Mientras que hemos estudiado y aprendido muchas cosas sobre la superficie de la Tierra (sobre la que vivimos) desde la antigüedad siempre ha sido un gran misterio como era el interior de la Tierra.
Con el advenimiento de la ciencia geológica y el hallazgo de nuevas técnicas gracias al desarrollo tecnológico hemos ido descubriendo un gran número de cosas que nos han permitido elaborar algunos modelos sobre el interior de la Tierra que se acerquen a la realidad.
Con todo quedan muchísimas cosas que descubrir, aprender y experimentar para profundizar en el conocimiento de la estructura interna de nuestro planeta.
1. Métodos de estudio del interior de la Tierra
Podemos clasificar estos métodos en dos grandes grupos: directos e indirectos.
1.1. Métodos directos
Consisten en la observación directa de los materiales que componen nuestro planeta o de algunas de sus propiedades físicas.
Existen grandes dificultades técnicas para acceder al interior de la Tierra, debido a sus condiciones físico-químicas.
Las minas más profundas han conseguido llegar hasta los 3 000 m, una distancia muy corta si la comparamos con el radio terrestre.
Los sondeos geológicos consisten en perforar el terreno y, mediante un tubo ex tractor, sacar a la superficie una columna de materiales llamada testigo. Se utilizan para conocer la estructura geológica de un terreno con fines mineros o para la realización de estudios previos a la ubicación de obras públicas como carreteras, canteras o presas.
Pero las condiciones de presión y temperatura del interior hacen casi imposible, con las técnicas y materiales actuales, superar los 12 km de profundidad que se alcanzaron en el sondeo de investigación realizado en la península de Kola (Rusia). A esa profundidad la temperatura ya era de 180 ºC lo que dificulta enormemente seguir excavando.
Teniendo en cuenta que la Tierra tiene unos 6 371 km de radio podemos adivinar que 12 km es arañar (poco) la superficie.
Con estos sondeos se ha conseguido llegar a zonas profundas de la corteza, de donde se han obtenido peridotitas. Las peridotitas son rocas magmáticas plutónicas de color verde oscuro, formadas por olivino y piroxenos (silicatos de Fe y Mg).
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Se han llevado a cabo varios proyectos de sondeos de investigación para conocer mejor la corteza terrestre. En 1968 EE UU comenzó con el DSDP (Deep Sea Drilling Project). En 1975, el proyecto se internacionalizó, gracias a la colaboración de varios países, con el IPOD (International Phase of Ocean Drilling). Desde 2004 está en marcha el IODP (Integrated Ocean Drilling Program), que se dedica a la exploración de la historia de la Tierra y al estudio de las huellas que ha dejado el paso del tiempo en las estructuras y sedimentos del suelo marino.
Los volcanes también ofrecen información muy valiosa a partir de los materiales que expulsan, procedentes de zonas a mayor o menor profundidad del interior de la Tierra. Incluso entre el magma pueden encontrarse peridotitas, muestras de rocas inalteradas provenientes del manto.
Asimismo, en los orógenos o cadenas montañosas afloran materiales, al desaparecer las rocas que los recubrían a causa de la erosión, originados a cierta profundidad que aportan información valiosa sobre el interior de la Tierra.
Todos estos métodos directos proporcionan información fidedigna y objetiva sobre el interior del planeta, pero tan solo tienen acceso a los primeros metros del manto.
1.2. Métodos indirectos
Los escasos datos que nos proporcionan los métodos directos sobre la naturaleza del interior de la Tierra deben ser completados por los métodos indirectos. Con la información que obtenemos de ellos podemos construir un modelo de nuestro planeta.
1.2.1. Método gravimétrico
La aceleración de la gravedad en la Tierra viene dada por la ecuación:
donde G es la constante de gravitación universal; M, la masa del planeta, y R, su radio.
Sabemos que M = d ·V, y si consideramos que la Tierra es una esfera, su volumen es V=4/3 · Π · R3, por lo qué:
Sustituyendo M en la ecuación de la gravedad y simplificando, obtenemos la fórmula para calcular el valor teórico de g en función de la densidad y el radio en ese punto de la Tierra.
Los valores de g variarán según el punto de la superficie terrestre en el que nos encontremos, debido a que la Tierra no es una esfera perfecta y el radio polar es 22 km menor que el ecuatorial.
Por tanto, el valor de R utilizado para el cálculo debe ser el propio de la latitud en que se realice la medida (corrección de latitud).
Además, existen otros factores que deben tenerse en cuenta para calcular este valor teórico:
a) La aceleración centrífuga (a) debida a la rotación terrestre se opone a la aceleración de la gravedad, por lo que g es mínima en el ecuador, donde la a, es máxima, y, por el contrario, g es máxima en los polos, donde la aceleración centrífuga es nula.
b) la gravedad también varía con la altitud, ya que cuanto mayor sea esta, mayor será la distancia al centro de la Tierra (corrección de aire libre, CAL).
c) El efecto producido por la masa del material existente por debajo del punto de observación (corrección de Bouguer, CB). Así, el valor de g en la superficie de un océano será menor que en un punto de la superficie terrestre al nivel del mar, por el defecto de masa. Por último, también hay que tener en cuenta la variación de g producida por la presencia o ausencia de la masa del relieve próximo al punto de observación (corrección topográfica, CT). Aplicando todas estas correcciones, la expresión teórica de la gravedad sería la siguiente:
d) Por tanto, los valores teóricos esperados para la gravedad no siempre coinciden con los valores reales obtenidos mediante los gravímetros. Estas diferencias se denominan anomalías gravimétricas (figura 1.3). Cuando la diferencia entre el valor real y el teórico es mayor que cero, se dice que la anomalía es positiva, y si es menor que cero, negativa.
Las anomalías gravimétricas positivas se dan en zonas de la Tierra donde el manto está más próximo a la superficie, pues aquí la densidad es mayor (3,3 g/cm3). Sin embargo, en zonas donde la corteza está engrosada, las anomalías gravimétricas son negativas debido a la menor densidad de la corteza continental (2,8 g/cm3).
El estudio de las anomalías gravimétricas sirve para localizar yacimientos minerales cuya densidad sea diferente a la densidad de las rocas que se encuentran a su alrededor. Las anomalías gravimétricas positivas indican zonas con abundancia de minerales metálicos (más densos), y las zonas con anomalías negativas pueden señalar la presencia de rocas menos densas, como las evaporitas.
La densidad media de la Tierra es de 5,52 g/cm3 y la densidad media de las rocas de los continentes es de 2,7 g/cm3. Debido a esta discrepancia Wiechert postuló que en el núcleo terrestre debería haber materiales más densos.
Un mineral que respondería a esta mayor densidad y que es lo suficientemente abundante en el sistema solar es el hierro. La hipótesis de un núcleo de hierro explicaría la presencia del potente campo magnético terrestre.
1.2.2. Temperatura
La temperatura del interior de la Tierra aumenta con la profundidad a razón de 3 °C por cada 100 m de profundidad. Esta magnitud se denomina gradiente geotérmico.
La temperatura del interior de la Tierra proviene del calor residual de su formación y de la desintegración de elementos radiactivos.
Sin embargo, el gradiente geotérmico solo mantiene ese valor constante durante los primeros 30-50 km de profundidad; a mayor profundidad el gradiente geotérmico disminuye (en el manto se estima que el aumento es de 0,5 ºC/km), de tal manera que la temperatura en el centro del planeta es de unos 6 000° C.
Si observamos la Figura 1.4, que muestra la curva de aumento de la temperatura en el interior terrestre, podemos sacar algunas conclusiones.
Aunque las temperaturas del manto son superiores a los puntos de fusión de la mayoría de las rocas conocidas, el material que forma el manto no está fundido debido a la presión existente a estas profundidades.
La curva 1 explica la existencia de materiales semifundidos en la astenosfera, y la curva 2, la de un núcleo externo líquido. En el núcleo interno el aumento de la presión vuelve a hacer que los materiales estén en estado sólido y no fundidos.
El calor en la Tierra se transmite de las formas habituales. Hay que tener en cuenta que recibe calor de la radiación solar y emite a su vez radiación como consecuencia de su mayor temperatura.
La Tierra se comporta como un gran imán que genera a su alrededor un campo magnético (figura 1.5).
El núcleo externo, de naturaleza fluida y metálica, está en continuo movimiento (debido a la rotación de la Tierra y a las corrientes de convección generadas por el calor del núcleo interno) y presenta una rotación diferencial con respecto al núcleo interno, sólido pero también metálico. Esto convierte al núcleo terrestre en una dinamo autoinducida que transforma energía mecánica en energía eléctrica y esta a su vez produce un campo magnético. El polo positivo se encuentra en torno al polo Sur geográfico, el polo negativo está situado en torno del polo Norte geográfico.
El campo magnético terrestre presenta variaciones locales producidas por las diferencias en los materiales que constituyen la corteza terrestre. Estas variaciones se denominan anomalías magnéticas.
Las anomalías magnéticas positivas pueden originarse por la existencia, en profundidad, de rocas más ricas en hierro, es decir, más magnéticas; las negativas se explican por la existencia en profundidad de rocas no magnéticas, como, por ejemplo, rocas salinas.
Los polos magnéticos de la Tierra no coinciden con los geográficos, sino que se localizan a cierta distancia de estos. Por eso, la brújula señala el polo norte magnético pero no el geográfico. Para saber dónde está el Norte geográfico habría que sumarle o restarle la declinación magnética, que es el ángulo que forma el meridiano magnético con el geográfico. Además los polos magnéticos se mueven constantemente y cada cierto tiempo, por motivos desconocidos, se invierten.
Para estudiar el campo magnético se emplea un aparato denominado magnetómetro, que mide los valores del campo magnético, permitiendo detectar además aquellos materiales magnéticos cercanos que alteran el campo magnético. Con estos valores se confeccionan los mapas de isógonas o líneas que unen aquellos puntos de la superficie terrestre que presentan la misma declinación magnética.
En estos mapas (figura 1.6), las zonas donde las isógonas están más cercanas entre sí nos informan sobre la existencia, en profundidad, de yacimientos metálicos ricos en hierro.
Además de para el estudio del interior de la Tierra, el paleomagnetismo (estudio del magnetismo remanente de las rocas antiguas de la corteza, sobre todo el de los fondos oceánicos). Esto es debido a que muy pocos minerales son magnéticos: magnetita, hematites, ilmenita, pirrotina, etc. y las rocas en las que se encuentran pueden también transformarse en magnéticas.
Cuando alguno de estos minerales se calienta por encima de una temperatura claramente definida, pero que depende del mineral (más de 700ºC para el hierro puro, 360ºC para el níquel, etc.), llamada punto de Curie, el alineamiento común de sus imanes atómicos se destruye y el mineral se vuelve paramagnético.
Las lavas se forman a temperaturas superiores al punto de Curie de sus minerales magnéticos. Como se enfrían pasando por el punto de Curie existe una tendencia a que los minerales se imanten en la dirección del campo presente en aquel momento: magnetismo termorremanente, que indica la dirección y polaridad del campo magnético en el pasado.
De 1963 a 1968 se encontraron datos que apuntaban a que existía una distribución más o menos simétrica de bandas paleomagnéticas a ambos lados del eje de las dorsal atlántica. Estas anomalías fueron explicadas por los geofísicos ingleses F. Vine y D. Mathews mediante la creación de corteza oceánica hacia ambos lados del eje de las dorsales, combinada con el fenómeno de las inversiones periódicas del campo magnético terrestre. Así, las rocas generadas durante un periodo de polaridad normal (N) se magnetizaban en la misma dirección del campo magnético actual (anomalía positiva), mientras que las rocas originadas en un periodo de polaridad invertida (I) eran magnetizadas en dirección opuesta al actual: anomalía negativa.
Se basa en los cambios de conductividad eléctrica de las rocas. Pero como generalmente la conductividad eléctrica de las rocas es muy baja, se suele medir la magnitud inversa, la resistividad eléctrica, que viene dada por la ecuación:
en la que p es la resistividad, V la diferencia de potencial, I la intensidad de corriente y K la constante de configuración geométrica, que depende de las distancias entre electrodos.
El método eléctrico más empleado es el basado en las medidas de resistividad. Este método consiste en crear un campo eléctrico, de corriente continua o de corriente alterna, con una fuerte diferencia de potencial. Para ello se utilizan cuatro electrodos: dos para crear el campo eléctrico (electrodos de corriente) y dos para medir la diferencia de potencial (electrodos de potencial).
Los electrodos de corriente van unidos a una pila, y se van separando poco a poco para alcanzar cada vez más profundidad (figura 1.7). En el interior del sistema, los electrodos de potencial, conectados a un voltímetro, miden la diferencia de potencial producida en cada posición de los electrodos de corriente.
Con los datos obtenidos se dibuja una gráfica que, posteriormente, se interpreta para conocer los tipos de rocas y las profundidades a las que se encuentran. Este es un método muy exacto para pequeñas profundidades, pero va perdiendo precisión a partir de los 1 000 m.
El método eléctrico es muy utilizado para la prospección de aguas subterráneas, que suelen ser abundantes en rocas muy poco conductoras, con muchos poros, en los que se almacena el agua.
El método eléctrico también se emplea para situar en profundidad yacimientos metálicos que previamente han sido detectados por métodos magnéticos y gravimétricos, más rápidos y fáciles de utilizar. El método eléctrico se encarga de dar a conocer con exactitud su situación. Una vez que se produce la detección del yacimiento, se realizan sondeos mecánicos de investigación para extraer muestras y conocer su riqueza.
1.2.5. Estudio de meteoritos
Los meteoritos son cuerpos sólidos que entran en la órbita de la Tierra. Algunos de ellos impactan contra la superficie de nuestro planeta y otros muchos, los más pequeños, se desintegran al entrar en la atmósfera y son lo que llamamos «estrellas fugaces».
La mayor parte de los meteoritos proceden del cinturón de asteroides, formado por multitud de cuerpos sólidos -de tamaños muy variados y edad algo mayor que la de la Tierra, que giran alrededor del Sol en una órbita situada entre las de Marte y Júpiter. Su origen es incierto: quizá se trate de planetesimales y planetoides que no llegaron a aglomerarse para dar lugar a un planeta de tipo terrestre, debido a las interferencias gravitacionales de un planeta gigante como Júpiter.
Es lógico pensar que, si todo el sistema solar se formó a la vez, la composición de los meteoritos sería similar a la de los planetesimales que originaron la Tierra, es decir, similar a la composición de esta. Por tanto, podrían informarnos de la naturaleza de los materiales existentes en el interior terrestre. Podemos clasificar los meteoritos, por su composición, en cuatro tipos:
No se deben confundir los meteoritos con las tectitas. Estas últimas son rocas terrestres que se han fundido a causa del calor producido por el impacto de un meteorito. Son mucho más frecuentes que los meteoritos y de menor valor científico.
Con la prensa de yunque de diamante se consiguen alcanzar presiones tan altas como las existentes a muchos kilómetros de profundidad. Gracias a esto podemos estudiar que tipo de minerales se forman en determinadas situaciones teóricas.
Hemos dejado el mejor para el final porque este método es el que más datos ha aportado al conocimiento de la estructura interna y la composición de nuestro planeta. Se basa en el estudio de las ondas sísmicas que se originan al producirse un terremoto y que atraviesan toda la Tierra. Estas ondas se pueden estudiar en unas gráficas, llamadas sismogramas, que captan los sismógrafos instalados por todo el mundo.
Un terremoto supone la liberación, casi instantánea, de la energía mecánica acumulada en puntos muy concretos del interior de la Tierra, siempre ligados a grandes fallas que separan bloques con movimientos diferentes.
El estudio de la propagación de las ondas sísmicas por el interior terrestre facilita una información de gran interés sobre la naturaleza de los materiales que forman nuestro planeta, puesto que su velocidad de propagación depende de propiedades físicas como la densidad, la rigidez y la compresibilidad de los materiales que atraviesan.
ONDAS SÍSMICAS
En el hipocentro se generan dos tipos de ondas:
A) Ondas P o primarias; son las más rápidas, se propagan a velocidades de 6-13 km/s, y por tanto las que llegan antes. Las partículas vibran en la misma dirección en que se transmite la onda, por eso son ondas longitudinales.
La velocidad a la que se transmiten las ondas P viene dada por la ecuación:
donde K es el coeficiente de compresibilidad o de tensión, µ (mu) el coeficiente de rigidez, y ρ (ro) la densidad del material que atraviesa la onda.
Por lo tanto la velocidad de estas ondas es mayor cuanto menor es la densidad de la roca y mayor cuanto más rígida es. Aunque se transmitan a menor velocidad, las ondas P pueden transmitirse en fluidos.
B) Ondas S o secundarias; son más lentas, se propagan a velocidades de 3-8 km/s. Las partículas vibran transversalmente a la dirección de propagación, por lo que son ondas transversales. La velocidad de las ondas S viene dada por la ecuación:
C) Ondas superficiales; son ondas que se desplazan por la superficie del terreno (salen del epicentro cuando llegan al mismo las ondas P y S). Son ondas de baja frecuencia y gran longitud de onda cuya acción conjunta es la responsable de los desastres producidos por los terremotos. No aportan información sobre la estructura del interior de la Tierra. Hay dos tipos: ondas Rayleigh (movimientos elípticos) y Ondas L o Love (movimientos transversales).
Las ondas sísmicas, como todo fenómeno vibratorio (luz, sonido, etc.), se refractan, es decir, cambian su dirección de propagación al pasar de un medio a otro donde la velocidad de propagación es distinta. La dirección de la onda refractada depende de que su velocidad de propagación aumente o disminuya al pasar de uno a otro.
El estudio de muchos sismogramas ha permitido conocer cuál es la trayectoria de las ondas sísmicas en el interior de la Tierra, así como la velocidad a la que se transmiten por las distintas capas de nuestro planeta.
Debemos mirar, por tanto, las dos gráficas al mismo tiempo -la de velocidades y la de trayectorias de las ondas sísmicas, para comprender bien lo que sucede con dichas ondas en el interior de la Tierra.
Como puede verse en el gráfico de velocidades, las ondas sísmicas van incrementando su velocidad según aumenta la profundidad hasta llegar a los 2 900 km de profundidad; por eso las trayectorias en ese tramo son cóncavas. Al llegar a los 2 900 km de profundidad suceden varias cosas:
· Las ondas P disminuyen bruscamente de velocidad, de ahí que su trayectoria se haga convexa.
· Las ondas S dejan de transmitirse; por eso, en la zona opuesta a donde se ha producido el terremoto solo llegan las ondas P.
· A causa del cambio de trayectoria, primero cóncava y, en los 2 900 km, convexa, se va a producir una zona de silencio sísmico (zona de sombra) en la que no se reciben las ondas sísmicas.
Las zonas internas de la Tierra donde las ondas sísmicas se reflejan y se refractan, es decir, aquellas que separan capas de distinta composición o diferente estado físico, se denominan discontinuidades sísmicas.
Según sea su importancia, podemos distinguir dos grupos:
A) Discontinuidades de primer orden. Son aquellas en las que las ondas sufren unos cambios de velocidad muy bruscos y fácilmente observables en todos los lugares de la Tierra:
· Discontinuidad de Mohorovicic; también denominada «Moho». Señala la separación entre la corteza y el manto. Varía entre los 35 km y los 70 km de profundidad bajo los continentes, y entre los 8 km y los 10 km bajo los océanos. Al atravesarla, tanto las ondas P como las S aumentan su velocidad.
· Discontinuidad de Gutenberg. Es muy nítida. Se encuentra a unos 2 900 km de profundidad y separa el manto terrestre del núcleo. En ella, las ondas P disminuyen su velocidad; en cambio, las ondas S dejan de transmitirse, de lo que se deduce que el núcleo externo se encuentra en estado líquido.
B) Discontinuidades de segundo orden. En ellas hay cambios de velocidad menos evidentes; se manifiestan mediante cambios en el gradiente de propagación (variación de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas con relación a la distancia recorrida en profundidad):
· Discontinuidad de Repetti (zona de transición del manto). Está situada entre los 670 km y los 1 000 km de profundidad. Separa el manto superior del inferior. Aquí las ondas sísmicas sufren un fuerte aumento en su velocidad.
· Discontinuidad de Lehman (zona de transición del núcleo). Localizada entre los 4 900 km y los 5 150 km de profundidad, separa el núcleo externo del núcleo interno. Las ondas P sufren un importante aumento de velocidad, de lo que se deduce que el núcleo interno se encuentra en estado sólido.
1.3. Nuevas tecnologías aplicadas a la investigación geológica
1.3.1. El sistema de posicionamiento global (GPS)
El sistema de posicionamiento global (GPS) es un método que permite la localización de la posición de cualquier lugar del planeta mediante simples cálculos trigonométricos. Para ello se requiere un aparato receptor, que recoge las señales emitidas por tres o cuatro de los veinticuatro satélites geoestacionarios (siempre fijos en un punto) que orbitan para tal efecto. El sistema es propiedad del ejército de Estados Unidos.
Para evitar la dependencia de sistemas de potencias extranjeras, la UE encargó a la Agencia Espacial Europea un equivalente europeo (Proyecto Galileo), que se está implantando en la actualidad. Este sistema constará de treinta satélites repartidos en tres planos orbitales a 23 222 km de altura, y localizará la posición de un objeto con un margen de error de solo 1 m.
El GPS es un sistema de posicionamiento militar. Al extenderse más tarde su empleo con fines no militares, se indujeron pequeños errores (de hasta 30 m) para impedir, de este modo, que se utilizara con objetivos no deseados. Para minimizar estos errores se recomienda repetir la medición unas cinco veces a intervalos de un minuto.
Los sistemas de posicionamiento global desempeñan en la actualidad un papel muy importante en la recogida de datos con fines cartográficos, de investigación o de predicción de riesgos. Además, permiten controlar con mucha exactitud ciertos fenómenos geológicos dinámicos muy lentos, como el avance o retroceso de glaciares, deltas o líneas de costa, la separación de continentes, los movimientos de fallas o terreno, etcétera.
1.3.2. Teledetección
Es una técnica que permite la obtención de imágenes del planeta a través de diferentes sensores situados en plataformas aéreas (aviones) o espaciales (satélites).
Se basa en la propiedad que tienen los objetos de reflejar o emitir radiación electromagnética; esta es recogida por un sensor y tratada digitalmente para transformarla en una imagen similar a una fotografía. Los sensores pueden emitir su propia energía (sensores activos) o captar las radiaciones emitidas por los objetos a partir de la energía solar que incide sobre ellos (sensores pasivos).
Los satélites artificiales han revolucionado la visión global del planeta y se han convertido en herramientas indispensables para la investigación. Proporcionan imágenes que no son fotográficas. Cada elemento de la imagen se llama píxel, y corresponde a un valor proporcional a la radiación emitida o reflejada por el objeto.
Tras pasar por diversos programas informáticos, los datos convertidos en imágenes se pueden visualizar. La teledetección espacial tiene numerosas aplicaciones en la elaboración de mapas temáticos: modelado del relieve, restauración de minas y canteras, deforestación, usos del suelo, erosión y desertización, seguimiento de incendios, distribución, extensión y evolución de los glaciares, la productividad de las aguas oceánicas y continentales (embalses), la evolución de las temperaturas en las aguas o en la atmósfera, la concentración del ozono estratosférico, seguir los desplazamientos de numerosas aves y mamíferos migratorios, etcétera.
1.3.3. Los sistemas de información geográfica (SIG)
Son sistemas informáticos que gestionan una gran cantidad de datos de diversa naturaleza (vías de comunicación, núcleos de población, usos del suelo, red fluvial, altitudes, vegetación, etc.) y los organizan según criterios geográficos.
El SIG funciona como una base de datos asociada a los objetos gráficos de un mapa digital. De esta manera se pueden conocer las características de un objeto que se señale en la pantalla y su localización geográfica preguntando por un registro de la base de datos. Este sistema gestiona una ingente cantidad de información espacial y permite separarla en diferentes capas temáticas, que son almacenadas independientemente.
La información que contiene cada capa va asociada a los datos de longitud y latitud correspondientes a cada punto. Así, se puede trabajar con ellas de manera rápida y sencilla. El SIG permite a los profesionales que lo usan relacionar la información existente en las distintas capas con el fin de generar nuevos mapas geográficos.
1.3.4. Tomografía sísmica
La tomografía sísmica se basa en el estudio detallado de la velocidad de las ondas sísmicas dentro de la misma capa. Un incremento de la temperatura implica una pérdida de rigidez y, por lo tanto, una disminución de la velocidad de las ondas. Por el contrario, un aumento en la velocidad de las ondas sísmicas, dentro del mismo nivel en el interior de la Tierra, supondrá un aumento de la rigidez provocada por una disminución de la temperatura.
El calor interno de la Tierra es el calor residual que quedó tras su formación, hace unos 4 400 millones de años, cuando se encontraba en estado incandescente. Además, en algunos puntos, sobre todo en las zonas más superficiales, los isotopos radiactivos de vida media larga también producen calor al desintegrarse: el 238U, 232Th, 40K, ...
La tomografía sísmica nos muestra que el gradiente geotérmico no es igual en toda la Tierra. En algunas zonas, como aquellas que se encuentran bajo las dorsales oceánicas u otros puntos, este gradiente es mucho mayor que la media terrestre (anomalía geotérmica positiva); en cambio, en otras, como sucede bajo las fosas oceánicas, es menor (anomalía geotérmica negativa).
2. Estructura interna de la Tierra
¿Puedes saber, aunque no lo estés viendo, si se está golpeando una barra de metal o de madera? Seguro que sí. Pues, del mismo modo, un sismólogo puede reconocer las capas de la Tierra que han atravesado las ondas sísmicas.
A partir de los datos recogidos de forma directa o indirecta en la superficie, hoy tenemos información fiable de las características internas de la Tierra. El estudio de la propagación de las ondas sísmicas ha sido el método más eficaz para conocer el interior profundo de la Tierra desde finales del siglo XIX.
Las ondas sísmicas que atraviesan el planeta cambian de velocidad y dirección al recorrer los materiales terrestres, lo que indica que el interior de la Tierra es heterogéneo. Sin embargo, estas variaciones no dependen del lugar donde se efectúe el ensayo y son siempre muy similares a las que vemos en la imagen de abajo.
Los cambios en la velocidad de propagación que experimentan las ondas sísmicas que recorren el interior de nuestro planeta nos indican que la Tierra está estructurada en capas con distintas propiedades y dispuestas más o menos de forma concéntrica. Si el interior terrestre no tuviera esta estructura, las trayectorias de las ondas dependerían del lugar donde estuviera el foco del terremoto, no habría tanta uniformidad en los registros sísmicos y no se repetirían de una forma tan sistemática, como realmente ocurre.
Al principio, para explicar el interior terrestre se sugirieron dos modelos: un modelo geoquímico y, con posterioridad, otro dinámico. El modelo dinámico se propuso durante el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas para, de esta manera, poder explicar la dinámica de las placas litosféricas, teniendo en cuenta la rigidez o fluidez de los distintos materiales que componen la Tierra.
2.1. Modelo geoquímico de la estructura de la Tierra
Este modelo se fundamenta en la diferente composición química o mineralógica de los materiales terrestres que influyen en la propagación de las ondas sísmicas.
Se diferencian tres capas:
a) Corteza. Se separa del manto por la discontinuidad de Mohorovicic.
b) Manto. Se subdivide en manto superior y manto inferior, separados por la denominada zona de transición del manto. Entre el manto y el núcleo se encuentra la discontinuidad de Gutenberg.
c) Núcleo. Dividido en núcleo externo e interno, ambos separados por la zona de transición del núcleo.
2.1.1. Corteza
Es la capa más externa y heterogénea de la Tierra, y delimita inferiormente por la discontinuidad de Mohorovicic. En ella podemos distinguir diferentes estructuras y una variada composición química de las rocas.
Hay dos tipos de corteza: la corteza continental y la corteza oceánica. Los materiales que componen la primera son menos densos que los de la segunda. En la corteza continental hay rocas mucho más antiguas que en la corteza oceánica. Las rocas más antiguas de esta última tienen unos 180 millones de años, mientras que en la corteza continental se han encontrado rocas de hasta 3 800 millones de años.
A) Corteza continental
Tiene un espesor muy variable, entre 35-70 km. Su composición es muy heterogénea: rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias.
Puede hacerse una correlación entre el grado de metamorfismo que presentan los materiales y la profundidad a la que se encuentran: el metamorfismo de las rocas es más elevado a medida que aumenta la profundidad.
También se aprecia cierta variación en el tipo de rocas ígneas que existen a distintas profundidades, aunque esta variación no debe generalizarse para todas las zonas de la Tierra:
a) En los niveles superiores predominan las rocas sedimentarias, volcánicas y metamórficas con un grado de metamorfismo bajo. Las rocas ígneas plutónicas son, fundamentalmente, rocas ácidas graníticas.
b) En los niveles intermedios, el grado de metamorfismo es más intenso, y las rocas ígneas son ácidas e intermedias.
c) En las zonas más profundas predominan las rocas intensamente metamorfizadas, y la naturaleza de las rocas, tanto ígneas como metamórficas, es más básica.
B) Corteza oceánica
Es una capa fina pero continua, con un espesor más o menos constante de aproximadamente 8-10 km. Al contrario que la continental su composición es muy homogénea. Desde la superficie hacia el interior podemos diferenciar las siguientes capas:
a) Capa de sedimentos. El grosor es mayor cerca de los continentes y va disminuyendo a medida que nos acercamos a las dorsales.
b) Capa de basaltos. Se han solidificado al salir por las dorsales oceánicas y forman masas de roca almohadilladas o con forma de columnas prismáticas poligonales.
c) Gabros. De composición química igual a la de los basaltos pero, como se han solidificado más lentamente, sus minerales se han cristalizado mejor. La composición y estructura de los fondos oceánicos ha podido ser bien estudiada en Islandia, puesto que se trata de una isla atravesada por la dorsal atlántica, dónde se encuentra el fondo oceánico emergido.
Estructura horizontal de la corteza
En la corteza podemos distinguir diferentes zonas, tanto en los océanos como en las áreas continentales emergidas. En estas, salvo en superficies poco significativas, existe corteza continental. Los fondos oceánicos a ambos lados de las dorsales oceánicas están formados por corteza oceánica, pero el fondo próximo a los continentes está constituido por corteza continental.
En las zonas continentales emergidas existen áreas bien diferenciadas:
a) Cratones o escudos. Son áreas de miles de kilómetros cuadrados tectónicamente estables, por lo que apenas se producen seísmos ni erupciones volcánicas. Forman extensas penillanuras (áreas extensas de miles de km2, con relieves muy suaves producidos por la erosión de los ríos que han alcanzado su perfil de equilibrio) debido a la intensa erosión que han sufrido a lo largo del tiempo.
Constituidos principalmente por rocas metamórficas muy antiguas, de más de 2 500 millones de años, que, en ocasiones, se encuentran intruidas por rocas magmáticas que han sufrido diferentes procesos orogénicos y metamórficos desde edades precámbricas. Algunos ejemplos son el escudo canadiense, el africano o el siberiano.
b) Orógenos o cordilleras. Son las áreas más activas de la corteza; en ellas se produce una importante actividad tectónica y magmática. Constituyen los relieves de origen más reciente: su elevación y plegamiento se deben a que no han sido arrasados y peniplanizados por la erosión. Están formados por rocas más modernas de naturaleza sedimentaria y/o metamórfica entre las que suelen aparecer episodios plutónicos o volcánicos. Ejemplos de orógenos peninsulares son los Pirineos y las cordilleras Béticas.
c) Plataformas interiores. Entre los cratones y los orógenos suelen aparecer depresiones, en las que se depositan los sedimentos provenientes de la erosión de las cordilleras, que se denominan plataformas interiores. Son ejemplos de plataformas interiores en la península Ibérica la cuenca del Duero, la del Ebro o la depresión del Guadalquivir.
Bajo el agua, en los océanos, se pueden distinguir los márgenes continentales y los fondos oceánicos:
a) Márgenes continentales. Son la continuación de las tierras emergidas y, aunque estén sumergidas, están formadas por corteza continental. Distinguimos:
· Plataformas continentales. Son zonas que forman parte del continente pero se encuentran sumergidas a profundidades que oscilan entre los 20 y los 600 m.
Como la pendiente es muy suave, en ella se acumulan sedimentos, procedentes de la erosión de los continentes, que constituyen una capa en forma de cuña cuyo espesor va disminuyendo mar adentro.
· Taludes continentales. Se extienden desde el extremo de las plataformas continentales hasta los fondos oceánicos. Generalmente el talud presenta una pendiente acusada, con surcos o cañones submarinos dispuestos transversalmente a la línea de costa. Estos han sido excavados por las corrientes fangosas formadas con los sedimentos depositados en la plataforma. En esta zona se ponen en contacto la corteza continental y la corteza oceánica.
En la base de los taludes se pueden encontrar muchos sedimentos acumulados que proceden de la plataforma continental y se han deslizado por la pendiente.
b) Fondos oceánicos. Están constituidos por corteza oceánica. Distinguimos:
· Llanura abisal. Son fondos oceánicos situados, por término medio, a una profundidad de unos 4 km, y con poca cantidad de sedimentos. De estas llanuras emergen unos edificios volcánicos de forma cónica y otros con su cima terminada en meseta (debido a la erosión) que reciben el nombre de guyots.
· Fosa submarina. Son depresiones largas y profundas que pueden alcanzar hasta 11 km de profundidad y miles de kilómetros de longitud. Son zonas estrechas que van asociadas, en muchas ocasiones, a zonas de subducción.
· Dorsal oceánica. Son accidentes topográficos cuyas cumbres se elevan entre 1 km y 4 km sobre los fondos oceánicos. Suelen superar los 1 500 km de anchura y tienen una longitud de unos 65 000 km (si consideramos todas las dorsales que van enlazándose).
Están situadas con frecuencia en el medio de los fondos oceánicos y tienen una depresión central estrecha, denominada rift, que se corresponde con una fractura profunda por la que salen basaltos del manto superior. Estos provocan la separación de los bloques situados a ambos lados del rift y la expansión de los fondos oceánicos. Las fallas transformantes son fracturas transversales que interrumpen las dorsales y que se han formado al mismo tiempo que estas.
2.1.2. Manto
Se extiende desde la discontinuidad de Mohorovicic hasta la discontinuidad de Gutenberg. Está formado por rocas de carácter básico (no contienen ni cuarzo ni feldespatos, muy frecuentes en las rocas graníticas ácidas). Los minerales que las componen son silicatos de magnesio y hierro, como el olivino o los piroxenos, que generan rocas peridotíticas.
El estudio detallado de las ondas sísmicas muestra que existe cierta uniformidad en las propiedades del manto, aunque se aprecian variaciones en el gradiente de propagación entre los 650 y 1 000 km de profundidad (zona de transición o discontinuidad de Repetti), lo que permite diferenciar el manto superior del manto inferior.
A pesar de tener la misma composición química (silicatos de magnesio), el manto superior e inferior presentan distintas densidades (de 3,3 a 5,5 g/cm2), lo que se explica por la distinta estructura molecular que adoptan los silicatos de magnesio en función de las distintas condiciones de presión a las que están sometidos.
En el límite del manto con el núcleo se establece un nivel de transición (nivel D). Este nivel es el origen de las plumas del manto y el final de los restos de litosfera que subducen.
2.1.3. Núcleo
Está compuesto principalmente por hierro y, según los estudios realizados, debe de contener también níquel, oxígeno y azufre, que son elementos más ligeros e igualmente abundantes en los meteoritos.
Se divide en dos capas:
a) El núcleo externo. Se encuentra en estado líquido, por lo que no deja pasar las ondas S. La temperatura alcanza los 5 000 ºC. Presenta fuertes corrientes de convección responsables del campo magnético y de impulsar las corrientes de convección en el manto. Se extiende desde los 2 900 km hasta unos 5 000 km. Con la pérdida de calor hacia el manto el núcleo externo se va solidificando y convirtiéndose en núcleo interno a razón de unos mm por año.
b) El núcleo interno. Permanece en estado sólido y, por ello, en él las ondas P se transmiten a mayor velocidad. La temperatura supera los 6 000 ºC. Entre ambos existe una zona de transición o discontinuidad de Lehman, desde los 4 900 km hasta los 5 100 km, en la que las ondas sísmicas P van incrementando su velocidad al acercarse al núcleo interno sólido.
2.2. Modelo dinámico de la estructura de la Tierra
El modelo dinámico se propuso durante el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas. Para poder explicar el comportamiento de las ondas cuando recorrían el interior terrestre se dividió el interior de la Tierra en distintas capas atendiendo a la rigidez o a la capacidad para deformarse de cada una de ellas.
En la actualidad se conoce mucho mejor el comportamiento de las rocas al verse sometidas a elevadas temperaturas, altas presiones o a deformaciones lentas, tal como ocurre en el interior de la Tierra, lo que ha llevado a revisar este modelo dinámico.
Para estudiar de forma concisa y clara el modelo dinámico se dividen las zonas internas de la Tierra en litosfera, mesosfera y endosfera.
2.2.1. Litosfera
Es la capa más superficial de nuestro planeta. Comprende la corteza y parte del manto superior. Su naturaleza es rígida y se encuentra fracturada en placas litosféricas que tienen forma de casquetes debido a la forma casi esférica de la superficie terrestre. Su límite inferior se sitúa a unos 50 km en los océanos y de 100 a 300 km bajo los continentes.
2.2.2. Mesosfera
Es la capa situada bajo la litosfera y llega hasta los 2 900 kilómetros, aproximadamente. Los estudios más recientes del manto, realizados por tomografía sísmica, muestran la existencia de convección en estado sólido producida por el calor residual de la Tierra y por las desintegraciones radiactivas, que serían el motor de la tectónica de placas.
En toda la mesosfera se forman células convectivas causadas por el ascenso de penachos calientes desde el límite con el núcleo y por el descenso de fragmentos de litosfera fría que se introducen en las zonas de subducción profunda.
El término astenosfera ha sido un término sometido a mucha controversia y muy necesario en los inicios de la tectónica de placas, que permitiría la movilidad de las placas litosféricas como si estuvieran flotando sobre el manto para explicar la movilidad de las placas litosféricas. Se consideraba un nivel de despegue que tendría entre 100 y 200 km de espesor. Primero se trataba de un concepto mecánico para explicar el equilibrio isostático de la corteza, de forma similar a como lo hace un iceberg. El concepto sísmico que se le asignó con posterioridad, como capa que transmitía mal las vibraciones sísmicas, debe ser desechado pero sigue estando vigente con otras definiciones del término.
Hoy se considera astenosfera a todo el manto superior no litosférico. Se encuentra formada por penachos calientes o plumas del manto de naturaleza más plástica que los materiales que limitan con ella. Esos penachos ascienden a través del manto. La astenosfera se comporta de forma plástica para esfuerzos de larga duración, que son los que afectan a la Tierra. Este mismo comportamiento ante los esfuerzos lo presenta el hielo, que se comporta como cuerpo rígido si la deformación es rápida y cómo plástico si la deformación es muy lenta.
La astenosfera se extendería desde el límite inferior de la litosfera, a unos 100 km de profundidad, hasta la interfase con el manto inferior, a unos 660 km de profundidad.
En el límite entre el manto y el núcleo existe una franja, llamada Nivel o Capa D, de 200 km de espesor, que se sitúa sobre la discontinuidad de Gutenberg. Tiene mayor concentración de hierro, procedente del núcleo, y a altísimas temperaturas podría dar origen a las plumas ascensionales que atraviesan el manto.
2.2.3. Endosfera
La endosfera equivale al núcleo del modelo geoquímico. El material conductor que constituye el núcleo externo está fundido. Este se comporta como un fluido, por lo que gira a distinta velocidad que el núcleo interno, que es de naturaleza sólida y metálica. El giro diferencial genera el campo magnético terrestre.
3. Magmatismo
El magmatismo es un conjunto de procesos que comprende la formación de los magmas, su evolución y su posterior consolidación, y que da lugar a las rocas magmáticas.
3.1. El magma
El magma es una roca fundida. Está compuesto por silicatos fundidos, aunque puede haber otros minerales, como óxidos, sulfuros y sulfatos metálicos, pero en muy bajas proporciones.
En los magmas existe siempre cierta proporción de fluidos, H2O y CO2, que son vitales para entender el comportamiento dinámico de aquellos, ya que les proporcionan una mayor fluidez. Se distinguen tres tipos de magmas:
a) Magma basáltico o básico. El más abundante y el más fluido. Se produce por la fusión parcial de las rocas del manto terrestre. Se funde a mayor temperatura (950-1 200 °C), es el de mayor densidad y esta formado por silicatos de Fe, Mg y Ca.
b) Magma granítico o ácido. El más viscoso y el que se funde a menor temperatura (700-800 °C). Se produce por la fusión de la corteza continental. Es el menos pesado y está formado por silicatos de Al, Na, Ca, K y Fe.
c) Magma andesítico o intermedio. El menos abundante. Se produce por la fusión parcial de la corteza oceánica. De características físicas intermedias entre el magma básico y el magma ácido.
3.1.1. Factores que condicionan la génesis del magma
El manto y la corteza terrestres se encuentran en estado sólido, pero, en un momento determinado y en una zona concreta de estas capas (manto y corteza profunda), se pueden dar las condiciones idóneas para que parte de los materiales allí existentes más explosivo: uno ácido o uno se fundan y se forme un magma.
Los factores que pueden provocar la fusión son los siguientes:
a) El aumento local de la temperatura.
b) La disminución de la presión.
c) El aumento de la cantidad de agua capaz de romper los enlaces existentes en los silicatos.
La fusión puede deberse a un único factor o a la suma de varios de ellos. Uno o más de uno pueden causar la fusión parcial del manto, lo que provocará que el magma basáltico allí formado ascienda, debido a su menor densidad, hasta encontrar rocas de igual densidad, y se forme en ese punto una acumulación de magma llamada cámara magmática.
Si el aporte de magma es continuo, la cámara magmática sufrirá una sobrepresión y parte de dicho magma tratará de salir: se producirá entonces una erupción volcánica, que dará como resultado la formación de las rocas volcánicas.
El magma que se consolida en la cámara magmática formará las rocas plutónicas, mientras que el que se solidifica en las vías de ascenso hacia la superficie originará las rocas filonianas, las menos abundantes de las rocas magmáticas.
3.1.2. Evolución magmática
En la cámara magmática tiene lugar una lenta consolidación del magma debido a la pérdida de temperatura. Este proceso es muy complejo y puede durar millones de años.
Dado que el magma no es una sustancia pura, sus componentes no cristalizan a la misma temperatura. Los minerales de punto de fusión más altos, que además son los más densos, son los primeros en hacerlo.
Después, los de punto de fusión más bajo, hasta que todo el magma quede consolidado. Durante el período de cristalización del magma pueden ocurrir varios procesos que influyan en la diferente composición de las rocas magmáticas que se formen:
a) Diferenciación gravitatoria. Durante la consolidación magmática se dan una fase sólida (más densa) y otra fase líquida (más ligera). Los minerales más densos pueden hundirse en la cámara magmática, mientras que la fase líquida puede ascender, por lo que se pueden formar rocas de distinta composición.
b) Asimilación magmática. El magma, debido a su temperatura funde y asimila parte de las rocas encajantes (rocas a las que sustituye el magma). Si estas son de distinta composición, se forman rocas diferentes en las zonas de asimilación.
c) Mezcla de magmas. Se ponen en contacto magmas de diferente composición que dan lugar a rocas distintas en la zona de contacto.
3.1.3. Fases de la consolidación magmática
a) Fase ortomagmática. Durante esta fase se cristaliza la mayor parte del magma que rellena casi la totalidad de la cámara magmática. Casi todos los minerales que se cristalizan en esta fase son silicatos.
b) Fase pegmatítica-neumatolítica. Se caracteriza por la presencia de agua en estado gaseoso (450 °C) y de gran variedad de minerales de bajo punto de fusión. El fluido magmático presiona las paredes de la cámara magmática, y tiende a escaparse.
Se forman de esta manera pequeños filones y venas ricas en cuarzo, ortosa, moscovita y ciertos minerales de interés económico: estaño, wolframio, litio, tántalo, flúor, ...
c) Fase hidrotermal. Se caracteriza por la presencia de agua líquida (150 °C) con muchos minerales disueltos. El fluido trata de escaparse hacia la superficie, y la alcanza en algunos puntos, lo que origina la formación de fuentes termales.
En el camino hacia arriba se produce la precipitación de muchos minerales por la pérdida de temperatura y, con ello, la formación de filones ricos en cuarzo y con algunos minerales de interés económico tales como sulfuros de Fe, Cu, Pb, Hg, Zn, Co, ...
3.2. Emplazamiento de las rocas magmáticas
Debido a la dinámica del magma, su cristalización puede ocurrir en distintos lugares, lo que origina diferentes estructuras o emplazamientos magmáticos, entre los que destacan:
a) Batolito. Gran masa de rocas plutónicas, en forma de cúpula y discordante con la roca encajante (hablamos de discordante cuando la roca ígnea corta al estrato de roca encajante y de concordante cuando se sitúa de forma paralela a la misma). Los batolitos son las cámaras magmáticas donde se ha producido la cristalización de la mayor parte del magma.
Una vez que se encuentra en la superficie, cuando se han erosionado las rocas que lo cubrían, pueden llegar a medir miles de kilómetros cuadrados. Los batolitos muy grandes tienen formas irregulares.
b) Sill. Masas de rocas magmáticas de forma tabular y concordantes con la roca encajante, generalmente horizontales. Se forman por la inyección forzada de magma en planos de estratificación.
c) Dique o filón. Masas tabulares de rocas magmáticas, verticales o próximas a la verticalidad. Se producen por la inyección forzada de magma en planos de fracturas.
d) Pipa o chimenea volcánica. Masas de forma tubular de rocas magmáticas. Es el conducto de salida del magma en los volcanes donde queda solidificado el magma tras la erupción. Se suele formar en el cruce de fracturas.
e) Coladas de lava. Formas típicas de las rocas volcánicas. Se trata de mantos de lava solidificados en las laderas del cono volcánico.
Si el magma es muy fluido, como son los basaltos toleíticos, las coladas ocuparán muy amplias extensiones de terreno (lavas cordadas).
Por el contrario, si el magma es muy viscoso, la colada será de escasa extensión y adquirirá un aspecto roto (lavas en bloque).
3.3. Tipos de rocas magmáticas
Las rocas ígneas se pueden reunir en dos grandes grupos: plutónicas y volcánicas. Además, existe otro grupo que comparte algunas características con ambas, las rocas filonianas.
3.3.1. Rocas plutónicas
Son rocas que se cristalizan en el interior de la Tierra, de forma lenta, por lo que presentan una buena cristalización. Sus minerales constituyentes, en general, son de grano medio a grueso, reconocibles a simple vista; es decir, poseen lo que se denomina textura granuda (formada por minerales de tamaño medio, identificables a simple vista). Sin embargo, en el techo de la cámara magmática se pueden formar grandes cristales debido a la presencia de agua y presentar, por tanto, textura pegmatítica (formada por minerales de gran tamaño porque se cristalizan en presencia de agua).
3.3.2. Rocas volcánicas
Se trata de rocas que se solidifican en la superficie, de una manera muy rápida, y no adquieren una estructura interna cristalina. La textura microcristalina se caracteriza por contener cristales muy pequeños, no visibles a simple vista. La textura porfídica, presenta minerales muy pequeños y otros grandes o medianos. En la textura vítrea no hay cristales, solo vidrio volcánico. La textura vacuolar presenta cavidades esféricas ocupadas por gases.
3.3.3. Rocas filonianas
Se originan por un enfriamiento del magma relativamente rápido en zonas próximas a la superficie, formando diques o filones. Comparten algunas características con las rocas plutónicas y las volcánicas; es el caso de las aplitas, las diabasas y los pórfidos. Presentan una textura porfídica o microcristalina.
3.4. Magmatismo y tectónica de placas
El magmatismo está relacionado, en su mayor parte, con la tectónica de placas; más concretamente con los bordes o límites entre placas.
3.4.1. Magmatismo en los bordes constructivos o dorsales
Aquí se produce alrededor del 80% del magmatismo terrestre a causa, sobre todo, de la disminución de presión que existe en estas zonas por los esfuerzos de tensión a los que están sometidas. También influye en menor medida el aumento de la temperatura.
Se forma un magma básico o basáltico, la mayor parte del cual (sobre un 65%) se consolida en profundidad y forma la roca plutónica llamada gabro. El resto asciende hasta la superficie, donde se consolida y forma la roca volcánica que llamamos basalto.
Ambos tipos de rocas constituyen la corteza oceánica.
3.4.2. Magmatismo en los bordes destructivos o zonas de subducción
Aquí se forma el 12% de los magmas, a causa de un aumento de temperatura provocado por el rozamiento entre las placas. También influye la presencia de agua procedente de la deshidratación de los minerales de la placa que subduce.
Dependiendo de la profundidad a la que se formen, se originarán distintos tipos de magmas: en las zonas más superficiales, magmas basálticos, que dan lugar a rocas volcánicas, los basaltos; en profundidad se cristalizan, debido a su viscosidad, los magmas graníticos, que dan lugar a los granitos; en las zonas intermedias los magmas andesíticos dan lugar a rocas volcánicas (andesitas) y plutónicas (dioritas).
3.4.3. Magmatismo en el interior de las placas
Aquí se produce una pequeña parte del magmatismo terrestre que provoca el vulcanismo de intraplaca, debido a la existencia de puntos calientes en el manto. Este magmatismo es más frecuente en zonas oceánicas (las islas Hawai) que en zonas continentales (Yellowstone, EEUU).
Esto se explica por la mayor temperatura que existe bajo la corteza oceánica y por su menor espesor.
Existe también un magmatismo intraplaca ligado a grandes fallas con fases distensivas, lo que permite la salida del magma. Este tipo de magmatismo es el que originó, según algunos autores, las islas Canarias, al igual que el vulcanismo existente en la vecina zona del Atlas marroquí.
4. Metamorfismo
Se denomina metamorfismo a los cambios físicoquímicos que sufren las rocas, sin perder el estado sólido, cuando, al profundizar en la corteza terrestre, se alteran las condiciones de presión y temperatura que tenían en el momento de su formación. Metamorfismo quiere decir «cambio de forma», pero este proceso también trae consigo un cambio en la composición mineral de las rocas.
Como consecuencia de estos cambios se crean un nuevo tipo de rocas, las metamórficas, que proceden de rocas sedimentarias, magmáticas e incluso metamórficas preexistentes.
4.1. Factores que intervienen en el metamorfismo
Los factores que intervienen en el metamorfismo son los siguientes:
a) Temperatura. El aumento de temperatura que sufren las rocas durante el proceso metamórfico se debe al gradiente geotérmico, es decir, a su profundización en la corteza terrestre. También puede producirse un aumento térmico por el contacto de las rocas con magmas calientes.
El aumento de la temperatura favorece los cambios químicos, es decir, las reacciones entre los minerales de las rocas.
El intervalo de temperatura en el que ocurren los procesos metamórficos oscila entre los 200 °C y los 800 °C; a partir del límite superior se produce la fusión de las rocas.
b) Presión. El aumento de presión que soportan las rocas se debe al peso de los materiales que están encima, o presión litostática; a la presión de los fluidos que hay entre los granos, y a los esfuerzos de compresión que sufren o presión tectónica. El campo del metamorfismo se encuentra entre los 2 kbar y los 15 kbar de presión.
El aumento de la presión provoca cambios físicos o estructurales en las rocas.
c) Presencia de fluidos o volátiles. Durante el metamorfismo aumenta la presencia de fluidos en las rocas, sobre todo de H2O y CO2, debido a los procesos de deshidratación y descarbonatación de muchos minerales. La descarbonatación es una reacción química en la que la caliza (CaCO3), por efecto del calor, dando lugar a CO2 y a CaO (cal viva).
Los fluidos favorecen las reacciones químicas entre los minerales, ya que reducen los valores de temperatura y presión necesarios para que sucedan dichas reacciones.
Dado que los cambios físicoquímicos que se producen en las rocas metamórficas son muy lentos, para que puedan llevarse a cabo es preciso que las condiciones de temperatura, presión y presencia de volátiles que favorecen su formación se mantengan durante mucho tiempo.
4.2. Procesos metamórficos
Son los cambios que sufren las rocas, a consecuencia de la acción de los factores o agentes del metamorfismo, hasta convertirse en nuevas rocas, esto es, en rocas metamórficas. Estos procesos pueden ser físicos o estructurales y químicos. Los más importantes son los siguientes:
a) Brechificación o rotura. Se produce por las presiones dirigidas o tectónicas que se originan en los alrededores de las fallas. Las rocas se rompen y adquieren una nueva textura llamada cataclástica. Estas nuevas rocas llevan el nombre de brechas de falla.
b) Recristalización. A partir de los 300 °C las partículas minerales se movilizan con facilidad y se reagrupan para formar minerales de mayor tamaño que dan a las rocas un aspecto más cristalino, sin que por ello sufran un cambio de composición mineralógica. Un buen ejemplo de este proceso es la transformación de una caliza sedimentaria en un mármol.
c) Formación de estructuras orientadas. Los minerales hojosos o planares, como micas y arcillas, se orientan perpendicularmente a los esfuerzos de compresión o presiones dirigidas.
También se orientan en alguna dirección los minerales aciculares o alargados, como anfiboles y piroxenos, y desarrollan estructuras orientadas: foliación o esquistosidad. No se deben confundir estas estructuras con la estratificación sedimentaria.
d) Deshidratación y descarbonatación. Los minerales hidratados, como las arcillas, y los carbonatos, expuestos a una temperatura mayor a la que se formaron, pierden las moléculas de agua (H2O) y dióxido de carbono (CO2) que contienen. Ambas se incorporan a continuación a los fluidos que rodean a los minerales y facilitan las reacciones metamórficas que se producen entre ellos, ya que reducen los valores de temperatura y presión a los que dichas reacciones tienen lugar.
e) Reajustes mineralógicos o formación de nuevos minerales. Los minerales que forman las rocas se inestabilizan al alcanzar ciertos valores de presión y temperatura, reaccionan entre sí y originan nuevos minerales: los minerales metamórficos. Las reacciones químicas que se producen son muy variadas y dependen, por un lado, de la composición mineralógica de las rocas que sufren el metamorfismo y, por otro, de las condiciones de temperatura y presión existentes. Los cambios mineralógicos pueden ser totales o parciales. Algunas reacciones metamórficas son exotérmicas, lo que provoca un aumento de la temperatura y facilita otras reacciones.
4.3. Tipos de metamorfismo y tectónica de placas
Los acontecimientos geológicos capaces de originar procesos metamórficos son diversos, por lo que los valores de presión y temperatura que los condicionan serán también diferentes. Por esta razón existen diferentes tipos de metamorfismo:
a) Metamorfismo dinámico o de presión. Se produce en zonas poco profundas de las grandes fallas donde aumenta mucho la presión pero la temperatura no lo hace en la misma proporción. Se originan así procesos de rotura o brechificación que dan lugar a la formación de brechas de falla.
A veces, cuando la fricción de los bloques es muy intensa, se produce una cierta vitrificación y orientación de los minerales y ello provoca la formación de unas rocas poco abundantes llamadas milonitas.
b) Metamorfismo de contacto o térmico. Se produce al aumentar mucho la temperatura y no hacerlo, en la misma proporción, la presión. Sucede cuando las rocas están en contacto con magmas calientes. Alrededor de la masa magmática se forma una aureola de contacto de rocas metamórficas cuyo espesor dependerá de la temperatura a la que esté el magma y de la cantidad del mismo.
En las rocas se produce una recristalización total o parcial de los minerales y la formación de algunos minerales metamórficos. Si la recristalización es parcial se forman las pizarras mosqueadas; por el contrario, si la recristalización es total, se forman las cornubianitas.
Este metamorfismo sucede tanto en la corteza continental como en la oceánica. En esta última se produce en las cercanías de la dorsal oceánica.
c) Metamorfismo regional. El más importante de todos, ya que afecta a extensas zonas de la corteza continental, que pueden llegar a ocupar centenares de miles de kilómetros cuadrados. Se produce si aumentan, de forma paralela, la presión y la temperatura. Su grado de metamorfismo varía mucho, desde el grado muy bajo (pizarras) hasta el grado alto (gneises y migmatitas).
Los procesos más importantes que se producen son la aparición de estructuras orientadas (pizarrosidad, esquistosidad, etc.) y la formación de nuevos minerales. Los cambios son tan intensos que, a menudo, es difícil averiguar cuál era la roca preexistente.
Este metamorfismo se produce, principalmente, en las zonas de subducción, donde se dan las condiciones concretas de presión y temperatura. Más modesto es el llamado metamorfismo por enterramiento, que se produce en zonas más profundas donde se acumulan numerosos sedimentos.
4.4. Principales rocas metamórficas
La gran diversidad de rocas metamórficas existentes depende de los tres factores que influyen en su génesis: la naturaleza de la roca original, el tipo de metamorfismo y el grado de metamorfismo alcanzado. Las rocas metamórficas se diferencian por su textura y su composición mineralógica.
La composición química de la roca original condiciona la composición mineralógica de la roca metamórfica resultante:
a) Rocas carbonatadas. Compuestas, principalmente, por carbonatos de calcio, son mucho menos abundantes que las silicatadas. Es el origen, por ejemplo, del mármol.
b) Rocas silicatadas. Formadas por cuarzo y otros tipos de silicatos —como las rocas arcillosas, areniscas y granitos, son las más abundantes de la corteza, por lo que se transforman en rocas metamórficas muy comunes: pizarras, esquistos y gneises.
Un grupo especial de rocas silicatadas son las areniscas cuarzosas, que contienen más de un 80% de cuarzo en su composición y se transforman en cuarcitas metamórficas.
Las rocas sedimentarias silíceas, como arcillas, limolitas y areniscas afectadas por el metamorfismo dan lugar a la aparición de la conocida como serie de la arcilla, cuyas rocas, ordenadas de menor a mayor grado de metamorfismo, son las siguientes:
1) La pizarra es una roca metamórfica de bajo grado con textura pizarrosa. Suele presentar coloraciones oscuras, casi negras. Algunas de las coloraciones más llamativas de las pizarras (rojizas) se deben a procesos de alteración.
2) El esquisto es una roca metamórfica de grado medio, con textura esquistosa y brillo plateado debido a la abundancia de mica blanca o moscovita. A veces se le suele añadir el sobrenombre del mineral más característico: esquistos granatíferos, esquistos micáceos, esquistos andalucíticos, ...
3) El gneis es una roca metamófica de alto grado, con textura gneísica y de color gris claro. Está compuesta, principalmente, por cuarzo, los dos feldespatos y, en menor medida, por biotita.
4) La migmatita es una roca mixta magmática-metamórfica. Procede de un gneis que, debido a las altas temperaturas, ha sufrido una fusión parcial de sus minerales, aunque conserva algunos metamóficos bien orientados. Tiene un aspecto parecido al granito, al que se encuentra siempre asociada.
5. Deformaciones de las rocas
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