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. Entre la lava podemos encontrar xenolitos (fragmentos sólidos de rocas que proceden de zonas más profundas 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
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.
1.2.4. 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 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.
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.
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.
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.
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. Isostasia
A finales del siglo XIX, tras los estudios de la gravedad terrestre se enuncia el principio de isostasia, que es la condición de equilibro que presenta la superficie terrestre debido a la diferencia de densidad de sus diferentes partes. La corteza es menos densa que el manto y esta “flota” en él, que se comporta como un “fluido” (Mesosfera), es decir la corteza flota sobre el manto como un iceberg en el océano.
El material que flota se hunde en un porcentaje variable, pero siempre tiene parte de él emergido. Así, la condición de flotabilidad no depende del tamaño y cuando la parte emergida pierde volumen y peso la parte sumergida asciende para compensarlo, y restablecer el equilibrio, o viceversa. Es decir, mediante una serie de movimientos verticales (epirogénicos), se restablece el equilibrio isostático constantemente en la Tierra.
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).
Desde los inicios de la investigación geológica, el origen de las montañas (u orógenos) es una de las preguntas más importantes que se han planteado. Para responder a ella se han enunciado numerosas teorías orogénicas, recurriendo a distintos tipos de fuerzas que elevan y deforman los materiales.
Las teorías fijistas o verticalistas postulan que las fuerzas que actúan sobre los continentes son de tipo vertical, por lo que éstos y también los océanos no han sufrido importantes variaciones a lo largo de la historia geológica. Son las más intuitivas y por ello se enunciaron primero. Entre ellas quizás la más conocida es el contraccionismo (Hall y Dana, 1859 y 1873) o teoría del geosinclinal: la Tierra se contrae al enfriarse y, como consecuencia de esto, se produce el plegamiento de los materiales terrestres que originan las cordilleras montañosas. Estos plegamientos están precedidos de la acumulación de grandes cantidades de sedimentos en cuencas alargadas denominadas geosinclinales.
El meteorólogo alemán Alfred Wegener (1912), estimulado por los descubrimientos de fósiles y otras pruebas geológicas, propuso una teoría movilista (deriva continental) que afirmaba que los continentes y océanos actuales habían ocupado posiciones muy diferentes en épocas pasadas. Su teoría se podía resumir en las siguientes ideas:
a) Los continentes flotan sobre materiales más densos y se desplazan horizontalmente (deriva) gracias a la fuerza centrífuga generada por la rotación terrestre o la atracción gravitatoria del Sol y la Luna.
b) Los actuales continentes resultan de la fragmentación del supercontinente Pangea, existente hace 250 millones de años, en dos grandes masas continentales (Laurasia al N y Gondwana al S) que, a su vez, se volvieron a fragmentar.
c) El desplazamiento de los continentes produce colisiones continentales y plegamiento de sedimentos, lo que origina las montañas.
Wegener presentó cuatro tipos de pruebas para defender su teoría de la deriva continental:
a) Pruebas geográficas; se basan en la correspondencia y acoplamiento topográfico entre las costas de Sudamérica y África a ambos lados del Atlántico. Los críticos con Wegener decían que no era un ajuste tan bueno y que la forma se debía a la casualidad.
Sin embargo hoy en día se mide ese ajuste por ordenador contando las plataformas continentales y con las medidas de los satélites observando un ajuste mucho mejor.
b) Pruebas geológicas; hay una correspondencia entre afloramientos de depósitos similares (en composición y edad) de rocas sedimentarias y metamórficas en continentes muy separados en la actualidad (mismos gneises en África y en Brasil). También hay continuidad de estructuras tectónicas de antiguas cadenas montañosas en continentes muy distantes (Apalaches y cordilleras hercínicas de Europa), cinturones de plegamientos en Sudáfrica que encajan con los de Argentina, etc
c) Pruebas paleontológicas y biogeográficas; los paleontólogos habían descubierto claras afinidades entre las faunas de Europa y la de Norteamérica, las de América del Sur y África, y las de Australia, India y Sudáfrica.
Esto sólo podía explicarse por la presencia de puentes transoceánicos (algo difícil de imaginar o creer), a través de los cuáles se habrían desplazado. Darwin ya había establecido que en presencia de barreras geográficas, los seres vivos evolucionan de forma independiente para construir especies nuevas. La conclusión de Wegener es que los continentes ahora separados se han desplazado lateralmente a partir de un antiguo supercontinente unido.
Wegener citaba como ejemplos:
a) El pequeño reptil Mesosaurus, conocido solamente a partir del Pérmico en Sudáfrica y Brasil,
b) La planta Glossopteris, un helecho de pequeño tamaño, indicador de clima frío, muy difundida a fines del Paleozoico, pero confinada a los continentes del sur.
c) Los marsupiales australianos evidentemente habían evolucionado en forma aislada por lo menos desde comienzos del Terciario, pero su existencia en América del Sur (y su ausencia en el Viejo Mundo) sugería nexos entre Australia y Sudamérica.
Por lo tanto, el clima de una época y región, se puede determinar a través de las rocas existentes. Podemos destacar las siguientes evidencias:
a) Una de las evidencias geológicas más importante en lo que respecta a los climas es la de las tillitas, o conglomerados glaciales, que demuestran la existencia de antiguas capas de hielo. Como vemos en la imagen encontramos depósitos en zonas de la India, África y Sudamérica que no concuerdan con la posición actual de esos continentes.
b) Los carbones implican climas húmedos, puesto que sólo pueden formarse en zonas pantanosas. Capas excepcionalmente gruesas de carbón señalan climas tropicales, de exuberante vegetación.
c) Los depósitos de yeso y de sal gema, donde es evidente el exceso de la evaporación sobre la precipitación, indican aridez. Los depósitos gruesos de cal viva indican probablemente condiciones tropicales o subtropicales.
d) Los organismos fósiles son también útiles indicadores paleoclimáticos. Así, la ausencia de los anillos anuales en los troncos suele significar condiciones tropicales, por carencia de contraste estacional, y los reptiles de gran tamaño implican invariablemente un clima cálido. Los arrecifes de coral, con su crecimiento óptimo a temperaturas constantes sería también un fiel indicador.
Los principales problemas que provocaron que la teoría de Wegener fuera ampliamente rechazada en su tiempo fueron:
a) Wegener concebía la corteza terrestre como una estructura dividida en dos capas: el sial (Si + Al), una capa discontinua y ligera que formaba los continentes, y el sima (Si + Mg), una capa continua y más densa que ocupaba los fondos oceánicos y se prolongaba bajo los continentes.
Por lo tanto, el sial descansaría sobre el sima y podría deslizarse sobre él. Con esto Wegener afirmaba que los continentes se deslizaban sobre un fondo oceánico fijo.
Hoy en día sabemos que es TODA la litosfera (oceánica y continental) la que se desplaza sobre la región superior del manto al ser una zona más plástica (astenosfera).
b) Quizás el mayor problema que tenía Wegener, conocido por él mismo, era la dificultad para encontrar unas fuerzas lo suficientemente fuertes como para mover las masas continentales. Sugirió que podían deberse a las fuerzas de atracción de la Luna y el Sol (frenado mareal) y a la fuerza centrífuga resultado de la rotación terrestre (fuga polar) pero él mismo reconocía que se antojaban muy insuficientes para mover masas de tierra tan descomunales.
c) En la época de Wegener no había ordenadores, ni satélites, ni por tanto la posibilidad de encajar las plataformas continentales de los continentes por lo que no parecían “encajar” tan bien como se demostró que lo hacían posteriormente.
d) Por último, Wegener era meteorólogo de formación (lo que hacía que los geólogos no le tomaran muy en serio) y de nacionalidad alemana (publicó su teoría en plena Primera Guerra Mundial) por lo que la difusión y aceptación de su teoría fue muy difícil.
6. Las corrientes de convección del manto
En el año 1914, Joseph Barrell propuso la existencia de una capa de materiales semifundidos de comportamiento plástico (a causa de las altas temperaturas) a la que denominó astenosfera (capa débil). Lo situó en el manto y bajo la litosfera, entre 100 y 400 km.
Al principio, se le dio un enfoque fijista, pues su existencia permitía explicar los movimientos verticales de la litosfera (lo que se conoce como isostasia). Posteriormente, en 1929, Arthur Holmes dedujo la existencia de corrientes de convección de origen térmico en la astenosfera, lo que podía apoyar las tesis movilistas de Wegener, pues estas corrientes proporcionan la fuerza suficiente para arrastrar los continentes y provocar su desplazamiento.
La base de esta hipótesis es la distribución del gradiente geotérmico, máximo en las grandes dorsales oceánicas y mínimo en las fosas marinas, siendo esta la distribución característica del calor en un sistema convectivo.
Una vez finalizada la II Guerra Mundial, se realiza la exploración de los fondos oceánicos con técnicas nuevas como el sónar, la ecosonda y los sondeos submarinos.
A raíz de estas investigaciones, destaca la presencia de dos grandes estructuras:
a) Dorsales marinas; son largas cordilleras subacuáticas situadas en las zonas centrales de los océanos. Su altura no suele ser excesiva (unos 2 000 metros) y no suelen emerger del océano salvo en lugares muy concretos (como Islandia). A diferencia de las cordilleras continentales, la dorsal suele presentar numerosas fracturas escalonadas a lo largo que delimitan en su eje un surco central o rift y numerosas fracturas perpendiculares que la atraviesan (fallas transformantes).
b) Fosas oceánicas, son depresiones profundas situadas cerca de algunos bordes continentales, como en la costa oeste de América, o rodeando externamente a ciertos archipiélagos volcánicos como en Indonesia, Japón o las Marianas.
Al estudiar los fondos oceánicos encontraron tres sorpresas que hacían que el fijismo o verticalismo y sus teorías como el geosinclinal quedaran invalidadas:
a) Los fondos oceánicos están formados por rocas magmáticas. No hay rastro de rocas similares a las continentales lo que descartó que pudiera haber antiguas zonas continentales hundidas.
b) Los fondos oceánicos están formados por rocas muy jóvenes comparadas a las de los continentes. Las rocas más antiguas encontradas en los océanos tienen 180 M.a. (hay rocas en los continentes con miles de M.a.) y además tienen una distribución simétrica: son muy jóvenes al lado de las dorsales y más antiguas cuanto más lejos de ellas, y más cerca de los continentes, están.
c) La cantidad de sedimentos es muy inferior a la esperada y su espesor está relacionado con la edad del fondo. Cerca de las dorsales apenas hay sedimentos y su espesor va aumentando según nos alejamos de ellas y nos acercamos a los continentes.
7.1 Teoría de la expansión del fondo oceánico
A raíz del descubrimiento de la topografía oceánica y relacionando datos de estudios sísmicos y estudios paleomagnéticos (que veremos más adelante), Robert Dietz y Harry Hess propusieron en el año 1962 su teoría de la expansión del fondo oceánico
Las ideas principales de esta teoría son:
a) En las dorsales oceánicas afloran materiales fundidos procedentes del manto, por lo que se genera nueva corteza oceánica de forma simétrica a partir de su eje.
b) La corteza oceánica se destruye en las fosas oceánicas, por lo que la edad de sus rocas no supera los 250 millones de años.
c) Los continentes son arrastrados de forma pasiva por la corteza oceánica, separándose en las zonas de expansión.
El descubrimiento por parte de Frederick Vine y Drummond Matthews en 1963, de un bandeado alternante de inversiones magnéticas situadas de forma simétrica a ambos lados del eje de las dorsales, dio el impulso definitivo a la aceptación de esta teoría en particular y al movilismo en general.
Tras la IIGM y con la guerra fría se termina de establecer una red mundial de sismógrafos para detectar las explosiones causadas por las pruebas nucleares del otro bloque político. Esto permitió trazar un mapa muy exacto de la localización a nivel mundial de los epicentros de los terremotos.
Los mapas de los epicentros de terremotos muestran que se concentran en estrechas bandas o cinturones sísmicos en los que se libera la energía interna de la Tierra. Estos cinturones dibujan con precisión los ejes de las dorsales oceánicas y las fosas oceánicas, los lugares de mayor riesgo sísmico y volcánico.
En los continentes, los seísmos dibujan amplias bandas que coinciden con las cordilleras jóvenes o zonas de ruptura continental, como el Rift Valley.
Del análisis de las ondas sísmicas se deduce que, en la dorsal, los terremotos se originan por un movimiento de separación o estiramiento mientras que en las fosas oceánicas predominan los debidos al choque o la compresión.
Si estudiamos este mapa y lo comparamos con el mapa de los volcanes y del fondo oceánico vemos que coinciden perfectamente y nos dibujan una superficie terrestre partida en grandes trozos o placas. Esta serie de fragmentos de la litosfera separados por cinturones sísmicos y volcánicos se llaman placas litosféricas.
9. Placas litosféricas actuales
Las placas litosféricas actuales pueden clasificarse por dos criterios:
a) Por su tamaño; distinguimos 8 grandes placas y unas decenas de microplacas.
b) Por el tipo de litosfera; existen placas oceánicas, placas continentales y placas mixtas (las más abundantes).
Como ya hemos visto son estas placas litosféricas las que se desplazan arrastrando tanto a los continentes como a los fondos oceánicos. Estas placas no son invariables y pueden crecer, reducirse, fragmentarse o fusionarse con otras placas.
Hoy en día gracias a las modernas técnicas de posicionamiento, y especialmente al GPS, podemos seguir el movimiento de las placas con errores de milímetros y ver que se mueven, en qué dirección y a qué velocidad. Gracias a esto los modelos movilistas han quedado totalmente demostrados.
10. Postulados de la teoría de la tectónica de placas
La teoría de la tectónica de placas es la teoría que actualmente se acepta como explicación a la estructura y dinámica de la litosfera terrestre. Podemos resumirla en cinco grandes puntos:
a) La litosfera se encuentra dividida en grandes bloques llamados placas litosféricas o placas tectónicas, que cubren la superficie terrestre y encajan entre sí como las piezas de un puzle.
b) La mayor parte de la actividad geológica interna (terremotos y volcanes) se localiza en los límites entre las placas. Esta actividad es más escasa en el interior de las placas.
c) Los fondos oceánicos se generan continuamente en las dorsales oceánicas, a partir de magmas procedentes del manto, y se destruyen, por subducción, en las fosas oceánicas.
d) Al moverse sobre la parte plástica del manto ("litosfera"), las placas arrastran los continentes e interaccionan entre sí: donde las placas se separan se forman nuevos océanos y donde se acercan y chocan se levantan cordilleras y arcos de islas volcánicas.
e) El movimiento de estas placas se produce por las corrientes de convección generadas en el manto como consecuencia de la energía térmica de la Tierra. Esta fuerza de las corrientes de convección se ve ayudada por el empuje de los materiales magmáticos que se producen en las dorsales oceánicas y la energía potencial gravitatoria en las zonas de subducción que genera una tracción (tirón) de la parte que subduce.
11. Tipos de límites entre las placas tectónicas
Como ya hemos estudiado, los límites de placas constituyen las zonas de mayor actividad geológica. Pueden ser de tres tipos:
a) Divergentes o constructivos; Se genera litosfera oceánica a causa de inyecciones sucesivas de materiales basálticos, lo que produce la separación de las placas.
b) Convergentes o destructivos; Se produce un choque de placas. En el caso de que una sea oceánica, ésta subduce debajo de la otra. En las zonas de subducción, la corteza oceánica se funde y se incorpora al manto.
c) Pasivos o transformantes; Corresponden a zonas de deslizamiento tangencial de placas. Son límites donde no se crea ni se destruye litosfera oceánica.
11.1 Límites divergentes o constructivos
Son los lugares donde se genera litosfera oceánica a causa de inyecciones sucesivas de materiales basálticos procedentes del manto (de ahí que se denominen constructivos), lo que produce la separación de las placas (por eso se consideran divergentes).
Corresponden a las siguientes estructuras:
a) Dorsales oceánicas; son cordilleras submarinas de una altura de unos 3 km y una anchura que oscila entre 1 000 y 4 000 km. Recorren todos los océanos formando una estructura que supera los 64 000 km.
Constan de una profunda depresión central (rift) formada por fuerzas de distensión y que constituye el límite entre las placas. Es a través de esta grieta por donde salen los magmas formados por la disminución de la presión, que consolidan rápidamente en rocas volcánicas de tipo basáltico, las cuales se sitúan a ambos lados del rift.
El empuje de las nuevas masas rocosas produce la separación de las placas y es el responsable de la aparición de terremotos de magnitud moderada y focos poco profundos (hasta 7 km). En ocasiones las rocas volcánicas generadas se acumulan tanto que emergen formando islas (Islandia, Azores).
11.2 Límites pasivos, transformantes o conservativos
Se denominan así porque son límites donde no se crea ni se destruye litosfera oceánica. Corresponden a zonas en que las placas se desplazan lateralmente en movimientos relativos con la misma dirección, pero en sentidos opuestos. Esta fricción es la que genera frecuentes e intensos terremotos de foco somero.
Aparecen en:
a) zonas oceánicas corresponden a las fallas transformantes, que cortan las dorsales oceánicas, separándolas en segmentos cortos y rectos, y que se originan por tensiones derivadas de la separación de placas esféricas. Aparecen como consecuencia de la adaptación de la dorsal y la expansión del fondo oceánico a la geometría esférica de la Tierra.
b) en tierras emergidas, entre partes continentales que se desplazan lateralmente (misma dirección, distinto sentido). Por ejemplo, la falla de San Andrés, en California (famosa por producir grandes y muy destructivos terremotos).
El movimiento de placas en las fallas transformantes produce movimientos sísmicos de distinta magnitud, como por ejemplo:
a) En la zona de Gibraltar, la placa Eurasiática y la Africana son paralelas, y se desplazan en el mismo sentido, con lo que el rozamiento no es muy grande y los terremotos son de baja o media intensidad. Por ejemplo, los terremotos de Granada, Almería, Murcia,...
b) En la parte oriental del Mediterráneo, la placa Euroasiática y la África son paralelas, pero su desplazamiento es en sentido contrario, por lo que que los terremotos son de alta intensidad, como en Turquía.
c) En la costa pacífica de Norteamérica, el contacto entre la placa Pacífica y la Americana es en ángulo recto, y forman la falla de San Andrés, en la que se producen terremotos de alta intensidad.
11.3 Límites convergentes o destructivos
Se localizan en zonas donde dos placas se aproximan y chocan (por ello son convergentes). Cuando una de las placas es oceánica, ésta o, si son dos placas oceánicas, la de mayor densidad (placa subducente) se dobla y se introduce bajo la otra, menos densa (placa cabalgante), en un proceso denominado subducción. La subducción se produce según un plano inclinado, llamado plano de Benioff, en el que se localizan los hipocentros de los seísmos, y las cámaras magmáticas de los magmas generados por la fusión de la placa que subduce.
Se consideran límites destructivos porque en las zonas de subducción la corteza oceánica se funde y se incorpora al manto. En esta convergencia se pueden contemplar tres casos: placa oceánica/placa oceánica, placa oceánica/placa continental y placa continental/placa continental.
En este caso, se produce la subducción de la placa oceánica de materiales más antiguos (más fríos y más densos, por tanto). En esta zona se generan:
a) Fosas oceánicas muy profundas con escasa acumulación de sedimentos (Fosas de Marianas y de Tonga). Se forman en el límite de las dos placas.
b) Arcos de islas volcánicas (Filipinas, Antillas) en la placa cabalgante. Estas islas están formadas a partir de los volcanes producidos por la subida de magmas generados por la fusión de materiales gracias al calor producido por el rozamiento de las placas implicadas en la subducción.
La placa que subduce está formada por rocas que forman el fondo oceánico, cargadas de agua, que son arrastradas bajo la otra placa. La intrusión de estos fluidos a zonas profundas y el rozamiento produce la fusión parcial de la placa que ha subducido o del propio manto, generándose magmas que subirán a la superficie formando los arcos de isla.
El ángulo de subducción es muy alto lo que provoca una subducción casi vertical, unas fosas oceánicas MUY profundas y un arco de islas volcánicos muy cercanos a la fosa.
Los magmas que alcanzan la superficie son de carácter básico o de tipo intermedio. Ejemplos de este tipo de límite entre placas son Indonesia, las islas Marianas, Archipiélago de Japón, etc.
Al producirse la subducción, no se produce tanta compresión en la zona y no se producen fuertes terremotos ni se producen plegamientos que aporten sedimentos a la fosa. Los terremotos tienen lugar a lo largo del plano de Benioff, donde la mayoría de los terremotos superficiales se producen en la fosa oceánica o en sus proximidades, mientras que los terremotos más profundos lo hacen más lejos de la fosa.
Es frecuente que aparezca un mar marginal entre el arco de islas y el continente más cercano.
Se produce la subducción de la placa oceánica, más densa y fina, sobre la continental (cabalgante), menos densa y de mayor potencia, en un ángulo menor que en el caso anterior.
Por tanto, se generan:
a) Fosas oceánicas, acumulan una gran cantidad de sedimentos procedentes de la zona continental acumulados en el prisma de acreción (porque apenas se introducen en la subducción).
b) Cordilleras perioceánicas u orógenos de borde continental o de tipo andino (orógenos térmicos) (Andes, Alpes neozelandeses), formadas a partir del engrosamiento de la placa continental a causa del plegamiento de sus materiales y del prisma de acreción. El magmatismo que se produce en la subducción, debido al rozamiento y a que la litosfera oceánica lleva mucha agua lo que disminuye el punto de fusión de las rocas, produce grandes intrusiones de rocas plutónicas (batolitos) cuando el magma no alcanza la superficie y volcanes que se incorporan a la cordillera cuando sí lo hacen. Por otra parte, el deslizamiento de las placas es la causa de la alta sismicidad de estas regiones (cuyos focos se alinean en el plano de Benioff).
Tanto los magmas como los sedimentos acumulados en el prisma de acreción contribuyen a crear litosfera continental y, por lo tanto, a que el continente vaya creciendo poco a poco por su litoral.
La subducción progresiva de una placa oceánica bajo otra continental puede reducir el tamaño del océano existente entre dos continentes. Cuando este océano desaparece definitivamente, se produce la colisión entre las dos placas continentales, en un proceso conocido como obducción, no subduciendo ninguna de las dos al tener la misma densidad.
En esta convergencia se origina:
a) Cordillera intercontinental o de colisión o de tipo alpino: el cabalgamiento de una placa sobre la otra que se produce tras el cierre del océano anterior pliega intensamente los materiales de los continentes y los sedimentos acumulados en la cuenca oceánica desaparecida (Himalaya, Pirineos). Durante el choque, materiales del manto procedentes de la antigua subducción pueden aflorar en la zona de sutura de ambas placas a través de unas rocas ígneas ultrabásicas que reciben el nombre de ofiolitas.
b) El magmatismo se reduce a la formación de bolsas de magma que consolidan dentro de la corteza y generan rocas plutónicas (esencialmente granito), las cuales se incorporan a la cordillera. Debido al gran grosor de la corteza en las cordilleras, el vulcanismo es prácticamente inexistente (el magma solidifica antes de llegar a la superficie).
c) El reajuste continuo que se produce en la colisión continental es la razón de la elevada sismicidad estas regiones.
En estos orógenos la actividad tectónica es más importante que la magmática y las enormes presiones que sufren los sedimentos marinos depositados en ambos bordes los pliegan y provocan cabalgamientos siguiendo fallas inversas de bajo ángulo (mantos de corrimiento).
El gran aumento de peso causado por el empotramiento de ambos continentes provoca un hundimiento isostático y la aparición de una raíz litosférica de grandes dimensiones bajo el orógeno. La colisión va a ir prosiguiendo cada vez a menor velocidad hasta que llegue un momento, tras decenas de millones de años, en que se detenga por completo. Mientras tanto la cordillera irá aumentando de tamaño y altura.
12. Los fenómenos intraplaca
Además de en los límites divergentes, las plumas convectivas pueden ascender a zonas del interior de las placas litosféricas, formando lo que se denominan puntos calientes (Hot spots).
Estos materiales del manto a alta temperatura pueden fundir los materiales de la placa, por lo que se generan magmas. Dependiendo de la placa, pueden generar los fenómenos siguientes:
a) Dentro de placas oceánicas los magmas afloran a la superficie, debido a su escaso grosor. Este vulcanismo da origen a islas volcánicas (que pueden alinearse), guyots (montañas submarinas de cumbre plana) o atolones (arrecifes de coral de forma anular desarrollados en torno a un volcán inactivo que se hunde). Islas de la Polinesia, Hawaii, Islas Canarias.
Las placas tectónicas, y la distribución de continentes y océanos ha cambiado a lo largo del tiempo. Tuzo Wilson propuso una explicación que explica, de forma ordenada e idealizada, el proceso de apertura y cierre de un océano, resumiendo lo que ocurre en los bordes constructivos y destructivos de las placas tectónicas.
Las fases del ciclo de Wilson son:
a) Etapa de Rift continental. En un cratón estable (continente), un punto caliente (p. ej. Yellowstone) provoca el calentamiento, estiramiento y adelgazamiento de la litosfera (domo térmico) hasta que se rompe formando series de fallas normales. Se divide el continente y se crea un nuevo borde de placa divergente. Por ejemplo, el Valle del Rift africano.
b) Etapa de oceáno joven y estrecho o de Mar Rojo. El continente se ha dividido, se separan los dos bloques y se genera nueva litosfera oceánica (magmas basálticos). La dorsal oceánica es un borde constructivo. Los continentes quedan separados por una pequeña cuenca oceánica, como el Mar Rojo (separa África y la península Arábiga).
c) Etapa de océano tipo Atlántico. Los continentes siguen separándose y la cuenca oceánica se hace cada vez más ancha, con una dorsal bien desarrollada, como en el océano Atlántico.
d) Etapa de océano tipo Pacífico. Cuando la cuenca oceánica ya ha crecido bastante y es antigua, los bordes que están en contacto con los continentes se enfrían y se hacen más densos, formándose una zona de subducción en la que se genera un nuevo borde convergente en el que se destruye la litosfera oceánica. Ejemplo, el océano Pacífico, donde se crean arcos de islas volcánicas y orogenias de tipo Andino (pericontinental).
e) Etapa de colisión continental; Cuando la mayor parte de la litosfera oceánica ha subducido y los dos continentes están a punto de colisionar se produce la obducción, hasta que se genera un único continente y se forma una cordillera intercontinental. Un orógeno de colisión o alpino de este tipo se da, por ejemplo, en el Himalaya.
14.1 Deformaciones de las rocas
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 que afectan a varios estratos. Están originados por esfuerzos compresivos que 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: 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.
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 y el buzamiento. 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.
La tectónica de placas es la responsable de la configuración de los continentes y los océanos, o sea, de la superficie de la Tierra y, por lo tanto, tiene grandes efectos sobre el nivel del mar, la circulación oceánica, el clima y la distribución de los seres vivos.
En las etapas de rotura continental aumentan los relieves submarinos (dorsales) y esto eleva el nivel del mar. También contribuye que las zonas glaciares (donde queda recogida agua en forma de hielo) son de menor tamaño.
En las etapas de reunificación (Pangeas) ocurre todo lo contrario.
La apertura de océanos orientados N-S, como el Atlántico, favorece que las corrientes marinas tropicales, más cálidas, alcancen los polos y que las corrientes polares, se desplacen hacia el ecuador. Esto contribuye a que la temperatura de la Tierra sea más uniforme y suaviza la diferencia de las temperaturas.
Cuando estos océanos se cierran ocurre todo lo contrario.
14.2.3 Consecuencias de la dinámica de placas en el clima
La presencia de continentes en posiciones cercanas a los polos favorece las glaciaciones, dado que las masas de Tierra se enfrían más rápidamente que los océanos. Una vez cubiertos de nieve, el fuerte albedo de esta refuerza los procesos de enfriamiento y glaciación. La presencia de océanos, por el contrario, suaviza las temperaturas.
La elevación de cordilleras afecta notablemente a la circulación atmosférica y a la distribución de precipitaciones. El clima se hace mucho más húmedo en las laderas de barlovento y se vuelve más árido en las zonas a sotavento. Esto es algo que podemos observar muy bien en la Península Ibérica.
La formación de supercontinentes (pangeas) hace el clima más árido al quedar grandes zonas continentales alejadas de los océanos (principal fuente de humedad). Si las masas continentales están dispersas ocurre todo lo contrario.
14.2.3 Consecuencias de la dinámica de placas en los seres vivos
En los periodos de reunión de los continentes y pangeas va a aumentar la competencia de las especies por los mismos recursos y espacio, van a disminuir los espacios más ricos como los litorales y la plataforma continental y se van a generar gigantescos desiertos en el interior de esos supercontinentes. Todo esto provoca extinciones masivas.
En los periodos de dispersión de los continentes o ruptura de las pangeas se van a quedar los seres vivos aislados geográficamente lo que aumenta la formación de nuevas especies, se incrementa la proporción de las zonas más ricas como las costas y las plataformas continentales y los desiertos van a reducir su tamaño al quedar más cerca del mar. Todo esto provoca un gran aumento de la biodiversidad.
Y con esto damos por terminado el tema.
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