del espejo

sea perpendicular a la recta de máxima pendiente.

4. Mueva lentamente la brújula hasta que la caja se encuentre en posición horizontal, para lo cual debe verificar

que la burbuja del nivel circular esté convenientemente centrada.

5. Haga la lectura del rumbo, utilizando para ello aquel extremo de la brújula que se encuentre en el cuadrante

norte, del limbo graduado. Haga caso omiso en relación a si dicho extremo, está o no pintado de blanco, (la

aguja).

6. Para el buz. coloque la brújula en forma de canto sobre el plano a medir, de manera que la línea definida por la

pínula y la línea axial coincida o sea paralela con la recta de máxima pendiente.

7. Gire la palanca que se encuentra en la base de la caja de la brújula hasta que la burbuja del nivel

del clinómetro esté centrada o inmóvil.

8. Tome la lectura del buz. utilizando para ello la indicación en el arco del clinómetro y la escala graduada entre 0°

y 90°.

9. Para determinar el sentido del buz. coloque la brújula en posición horizontal y haga coincidir el extremo blanco

de la aguja inmantada con el Norte del limbo graduado; coloque la libreta de campo paralela al plano medido,

de tal manera que pase por el punto de rotación de la aguja magnética. Una vez hecho esto, sólo se verá o el

extremo Norte o el extremo Sur de la aguja; aquel que se vea corresponderá al sentido en el cual el plano buza

o baja.

Mapas geográficosEstos mapas, que son indispensables para el estudio de la tierra, son generales ó particulares: los primeros

abrazan toda la tierra ó una gran extensión de país; los segundos una parte solamente. Estos se

llaman corográficos cuando representan una provincia, un distrito, cantón, &c. y planos geométricos cuando no

presentan mas que la figura de un pueblo. Se llama mapamundi al mapa general del mundo ó de la tierra; mapas

hidrográficos á los que están destinados al uso de la marina; mapas mineralógicos, zoológicos, &c. á los que

conciernen á la historia natural de minerales y animales.

Las líneas que se encuentran sobre los mapas sirven para marcar los grados de longitud y de latitud. La distancia

de estos grados disminuye de una manera sensible del ecuador á los polos. Si en el ecuador su distancia es de

veinte y cinco leguas, bajo el décimo grado, no es mas que de veinte y cuatro, bajo el trigésimo, de veinte, de diez y

seis, bajo el quincuagésimo; de dos, bajo el octogésimo quinto; y finalmente de cero bajo el nonagésimo esto es, en

el polo. Todo mapa geográfico está en alguna relación con el tamaño del globo ó de las partes de él que representa.

Esta relación se indica con una línea de grados que está colocada por lo general en la parte inferior del mapa y que

se llama escala. Sirve para hacer conocer la distancia que hay de un pueblo á otro. Para la construcción de los

mapas se emplea un procedimiento que se llama prosección.

Mapa topográfico

Mapa topográfico de Armenia.

Un mapa topográfico es una representación, generalmente parcial, del relieve de la superficie terrestre a una escala definida. A diferencia de los planos topográficos, los mapas topográficos representan amplias áreas del territorio: una zona provincial, una región, un país o el mundo. En ellos se incluyen curvas de nivel, que permiten reflejar la forma de la superficie de la Tierra.

La utilización de colores en los diversos niveles con otros símbolos y trazos auxiliares permite reconocer montañas, valles, ríos, altozanos y otras características del terreno. También se incluye información sobre construcciones humanas, tales como poblaciones, carreteras, puentes, presas, líneas eléctricas, distintas plantaciones, etc.

En los planos topográficos se debe indicar la escala, la dirección del Norte geográfico y magnético, referencias GPS, símbolos, relación con otros planos, el organismo autor y el año de su elaboración.

Un plano es la representación gráfica de una zona determinada. Los planos utilizados para saber orientarse en las actividades de aire libre, suelen ser a escala 1:25.000 o 1:50.000, denominados planos topográficos. Todos ellos cuentan con unas "leyendas" que identifican cada elemento que hay en el terreno, tales como ríos, carreteras, puentes, cotas de altura, árboles, edificios, ruinas, etc. Estos planos suelen estar divididos en cuadrículas, las cuales equivalen aproximadamente a un km sobre el terreno, de tal manera que por un lado facilitan la medición de las distancias, así como la orientación de los mismos.

Para orientar un plano, se pone éste de forma horizontal sobre una superficie lisa y firme, colocando la brújula sobre el mismo, en paralelo con una de las líneas verticales (meridiano) de las cuadrículas, estando ellimbo móvil a 0º, y haciendo coincidir de esta forma la aguja imantada con la flecha de orientación y la de dirección. Para ello, será necesario mover el plano junto con la brújula hasta hacerlos coincidir. Una vez todo ello en paralelo con el meridiano del plano, ya se puede tomar la ruta correcta que se ha de de seguir.

Geomorfología

La geomorfología estudia el origen y el futuro de geoformas como la del Árbol de Piedra así como la de los cerros detrás en

elAltiplano andino.

Cono de Arita en el Salar de Arizaro,provincia de Salta (Argentina).

La geomorfología (del griego Γηος [gueos] ‘Tierra’, μορφή [morfé] ‘forma’, y λόγος [logos] ‘estudio’, ‘conocimiento’) es una rama de la geografía física y de la geología1que tiene como objeto el estudio de las formas de la superficie terrestre enfocado a describir, entender su génesis y su actual comportamiento. Por su campo de estudio, la geomorfología tiene vinculaciones con otras ciencias. Uno de los modelos geomorfológicos más popularizados explica que las formas de la superficie terrestre es el resultado de un balance dinámico —que evoluciona en el tiempo— entre procesos constructivos y destructivos, dinámica que se conoce de manera genérica como ciclo geográfico. La geomorfología se centra en el estudio de las formas del relieve, pero dado que éstas son el resultado de la dinámica litosférica en general integra, comoinsumos, conocimientos de otras ciencias de la Tierra, tales como la climatología, la hidrografía, la pedología, la glaciología, y también de otras ciencias, para abarcar la incidencia de fenómenos biológicos, geológicos y antrópicos, en el relieve. La geomorfología es una ciencia relacionada tanto con la geografía física como con lageografía humana (por causa de los riesgos naturales y la relación hombre medio) y con la geografía matemática (por causa de la topografía).

Ramas de la geomorfología[editar]

Los Encantados y el lago de San Mauricio, en el Pirineo Catalán, ejemplos de modelado glacial.

De carácter descriptivo y clasificatorio en sus orígenes, la geomorfología fue evolucionando, como toda ciencia, hacia

una disciplina exploratoria de las causas e interrelaciones entre procesos y formas. Desde la última mitad del siglo XX,

gran sector de los geomorfólogos se ha enfocado particularmente en encontrar relaciones entre procesos y formas.

Este enfoque, conocido como geomorfología dinámica, se ha visto beneficiado enormemente con el avance

tecnológico paralelo y reducción de costos en equipos de medición y el incremento exponencial de la capacidad de

procesamiento de las computadoras. La geomorfología dinámica trata de procesos elementales de erosión, de los

agentes de transporte, del ciclo geográfico y de la naturaleza de la erosión.

Otras ramas de la geomorfología estudian diversos factores que ejercen una marcada influencia en la formas de la

tierra como por ejemplo el efecto predominante del clima o la influencia de la geología en el relieve. Las principales son:

Geomorfología climática: estudia la influencia del clima en el desarrollo del relieve. La presión atmosférica y

la temperatura interactúan con el clima y son los responsables de los vientos, las escorrentías y del continuo

modelado del ciclo geográfico. La diversidad de climas representa distintas de velocidades en la evolución del ciclo,

como es el caso de los climas áridos con ritmo evolutivo más lentos y de los climas muy húmedos con ritmos

evolutivos más altos, como también el clima representa el tipo de modelado predominante; glacial, eólico, fluvial,

etc. Este conocimiento se sintetiza en lo que se denomina «dominios morfoclimáticos».

Geomorfología fluvial: es la rama especializada de la geomorfología que se encarga del estudio de los accidentes

geográficos, formas y relieves ocasionados por ladinámica fluvial. Este subcampo suele traslaparse con el campo

de la hidrografía.

Geomorfología de laderas: es aquella que estudia los fenómenos producidos en las vertientes de las montañas,

así como también estudia los movimientos en masa, estabilización de taludes, etc. Se relaciona con el estudio de

riesgos naturales.

Geomorfología eólica: es la que se encarga de estudiar los procesos y las formas de origen eólico, en especial en

los dominios morfoclimáticos donde la acción eólica es predominante, por ejemplo en las zonas litorales, los

desiertos fríos y cálidos, y las zonas polares.

Geomorfología glaciar: se encarga de estudiar las formaciones y los procesos de los accidentes geográficos,

formas y relieves glaciares y periglaciares. Esta rama está íntimamente ligada con la glaciología.

Geomorfología estructural: prioriza la influencia de estructuras geológicas en el desarrollo del relieve. Esta

disciplina es muy relevante en zonas de marcada actividad geológica donde por

ejemplo fallas yplegamientos predeterminan la existencia de cumbres o quebradas, o la existencia

de bahías y cabos se explica por la erosión diferencial de afloramientos de roca más o menos resistentes. Esta

rama está muy relacionada con la geología

Geomorfología litoral: estudia las formas del relieve propias de las zonas costeras.

El éxito de la capacidad predictiva de algunos modelos y potenciales aplicaciones en los campos de planificación

urbana, ingeniería civil, estrategias militares, desarrollo costero, entre varios más, da inicio en las últimas décadas a

la geomorfología aplicada muy destacada en la geografía francesa, en especial gracias al instituto de Geografía

Aplicada, fundado por Jean Tricart. Esta aplicación se centra básicamente en la interacción entre acciones humanas y

las formas de la tierra, en particular enfocándose en el manejo de riesgos causados por cambios en la superficie de la

tierra (naturales o inducidos) conocidos como georriesgos. Estudios de este tipo incluyen movimientos en

masa, erosión de playas, mitigación de inundaciones, tsunamis entre otros.

PLIEGUES

"Los pliegues son capas o serie de capas dobladas que originalmente eran horizontales y luego se deformaron."

Los pliegues se encuentran en todas las escalas y tienen una variedad de formas dependiente de la magnitud de los esfuerzos compresivos existentes, de la composición de los materiales involucrados, y de las características geométricas de las capas (espesor, por ejemplo)

CLASIFICACIÓN DE PLIEGUES

Sinclinales y Anticlinales

- Sinclinal: presentar una secuencia estratigráfica donde las capas se hacen cada vez más jóvenes hacia el núcleo del pliegue.

- Anticlinal: las capas más antiguas se encuentran en el núcleo.

Los pliegues no siempre están ligados a crestas y valles, pueden haber valles a partir de anticlinales y crestas a partir de

sinclinales.

Simétricos y Asimétrico

Volcados o Acostado (El plano axial está inclinado)

Si el plano axial es horizontal el pliegue se denomina Recumbente oTumbado

Pliegues Inmersos (tienen el eje inclinado)

Cilíndricos y no Cilíndricos (Según los ejes son o no paralelos entre si)

Isopacos y Anisopacos (Según si el espesor de las capas se mantiene constante o varia, respectivamente)

DÚCTILEl comportamiento dúctil se manifiesta con la formación de pliegues y un tipo de rocas denominadas milonitas

FALLAS EN PROFUNDIDAD. MILONITASCuando las fallas se desarrollan a mayor profundidad donde las condiciones de temperatura y presión son más altas, entran a actuar otros procesos que involucran la generación de nuevos minerales y la disolución de otros. En estás condiciones las rocas se deforman dúctilmente, generando granos alargados que le dan comúnmente a la roca un aspecto foliado. Estás rocas se denominan Milonita.

Elasticidad

La mayoría de los minerales constituyentes de las rocas tienen un comportamiento elástico-frágil. Esta característica pasa por diferentes estados, hasta llegar a la destrucción cuando se supera el límite de resistencia, llamado límite de elasticidad. Plasticidad

Cuando en las rocas se supera el límite de la elasticidad, comienza la deformación plástica (es decir, la roca se deforma, pero no vuelve a su estado original). La plasticidad depende de la composición mineral de las rocas, y disminuye con el aumento del contenido de cuarzo, feldespato y otros minerales duros

ARCILLAS PLÁSTICAS

Por sus propiedades, se contraponen al caolín dado que poseen un mayor contenido en hierro, son más fusibles, más plásticas y su grano es más fino. Es por ello que se puede decir que son complementarias y a menudo se combinan para crear una arcilla más trabajable.

Se trata de una arcilla secundaria, mezclada a menudo capas de carbón y otros tipos de arcilla. Es altamente plástica y aunque no es tan pura como el caolín está relativamente libre de hierro y otras impurezas, cociéndose a un color gris claro o anteado claro debido a la presencia de material carbonoso.

Éstas poseen un elevado grado de contracción, que puede llegar hasta a un 20%. En la fabricación de cerámica blanca, este tipo de arcilla se hace indispensable para aumentar la falta de plasticidad del caolín, aunque no puede añadirse más del 15% puesto que se traduciría en un color gris o anteado, disminuyendo así su traslucidez.

Geología estructuralGeología estructural es la rama de la geología que se dedica a estudiar la corteza terrestre, sus estructuras y la relación de las rocas que las forman. Estudia la geometría de las rocas y la posición en que aparecen en superficie. Interpreta y entiende la arquitectura de la corteza terrestre y su relación espacial, determinando las deformaciones que presenta y la geometría subsuperficial de las estructuras rocosas.

Índice

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1 Esfuerzo 2 Deformación 3 Estructuras 4 Referencias 5 Enlaces externos

Esfuerzo[editar]

El esfuerzo es la fuerza aplicada sobre un área determinada:

Esfuerzo = F/A

Unidades de medida del esfuerzo son [Pa] Pascal; Bar; entre otras. El esfuerzo se divide a su vez en: Esfuerzo Normal y Esfuerzo Tangencial (o de Cizalle). En casos más complicados de carga debemos considerar también el Esfuerzo de tensión en vez de la compresión.

La geometría es la rama de las matemáticas que estudia las formas de los objetos individuales, las relaciones especiales entre varios objetos y las propiedades del espacio circundante. La geometría no se limita al estudio de las superficies.

Deformación[editar]

Cambio en forma, tamaño y localización de una roca a causa de la presión aplicada en ella.

Las rocas pueden deformarse de tres maneras:

Elástico: El cuerpo de roca se deforma cuando se lo somete a un esfuerzo pero vuelve a su posición original cuando este cesa.

Si supera el límite de elasticidad, la roca puede presentar deformación:

Frágil: El cuerpo de roca se deforma observándose a simple vista fracturas en la roca. Dúctil: El cuerpo rocoso se deforma sin que se aprecien a simple vista fracturas del bloque de roca.

No existe un límite neto entre la deformación frágil y dúctil, sino más bien una zona de transición. Generalmente coincide con la escala de observación, encontrándose deformaciones frágiles, a escala regional, y dúctiles, a escala local, aunque es una norma que no se puede generalizar.

Las fuerzas que producen deformación en la corteza son: verticales (producidas tanto por gravedad como por material ascendente del manto) y tangenciales (producto del movimiento y acomodación de esfuerzos en los bordes de las placas tectónicas).

Estructuras[editar]

Ejemplos de estructuras geológicas son:

Fallas  geológicas, son fracturas que separan bloques con movimiento relativo entre ellos. Según este movimiento se clasifican genéticamente como:

Fallas de salto en dirección: son en general sub-verticales, y separan bloques que se desplazan lateralmente. Según sea el sentido relativo de desplazamimiento se dividen en dextrosas (el bloque se mueve hacia la derecha) o sinestrosas (el bloque se mueve hacia la izquierda), tomando como criterio el bloque del observador y deslizando el contrario. También se conocen como fallas transcurrentes, pero este termino se usa cuando la falla tiene escala regional.

Fallas de salto en buzamiento: separan bloques que se desplazan verticalmente. Dentro de las fallas de salto en buzamiento podemos encontrar, fallas normales o directas cuando el bloque superior se mueve hacia abajo.Son fallas generalmente asociadas a extensión. Y fallas inversas cuando el bloque superior se mueve hacia arriba. al contrario que las anteriores se asocian a compresión, con el consiguiente acortamiento del sistema. Dentro de la clasificación de falla normal e inversa podemos encontrar las de alto y bajo ángulo. A las fallas inversas de bajo ángulo se les llama tambiéncabalgamiento.

Fallas oblicuas en las que hay una componente de salto en dirección y otra de salto en buzamiento.

Diaclasas : Son fracturas no visibles a simple vista. La diferencia entre falla y diaclasa reside en la escala de observación, ya que una falla a escala local puede resultar una diaclasa a escala regional. Un buen criterio es la búsqueda de los ornamentos típicos de una diaclasa como son la estructura plumosa, las nervaduras y la orla. Existen tres tipos de diaclasas:

Modo I: de abertura, por extensión, con un leve espaciamiento. Modo II: de desplazamiento paralelo. Modo III: de tijera.

Pliegues : Son estructuras de deformación producto generalmente de esfuerzos compresivos. Se producen cuando las rocas se pliegan en condiciones de presión y temperatura altas, lo que les confiere la ductilidad necesaria para que se generen los pliegues.

Foliaciones : Estructuras planares formadas por la alineación de minerales en planos preferenciales a través de la roca. Se producen a elevadas presiones y temperaturas.