Disciplina científica que describe y clasifica las características topográficas de la Tierra. Many systems of classifying landforms have been devised. Muchos sistemas de clasificación de las formas terrestres se han ideado. Some systems describe and group topographic features primarily according to the processes that shaped or modified them. Algunos sistemas de descripción y características topográficas del grupo principalmente de acuerdo a los procesos que formaron o modificaron. Others take additional factors into consideration (eg, character of the surface rocks and climatic variations) and include the developmental stage of landforms as an aspect of their evolution over geologic time. Otros toman en consideración otros factores (por ejemplo, el carácter de las rocas de la superficie y las variaciones climáticas) e incluyen la etapa de desarrollo de formas de relieve como un aspecto de su evolución a lo largo del tiempo geológico.
"CAMBIOS EN LA TIERRA"
Las características actuales de los diferentes subsistemas terrestres se han configurado a partir de los procesos de formación del planeta y a su posterior evolución.
ORIGEN Y EVOLUCIÓN DEL PLANETA.
Se pueden distinguir varias etapas en los procesos de formación y evolución de los subsistemas terrestres:
1. Formación del núcleo de la Tierra y el Hádico.
Según la hipótesis sintética, que se está imponiendo entre la comunidad científica, se produjo acreción de fragmentos homogéneos con silicatos y metales durante varios millones de años (mayores del 0,1 % de la masa terrestre, porque tamaños menores habrían requerido más tiempo de formación del planeta) Cuando la Tierra tenía la mitad de su tamaño, debido a la elevación de la temperatura por los impactos de los meteoritos o por la radiactividad, el hierro (menos refractario que los silicatos) se fundió y descendió para formar el protonúcleo; el proceso desprendería más calor todavía.
Las nuevas partículas que llegaban perforaban la delgada corteza, se fundían y el hierro se añadía al núcleo, que se terminó de formar al mismo tiempo que el resto de la Tierra. Hace 3500 millones de años ya había campo magnético en la Tierra. Se descarta que por los procesos de fusión se formara un océano de magma, aunque si debió existir un nivel profundo fundido, que sería el precursor de la astenosfera actual. Hace 3900 m.a. terminó el bombardeo de los meteoritos sobre la primera litosfera de basaltos, que flotaba sobre material fundido. Estos sucesos comprenderían lo que se conoce como el Hádico o infierno de la Tierra.
2. Origen y evolución del sistema atmósfera – hidrosfera.
Algunos de los cuerpos que chocaron para formar la Tierra debían ser ricos en gases y otros en gases y agua; estas sustancias quedaron ocluidas hasta que los aumentos de temperatura provocaron una desgasificación brutal, en la que los volátiles más ligeros (hidrógeno y helio) escaparon irreversiblemente al espacio exterior, mientras que otros gases más pesados quedaron retenidos sobre la Tierra formando la llamada protoatmósfera.
Desde el año 1.930 se han expuesto hipótesis muy diversas sobre las posibles composiciones de la protoatmósfera, que la comunidad científica propone diferente de la actual en base a lo siguiente:
- los gases que libera la Tierra son diferentes de los que forman la atmósfera.
- algunos seres vivos producen oxígeno e intervienen en el reciclado del nitrógeno. El potasio radiactivo genera argón, etc.
- la atmósfera inicial era un medio de alta energía, dado que las radiaciones ultravioleta penetraban fácilmente y que la Tierra irradiaba grandes cantidades de calor interno.
Cuando la superficie sólida de la Tierra estuvo lo bastante fría, el vapor de agua se condensó para formar el primer océano. Está en revisión la hipótesis tradicional que consideraba el protoocéano como un mar caliente a 80 ºC de temperatura y corrosivo (por la acidez debida a la disolución de CO2) La presencia de yeso en depósitos antiguos permite especular con temperaturas en dicho mar próximas a los 60 ºC, y a 40ºC la presencia de bacterias muy semejantes a las que hoy fijan nitrógeno.
Los océanos se formaron muy tempranamente, así lo demuestran:
- la existencia de sedimentos aparentemente marinos entre las rocas más antiguas (3.800 m.a.); son las cuarcitas y las formaciones bandeadas de Groenlandia y el primer cinturón de rocas verdes.
- abundancia de lavas submarinas.
- la presencia de andesitas, que son rocas con minerales hidratados.
- los gases que salen por las dorsales presentan Ar40 procedente del K40, que indica edades de 10 ó 20 m.a. después del origen del planeta, dado que de los gases y vapores se formó la hidrosfera.
La salinización posterior de los océanos se ha debido fundamentalmente a los aportes iónicos del vulcanismo submarino y a los aportes de los ríos.
Otras variaciones de la hidrosfera se centran en los movimientos eustáticos, movimientos isostáticos, transgresiones y regresiones y, ahora, en la contaminación que causa el hombre.
Las ideas acerca de la composición de la primitiva atmósfera de la Tierra han sufrido profundos cambios en los últimos años. En la década de los cincuenta los datos espectroscópicos sobre las atmósferas de los planetas gigantes del sistema solar indicaban la presencia de metano y amoníaco. A pesar de que los volcanes de la Tierra emiten fundamentalmente vapor de agua y dióxido de carbono, y no amoníaco y metano, se supuso, sin razón convincente, que la atmósfera primitiva era rica en estos dos últimos gases. No se tuvo en cuenta las enormes diferencias entre Júpiter y la Tierra; la falta de datos impidió la comparación con Venus y Marte, planetas más próximos al nuestro.
Por tanto, cuando en 1953 Stanley Miller llevó a cabo su histórico experimento sobre el origen de la vida en la Tierra, basado en las hipótesis de Haldane y Oparin sobre la composición de la atmósfera primitiva, cargó su circuito con amoníaco, metano e hidrógeno y lo sometió a la acción del calor y de descargas eléctricas. Cuando al cabo de una semana obtuvo 19 ácidos orgánicos, aminoácidos y urea, convenció a la comunidad científica de que la protoatmósfera estaba formada por una mezcla de los citados gases reductores y que la vida había surgido bajo la presencia de una atmósfera reductora en un mar cargado de aminoácidos.
En la década de los 70, la aportación de nuevos datos hizo modificar las ideas anteriores:
- la proporción Fe3+ / Fe2+ de los basaltos más antiguos es la misma que en los actuales. Por tanto, los volcanes antiguos no expulsaban amoníaco y metano, sino que arrojaban fundamentalmente dióxido de carbono y vapor de agua como ahora.
- se han encontrado sulfatos, bauxitas y óxidos de hierro en terrenos arcaicos. La atmósfera del pasado no era tan reductora como se había supuesto.
- en los planetas vecinos, Venus y Marte, la atmósfera era de dióxido de carbono.
- se han ideado hipótesis para explicar el origen de la vida que no requieren una protoatmósfera reductora: la síntesis de Miller a partir de metano y amoníaco pudo realizarse en fuentes hidrotermales con catalizadores inorgánicos (cationes en huecos de zeoliotas en un medio concentrado con aminoácidos), y a temperaturas de 40 ºC. Los procesos tectónicos rompieron las “vacuolas” de las zeolitas y liberaron los productos de la síntesis. El “invento” de una capa de lípidos daba más probabilidad de supervivencia. Estas nuevas teorías no precisan de una atmósfera muy reductora ni del caldo primordial.
- Panspermia: Al analizar condritas carbonáceas (meteoritos) se encontraron aminoácidos raros o desconocidos en la Tierra, lo que ha permitido especular con la posibilidad de que las síntesis abiogénicas se hubiesen producido en otros puntos del Sistema Solar (por ejemplo, en las grietas de los asteroides)
Pero aun con todo lo anterior no se explica satisfactoriamente la aparición de la vida. Una gran aportación se realizó en 1984 cuando se descubrió que una parte del ARN podía desprenderse del resto y actuar como una enzima que catalizaba la producción de nuevo ARN.
En la actualidad, la composición admitida para la atmósfera primitiva es una mezcla sólo ligeramente reductora con: nitrógeno, dióxido de carbono y vapor de agua, con trazas de hidrógeno y monóxido de carbono.
A partir de la atmósfera primitiva, los seres vivos fotosintéticos, aparecidos hace probablemente 4000 m.a., transformaron parte del dióxido de carbono y del agua en formaldehido (CH2O) y O2.; el primero pasó a los sedimentos y el segundo a la atmósfera para darle su carácter oxidante.
Hubo oxígeno libre en la atmósfera hace 2500 m.a.:
- Sólo desde entonces hay areniscas con hematites.
- Comienza a ser rara la pirita y son más abundantes los sulfatos.
La capa de ozono debió formarse hace 600 m.a., lo que facilitó que la biosfera se diversificara rápidamente. Desde entonces, las únicas variaciones de importancia en la composición atmosférica han sido las variaciones de CO2 que se producen durante las glaciaciones, y el efecto invernadero originado por la combustión de carbón y petróleo.
3. Etapa de las microplacas (Arcaico 1 y 2)
Había dos tipos de corteza básica: corteza gruesa sobre lugares más calientes (con komatiitas, con 20 km de potencia) y corteza normal (con 12 km de espesor) Donde colisionaban se formaban andesitas (primeros continentes), gneises granulíticos y complejos verdes.
4. Etapa de formación de granitos (hace 2800 – 2500 m.a., Arcaico 3 o final del Arcaico)
Los basaltos por metamorfismo dieron eclogitas densas, que se hundieron y fundieron parcialmente para dar magmas andesíticos que luego originaron al menos la mitad de los granitos que hoy conocemos.
5. Etapa de procesos de subducción normal (desde hace 2500 m.a., Proterozoico y Fanerozoico)
Los continentes viajan sobre las placas, las cuales chocan, suturan sus límites y también se separan cuando la energía existente bajo las placas continentales lo hace necesario.
Se calcula que los supercontinentes no pueden mantener sus dimensiones más de 100 m.a. sin que comience un nuevo proceso de separación (comienzo de un nuevo ciclo de Wilson), que tras 400 ó 500 millones de años reconstruirá un nuevo supercontinente. Algunos autores consideran que ha habido supercontinentes hace 2100, 1800, 1600, 1100, 650 (Pangea 1) y 250 m.a. (Pangea 2) El intervalo de tiempo entre una y otra Pangea se conoce como Ciclo Supercontinental.
Algunos efectos de los ciclos supercontinentales son:
· Desarrollo de las orogenias.
· Variaciones relativas del nivel del mar y producción de basculamientos: porque la litosfera continental pasa sobre las elevaciones y depresiones de la astenosfera.
· Variaciones del clima global: las edades de los tres últimos supercontinentes coinciden con las tres últimas glaciaciones importantes.
· Variaciones de la biosfera: la diversidad de los seres vivos es máxima en los momentos de dispersión, y decrece lógicamente mientras dura un supercontinente, cuando los hábitats se hacen homogéneos y las plataformas continentales desaparecen en las colisiones.
De los procesos de subducción normal sólo se hará un pequeño resumen de los acontecimientos geológicos más conocidos y estudiados por los geólogos, es decir, se partirá de Pangea 1 hasta llegar a la actualidad: el supercontinente Pangea 1, formado al final del Proterozoico (hace 650 m.a.) se rompió al comenzar el Fanerozoico, pero sus fragmentos se reunieron 300 m.a. después para formar Pangea 2. Las colisiones que crearon Pangea 2 metamorfizaron, fundieron y plegaron amplias zonas de los antiguos continentes, y sobre estas rocas se depositaron las de la era secundaria en discordancias espectaculares. La era primaria se corresponde, por tanto, con el tiempo comprendido entre la dispersión y el reagrupamiento de un supercontinente. El reagrupamiento de los continentes en Pangea 2 da lugar a una serie de grandes cadenas de colisión: Caledónides, Hercínides, Urales, Mongolia, etc. En Iberia, el continente Armoricano es comprimido entre Laurasia y Gondwana.
Climáticamente, el Paleozoico (era primaria) está comprendido entre dos grandes glaciaciones (eocámbrica y permocarbonífera) y con una glaciación menor (ordovícico – silúrica) en el centro. Los climas intermedios son cálidos.
La Pangea 2 comenzó a dispersarse a principios de la era secundaria. Paralelamente a la dispersión de los nuevos continentes, tienen lugar una serie de acontecimientos orogénicos, unos por colisión de litosferoclastos (Rocosas, en S. Francisco), otros por colisiones de microplacas (Alpes) y otros por colisiones bicontinentales (Himalaya) Los Andes son un orógeno formado únicamente por subducción de litosfera oceánica bajo litosfera continental.
El ciclo Alpino (era 2ª hasta la actualidad) comienza la dispersión con una regresión y con un clima muy árido, que evoluciona a tropical húmedo con la mayor transgresión conocida, y termina con una regresión y la mayor glaciación del Fanerozoico (hace 3 m.a., y que desarrolla el casquete glaciar del Polo N.) La biosfera se diversifica al ritmo de la dispersión de los continentes, y sufre una renovación drástica al final del Mesozoico.
A lo largo de la Historia se han producido numerosos desastres y catástrofes naturales, pero en las últimas décadas los daños originados por estos eventos se han disparado como consecuencia del vertiginoso crecimiento de la población mundial y de la ocupación por parte de ésta de espacios sumamente peligrosos. En lo que se refiere a los riesgos geológicos, -terremotos, tsunamis, volcanes, movimientos de ladera, hundimientos, subsidencias, arcillas expansivas y erosión costera-, no parecen haberse incrementado el número anual de sucesos, pero sin embargo tanto los daños económicos como la pérdida de vidas humanas han experimentado un crecimiento casi exponencial. A pesar de los avances científico-tecnológicos estamos muy lejos de controlar dichos eventos pero podemos analizar las causas que generan estos procesos con el fin de determinar su peligrosidad (plasmando los resultados en diversos documentos cartográficos), vulnerabilidad y exposición. Una vez determinado el riesgo asociado a cada uno de los eventos, podremos establecer las herramientas y recursos adecuados para la prevención (la predicción es en muchos casos imposible), mitigación y protección de sus efectos.
eee loko khe piola
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