1. La energía geotérmica
La energía geotérmica es el calor interno de la Tierra. Aumenta gradualmente con la profundidad (gradiente geotérmico). Por tanto, existe un flujo de calor desde el interior terrestre al exterior, conocido como flujo térmico, responsable de la dinámica interna terrestre.
La distribución del flujo térmico sobre la superficie terrestre no es uniforme, varía en la vertical y en la horizontal.
a) En la vertical, a medida que se profundiza en la corteza las temperaturas aumentan rápidamente. Sin embargo, lo hace más lentamente en el manto y en el núcleo.
b) En la horizontal, el flujo térmico varía de unas zonas terrestres a otras, siendo mayor en zonas delgadas de la corteza como las dorsales, las zonas volcánicas y las zonas de subducción y menor en zonas estables, como los escudos, donde la corteza continental alcanza un mayor grosor.
El calor terrestre se propaga por el interior mediante diferentes mecanismos:
a) En la corteza, el flujo de calor se produce por conducción, es decir, por transferencia de calor a través de la materia. La conducción a través de las rocas de la corteza ocurre a un ritmo lento, por ello actúa de aislante. Las rocas de la superficie se enfrían rápidamente, de ahí el elevado gradiente térmico en la corteza.
b) En el manto, el flujo se produce por convección, es decir, por transferencia de calor mediante el movimiento o circulación de un fluido. Las rocas del manto, a pesar de encontrarse en estado sólido, se comportan como un fluido, al calentarse y ser menos densas, ascienden, para luego descender al enfriarse y ganar densidad. Las corrientes convectivas del manto son uno de los procesos más importantes que ocurren en el interior terrestre, ya que son el principal motor que impulsa el movimiento de las placas litosféricas (recordad tema de la dinámica de placas).
c) En el núcleo, el flujo de calor se produce por convección. La cristalización del hierro en la base del núcleo externo desprende calor que, mediante convección, se transmite hasta la base del manto. En la discontinuidad de Gutenberg, el manto y el núcleo no se mezclan, al ser los materiales muy distintos en cuanto a composición y densidad, pero sí existe una intensa transferencia de calor.
1.2 Origen del calor interno de la Tierra
Como ya hemos estudiado, la energía interna de la Tierra se debe a tres procesos:
a) El calor residual procedente del proceso de formación del planeta, debido a la
colisión de partículas.
b) El calor que se libera por la cristalización del hierro, al formarse el núcleo interno.
c) El calor que produce la desintegración radiactiva de isótopos de elementos como el uranio (U), el torio (Th) y el potasio (K).
Actualmente, la principal fuente de energía es la desintegración radiactiva, que se sigue produciendo. Sin embargo, el calor se genera a un ritmo menor que en el pasado geológico. Como consecuencia de ello, la Tierra se está enfriando continuamente de forma lenta.
1.3 Consecuencias de la dinámica terrestreEl movimiento y la interacción de las placas tectónicas, impulsados por la energía geotérmica, son responsables de los procesos geológicos internos como los procesos de magmatismo y metamorfismo, los fenómenos sísmicos, las orogenias y las deformaciones en la litosfera y los movimientos verticales en la litosfera; así como de la activación de los procesos geológicos externos.
a) El magmatismo. Casi todas las interacciones entre placas producen un aumento de la temperatura en las rocas, capaz de fundirlas generando magma, que posteriormente se enfría dando lugar a rocas magmáticas (repasar el tema del magmatismo y las rocas magmáticas).
b) El metamorfismo. Los movimientos tectónicos generan, además de un aumento en la temperatura del las rocas, grandes presiones que actúan sobre ellas. Las rocas sometidas a estos factores por separado o combinados en estado sólido sufren procesos de metamorfismo, responsables de la formación de nuevas rocas metamórficas (repasar el tema del metamorfismo y las rocas metamórficas).
c) Los fenómenos sísmicos. Son vibraciones que se producen cuando las rocas, al ser sometidas a esfuerzos tectónicos debidos al ascenso del magma o a la interacción entre placas, se rompen y liberan una gran cantidad de energía.
d) La deformación de la litosfera. Las fuerzas que se liberan al interaccionar las placas tectónicas producen deformaciones en las rocas de la litosfera terrestre dando lugar a plegamientos, responsables de la orogénesis o formación de montañas y fracturas que alteran la forma y distribución original de los materiales.
e) Los movimientos verticales de la litosfera. Las placas litosféricas se sitúan sobre el manto sublitosférico, más denso y plástico que les permite moverse no solo en la horizontal, sino también en la vertical, manteniendo así un equilibrio isostático, de manera que cuanto más emerge una placa litosférica sobre la superficie, mayor es también su profundidad.
El equilibrio isostático puede romperse por un movimiento tectónico, los procesos de erosión o el deshielo de un inlandsis (superficies continentales cubiertas por masas de hielo, como Groenlandia).
Como ya hemos estudiado, en los límites de las placas, al interactuar entre ellas, se produce la mayor parte de la actividad magmática, metamórfica, tectónica y sísmica.
2.1 El magmatismo
El magmatismo va a aparecer fundamentalmente en:
a) El magmatismo en los límites divergentes. En los límites divergentes, el material caliente en estado sólido que asciende del manto, por convección, sufre una descompresión y genera magmas:
· En las dorsales oceánicas, los magmas basálticos generan nueva corteza oceánica, formada por rocas básicas como el basalto y el gabro.
· En los rifts intracontinentales, los magmas de naturaleza ligeramente más ácida actúan como una cuña que separa los continentes, al generar rocas volcánicas y plutónicas de composición más variada.
b) El magmatismo en los límites convergentes. En las zonas de subducción, la placa litosférica que subduce se funde por la fricción y las elevadas temperaturas del manto.
c) El magmatismo en los límites transformantes. Aunque las fallas de estas zonas favorecen el ascenso de magmas basálticos, el magmatismo es escaso y las cámaras magmáticas se sitúan a mayor profundidad.
d) El magmatismo en las zonas intraplaca. En el interior de las placas litosféricas, el magmatismo se produce por la existencia de puntos calientes, en los que asciende por convección material sólido pero caliente, que se funde cerca de la superficie.
En las placas oceánicas, el magma alcanza la superficie generando islas volcánicas y volcanes submarinos de rocas básicas.
En las placas continentales, el vulcanismo es escaso, debido al mayor grosor de la litosfera y las rocas magmáticas que se forman presentan una composición más ácida.
2.1.1 Tipos de magmas
Según su contenido en sílice, los magmas se clasifican en
a) Magmas basálticos. Tienen carácter básico y poco contenido en sílice, menor del 50%. Proceden de la fusión de rocas del manto superior.
b) Magmas graníticos. Tienen carácter ácido con alto contenido del sílice, mayor del 65%. Proceden de la fusión de rocas de zonas profundas de la litosfera continental.
c) Magmas andesíticos. Tienen un contenido en sílice entre el 50 y el 60%. Proceden de la fusión de rocas de zonas de la litosfera menos profundas.
El metamorfismo va a aparecer fundamentalmente en:
a) El metamorfismo en los límites divergentes. En las dorsales oceánicas se dan altas temperaturas y bajas presiones. Este tipo de metamorfismo es de contacto o térmico. La circulación de agua muy caliente del mar da lugar a otro metamorfismo característico, el hidrotermal o metasomatismo.
b) El metamorfismo típico de los límites convergentes es el metamorfismo regional. Las condiciones de presión y temperatura varían mucho de unas zonas a otras:
· En las áreas próximas a las zonas de subducción se dan presiones altas y bajas temperaturas.
· A mayores profundidades predominan las temperaturas altas y las presiones son intermedias o bajas.
Por esto en la colisión entre dos placas oceánicas o una placa oceánica y una continental se generan dos cinturones metamórficos paralelos (uno de alta presión cercano a la fosa y otro de baja presión más alejado de ella).
En cambio en la colisión de dos placas continentales se genera un único cinturón metamórfico muy ancho puesto que la presión afecta igual a ambos continentes.
c) El metamorfismo en los límites transformantes. En las fallas transformantes se dan presiones altas o intermedias y bajas temperaturas por lo que tiene lugar un metamorfismo de presión o dinamometamorfismo. Se producen rocas, como las brechas, aunque hay casos donde la fricción es tan intensa que llega a fundir las rocas.
d) El metamorfismo en las zonas intraplaca. Se pueden dar: metamorfismo regional (zonas muy profundas que no suelen aflorar), dinamometamorfismo (ligados a fallas), metamorfismo de contacto (puntos calientes) o metamorfismo de impacto (choque de meteoritos).
Cuando las rocas están sometidas a esfuerzos tectónicos durante largos periodos de tiempo sufren deformaciones. Estas deformaciones son de tres tipos: elásticas, en las que el material recupera su forma original al cesar el esfuerzo; plásticas, cuando el material no recupera su forma, y frágil, cuando se supera el límite de plasticidad y el material se rompe. Cuando las rocas experimentan deformaciones elásticas, se produce lo que se denomina el rebote elástico, responsable de la liberación brusca de gran cantidad de energía que da lugar a un terremoto.
Los fenómenos sísmicos van a aparecer fundamentalmente en:
a) La actividad sísmica en los límites divergentes. La actividad sísmica en las dorsales oceánicas es muy alta, debido a los esfuerzos distensivos a los que están sometidas estas zonas, aunque superficial y de magnitud moderada. Tanto en las dorsales oceánicas como en los rifts continentales también se producen seísmos provocados por el ascenso de magma. Ejemplo: Islandia, Etiopía.
b) La actividad sísmica en los límites convergentes. En las zonas de subducción se localizan los seísmos de mayor magnitud. Los focos sísmicos se localizan en la placa que subduce, a diferentes profundidades a lo largo del plano de la placa que penetra en el manto. Ej: Japón, Chile.
c) La actividad sísmica en los límites transformantes. En los límites transformantes en los que las placas se deslizan horizontalmente una respecto a la otra se generan grandes tensiones, por lo que son regiones de gran actividad sísmica. Ej: Falla de San Andrés (California), Falla Azores-Gibraltar.
d) La actividad sísmica en las zonas intraplaca. La actividad sísmica en el interior de las placas tiene lugar en los puntos calientes y está asociada al ascenso del magma. Ej: Yellowstone (USA).
Las rocas de la corteza terrestre están sometidas a esfuerzos (fuerzas dirigidas) de compresión, de distensión y de cizalla. Aunque no podemos ver cómo se deforman sí que podemos apreciar, en las rocas de la superficie, cómo han sido los esfuerzos que provocaron su deformación y así reconstruir y conocer la actividad tectónica de la zona.
Según la composición y naturaleza fisicoquímica de las rocas, y las condiciones de presión y temperatura, las rocas pueden reaccionar de tres formas diferentes ante los esfuerzos tectónicos:
a) Deformación elástica. El material se deforma cuando se aplica un esfuerzo, pero cuando cesa el esfuerzo, recupera la forma original. Se trata de una deformación reversible, como la de una goma elástica, por ejemplo, que recupera su forma después del esfuerzo.
b) Deformación plástica. Son deformaciones irreversibles que se mantienen después de realizar el esfuerzo. Sería la causante de los pliegues que quedan en los estratos después de estar sometidos a esfuerzos. Un ejemplo de deformación plástica sería el comportamiento de la plastilina que mantiene su deformación después de aplicarle un esfuerzo.
c) Deformación frágil. Cuando se aplica un esfuerzo, el material se fractura. Es una deformación irreversible que se da en materiales rígidos cuando el esfuerzo supera la capacidad de deformación del material. Las fallas se producen por comportamiento frágil de las rocas. Un ejemplo de deformación frágil es el vidrio que se rompe al aplicarle un esfuerzo.
La deformación plástica de las rocas aumenta cuanto mayor sea la presión, la temperatura, la presencia de agua y otros fluidos y el tiempo. Cuanto menores sean estos factores más fácil es que la roca se rompa y se comporte como un material frágil.
Podemos distinguir los siguientes tipos de deformaciones:
1) Deformaciones continuas, en las que el esfuerzo no sobrepasa el límite de rotura: produce pliegues.
2) Deformaciones discontinuas en las que las rocas, al sobrepasar el límite de rotura llegan a romperse. Existen dos tipos:
a) Diaclasas. No existe desplazamiento relativo entre los dos bloques de rocas que se encuentran a ambos lados de la fractura.
b) Fallas. Existe desplazamiento relativo entre los dos bloques de rocas que se encuentran a ambos lados de la fractura.
Los pliegues son deformaciones plásticas de las rocas sedimentarias, que afectan a varios estratos, ante fuerzas compresivas lentas y continuas. Estos esfuerzos compresivos no llegan a romper a las rocas (si lo hicieran, hablaríamos de fallas). Por eso aparecen típicamente en los bordes destructivos.
ELEMENTOS GEOMÉTRICOS (PARTES) DE LOS PLIEGUES
Para poder clasificar y determinar el origen de un pliegue es necesario que antes se describan las principales partes de un pliegue:
a) Charnela: Es la línea imaginaria de que une los puntos de máxima curvatura del pliegue. Es la línea que une los dos flancos.
b) Flancos: Son cada una de las zonas laterales del pliegue, situadas a ambos lados de la charnela.
c) Plano axial: Plano imaginario formado por la unión de todas las líneas de charnelas de todos los estratos que forman el pliegue. Divide al pliegue en dos partes, dejando un flanco a cada lado. Si el plano axial está inclinado, se dice que está vergiendo o inclinado hacia ese lado.
d) Eje del pliegue o línea de charnela: Es la línea imaginaria formada la intersección del plano axial con un plano horizontal. El ángulo que forma el eje del pliegue con la charnela indica la inmersión del pliegue.
e) Dirección del pliegue: Es el ángulo que forma el eje del pliegue con el norte.
f) Núcleo del pliegue: Es la parte central, interna y más comprimida del pliegue.
g) Buzamiento: Ángulo de cada flanco respeto a la horizontal.
h) Vergencia; ángulo que forma el plano axial del pliegue con un plano vertical.
1) Según el sentido de la curvatura:
2) Según la disposición de las capas:
a) Anticlinal; las capas más antiguas están situadas en el núcleo del pliegue y las más modernas en la parte exterior. Casi siempre son antiformes.
b) Sinclinal; las capas más modernas se sitúan en el núcleo del pliegue y las más antiguas en la parte exterior. Casi siempre son sinformes.
3) Según la inclinación del plano axial:
4) Según la apertura entre flancos:
Los pliegues no son estructuras aisladas, sino que suelen encontrarse asociados a otros pliegues. Se distinguen las siguientes asociaciones de pliegues:
A) Series isoclinales. Los pliegues que intervienen en la serie tienen sus planos axiales paralelos.
b) Anticlinorios. Los pliegues forman en conjunto la estructura de una gran anticlinal, en la que los planos axiales de cada pliegue convergen hacia el interior.
c) Sinclinorios. Los pliegues forman en conjunto la estructura de un gran sinclinal, en la que los planos axiales de cada pliegue convergen hacia el exterior.
Las diaclasas son fracturas de las rocas en las que no hay desplazamiento de los bloques. Si hay desplazamiento, ya no podemos hablar de diaclasas, sino que serían fallas.
14.1.3 Fallas
Las fallas son deformaciones frágiles que se producen cuando las rocas no pueden absorber los esfuerzos a los que están sometidas (los esfuerzos responsables pueden ser compresivos, distensivos o de cizalla). Los materiales se rompen y los fragmentos resultantes se desplazan unos respecto a otros, de forma apreciable. Si no hubiese desplazamiento, hablaríamos de diaclasas.
Las fallas que se producen en la litosfera son las estructuras geológicas responsables de los terremotos. Se trata de fracturas de las rocas en la que, cuando las tensiones superan la resistencia de los materiales, y sobrepasan los límites de la deformación elástica, se produce la fractura de los materiales rocosos produciendo un desplazamiento relativo de los bloques que quedan a ambos lados de la falla, generando una liberación brusca de energía que se propaga en forma de ondas sísmicas.
ELEMENTOS GEOMÉTRICOS (PARTES) DE UNA FALLA
Para poder clasificar las fallas y entender cómo se han formado, es necesario definir los principales elementos de las fallas:
A) Bloques o labios de falla. Son cada una de las dos porciones de roca que están separadas por el plano de falla. Podemos distinguir:
· Bloque superior: Bloque que queda por encima del plano de falla.
· Bloque inferior: Bloque queda por debajo del plano de falla.
B) Plano de falla. Es el plano de rotura a lo largo del cual se desplazan los bloques que se separan en la falla. Puede ser vertical, horizontal o inclinado. El plano se puede determinar, como vimos al hablar del plano axial del pliegue, con la dirección (ángulo que forma el plano de falla con la dirección N-S), el buzamiento (ángulo que forma el plano de falla con el plano horizontal) y el escarpe (distancia medida en la vertical). Debido a la fricción entre los bloques, los planos de falla pueden estar pulidos dando lugar a los espejos de falla. En el plano de falla también pueden aparecer estrías de fallas, marcas rectilíneas que indican la dirección del movimiento de los bloques.
C) Salto de falla. Es la distancia que se ha desplazado un bloque respecto al otro. Se puede medir tanto lateral, como horizontal o verticalmente. El salto neto indicaría la suma de las tres medidas anteriores, y vendría señalado por las estrías de falla.
TIPOS DE FALLAS
a) Falla normal o directa. El bloque superior (el que está sobre el plano de falla) es el bloque hundido. Se produce por esfuerzos distensivos, ya que hay un aumento de la superficie. Aparece en los límites constructivos (dorsales, rifts continentales).
b) Falla inversa. El bloque superior coincide con el bloque levantado. Se produce como consecuencia de esfuerzos compresivos, ya que disminuye la superficie. Aparece en los límites destructivos (orógenos peri e intracontinentales).
c) Falla vertical. No son comunes, el desplazamiento de los bloques se produce sólo en la vertical, nada en horizontal.
d) Falla de desgarre o en cizalla o en dirección. El desplazamiento de los bloques se produce únicamente en la horizontal. Se originan por esfuerzos de cizalla. Son típicas de límites conservativos (fallas transformantes).
ASOCIACIONES DE FALLAS
Las fallas suelen presentarse asociadas a otras, como pasaba con los pliegues, originando asociaciones o sistemas de fallas. En regiones afectadas por fallas normales se distinguen:
a) Horst o macizo tectónico: Bloque levantado que queda entre dos fallas normales.
b) Graben: Bloque que queda más bajo como resultado de movimientos distensivos, entre dos fallas normales.
Una de las consecuencias de la geodinámica interna es la activación de procesos que condicionan y modifican el relieve terrestre. Estos procesos implican:
a) Formación de nuevas rocas y elementos del relieve, resultado del magmatismo, el metamorfismo y las deformaciones tectónicas.
b) Movimientos verticales de la litosfera, debidos a los procesos isostáticos.
c) Activación de los procesos geológicos exógenos que modelarán las nuevas formas de relieve (los estudiaremos el tema siguiente).
4.1 Formación de nuevos elementos del relieve
A) La formación de relieve en los límites divergentes
En los límites divergentes continentales se forman rifts intracontinentales, que son depresiones alargadas ocupadas por las aguas, generando lagos estrechos. En los valles de rift, se pueden encontrar rocas volcánicas formadas a partir de lava expulsada por las fracturas, conos volcánicos e intrusiones magmáticas. Ejemplos de este tipo de valles son el rift africano y el rift del Baikal.
En los límites divergentes oceánicos se forman las dorsales, como la dorsal medioatlántica, que pueden llegar a asomar a la superficie como en el caso de Islandia.
B) La formación de relieve en los límites convergentes
En estos límites, se forman diferentes relieves, según la naturaleza de las placas que colisionan. En ellos se forman los grandes orógenos.
• Los arcos de islas son propios de los límites en los que se encuentran dos placas oceánicas y una subduce bajo la otra. La placa que subduce se funde y genera magmas que originan islas volcánicas: por ejemplo, los archipiélagos de Japón y Tonga.
• Las cordilleras perioceánicas se forman cuando una placa oceánica subduce bajo una placa continental. La actividad magmática debida a la subducción de la placa oceánica engrosa y eleva la litosfera continental, generando una cordillera paralela a la costa. Estas cordilleras se caracterizan por la presencia de picos volcánicos de gran altitud, bajo los que se encuentran abundantes intrusiones de rocas plutónicas. Un ejemplo de este tipo de orógenos es la cordillera de los Andes.
.png)
• Las cordilleras intracontinentales se forman cuando dos placas continentales colisionan. Esta colisión está precedida por un proceso de subducción en el que ha desaparecido progresivamente. la litosfera oceánica que separaba las dos masas continentales. Cuando la masa continental llega a la fosa oceánica, se detiene el proceso de subducción y las fuerzas tectónicas provocan una deformación intensa de la litosfera continental de ambas placas, que se pliegan y fracturan. La litosfera se engrosa, debido a los cabalgamientos, y se eleva, generando una cordillera de gran altitud, como la cordillera del Himalaya y los montes Apalaches.
C) La formación de relieve en los límites transformantes
Los bordes pasivos se caracterizan por la presencia de fallas y la formación de rocas metamórficas cataclásticas, como resultado de las elevadas presiones tectónicas. El caso más famoso es el de la falla de San Andrés.
D) La formación de relieve en las zonas intraplaca
• En la litosfera oceánica, de menor espesor, se forman islas volcánicas. El movimiento de la litosfera sobre el punto caliente origina archipiélagos en los que las islas se encuentran alineadas y dispuestas según la edad de sus rocas, más antiguas cuanto más alejadas del punto caliente, como, por ejemplo, el archipiélago de Hawái o las islas Canarias.
• En la litosfera continental, más gruesa, el magmatismo genera intrusiones magmáticas y con menos frecuencia fuentes termales y procesos volcánicos, cuando la placa litosférica tiene menor espesor y/o el movimiento sobre el punto caliente es más lento. Entonces, los procesos magmáticos pueden llegar a manifestarse en la superficie como en el parque de Yellowstone.
La litosfera terrestre no solo se desplaza horizontalmente sobre el manto sublitosférico como consecuencia de los procesos tectónicos, sino que también experimenta movimientos verticales, que se denominan movimientos isostáticos.
Estos movimientos se producen al alcanzar la litosfera, menos densa, un equilibrio gravitacional sobre el manto más denso, de la misma forma que lo hace un objeto sólido que flota sobre un fluido según el principio de Arquímedes.
De esta forma, la litosfera se eleva cuando aumenta su espesor en profundidad o disminuye el peso que soporta, y se hunde cuando aumenta la carga que soporta en su superficie, modificando, por lo tanto, el relieve terrestre.
No hay comentarios:
Publicar un comentario