INTRODUCCION
Al principio,
hace unos 4470 millones de años atrás, la tierra era una masa incandescente, con una elevada
temperatura propia del proceso de creación de los materiales, debido a que
cuando las capas exteriores empezaban a solidificarse, el calor procedente del
interior las fundía de nuevo.
También el impacto
de asteroides impedía la consolidación de su superficie.
Lentamente, la
temperatura bajó lo suficiente como para permitir la formación de una corteza terrestre
más o menos estable.
Entre los
elementos más pesados y abundantes, el hierro y el níquel se concentraron en el
centro o núcleo. Luego se definieron otras capas concéntricas al núcleo formado
por materiales de distintas densidades, conocido como manto.
Se cree que la
atmósfera terrestre se formó a partir de ese período, como producto de la
intensa actividad volcánica. Justamente, el vulcanismo aportó el vapor de agua a la
atmósfera primitiva, al igual que los meteoritos y cometas que impactaron sobre
nuestro planeta durante su formación.
El enfriamiento
progresivo de la Tierra y las emisiones de gases a la atmósfera, hicieron
posible que nuestro planeta se condensase, originando lluvias, que formaron los
mares y océanos hace unos 3.800 millones de años; es decir, dando origen la
hidrosfera.
sunset picture of the Uyuni flat, Bolivia
Elementos químicos del universo, del sol, de las
estrellas y de la tierra.
La clasificación Goldschmidt
Es desarrollada por Víctor Goldschmidt, es una clasificación
geoquímica que agrupa a los elementos químicos de acuerdo a sus fases huésped
preferidas en lithophile, siderophile, chalcophile y atmophile o volátiles.
Elementos siderófilos: Presentan una
débil afinidad por el azufre y por el oxígeno. Son los elementos que se
encuentran en estado nativo, es decir, sin combinar con otros elementos. Son
solubles en hierro fundido. Se concentran en el núcleo de hierro metálico de la
Tierra.
-Elementos calcófilos: Presentan una
fuerte afinidad por el azufre y débil por el oxígeno. Forman principalmente
sulfuros. Estos elementos se pueden encontrar en estados nativos pero
restringidos a ambientes carentes de azufre. Accesorios en el manto intermedio.
-Elementos litófilos: Son aquellos que
tienen una fuerte afinidad por el oxígeno. Son elementos que raramente se
encuentran en estado nativo ya que el oxígeno abunda en la naturaleza. Se
incorporan a los silicatos. Esencialmente conforman la corteza terrestre
(Litosfera).
-Elementos atmófilos: Son los que
constituyen la atmósfera principalmente. Corresponden a los gases nobles, H y N
Estructura interna de la Tierra
Para poder
comprender cómo funciona la Tierra, es necesario saber cómo es por dentro, en
cuanto a composición y en cuanto a estructura. El estudio del interior de la
Tierra sugiere una estructura composicional en capas (geo-esferas) a las que se
superpone una estructura dinámica, es decir referida al comportamiento de los
materiales internos.
Estructura química
Ante la
imposibilidad de acceder directamente al interior de la Tierra, el estudio de
su interior se hace por métodos indirectos, que consisten, básicamente, en
medidas de características químicas de la Tierra en su conjunto.
Las capas (teoría química) terrestres son, de afuera a adentro;
Corteza: es la capa más fina e irregular. Sólida. Su espesor
varía desde 5 km bajo los fondos oceánicos hasta más de 70 km en algunos puntos de los
continentes. Es la menos densa, formada por elementos químicos ligeros, como el oxígeno, carbono, silicio, etc. Su
límite con la siguiente capa forma la discontinuidad de Mohorovicic.
Manto: más uniforme que la Corteza y mucho más grueso. Su
límite se sitúa a 2900 km contado desde la
superficie media (superficie del geoide). Se encuentra en estado sólido
aunque tiene cierta plasticidad. Está
compuesto por elementos más densos, como son el hierro y el magnesio,
aunque también posee importantes
cantidades de silicio, formando una roca característica denominada peridotita.
Su límite con el Núcleo forma la
discontinuidad de Gutemberg.
Núcleo externo: muy denso y en estado líquido, lo que sabemos
porque las "ondas s" desaparecen a partir de él. Compuesto básicamente por hierro,
níquel y azufre, similar a un tipo de material (roca) denominado troilita, encontrado en algunos meteoritos que han
caído a la Tierra (siderolitos) y cuyas propiedades físicas coinciden con las medidas para esta capa terrestre. Su
límite, situado a 5100 km, se denomina discontinuidad de Wiechert.
Núcleo interno: la capa más densa de la Tierra. Suponemos que
sólida y de carácter metálico. Predominan el hierro y el níquel. Forma la parte
central del planeta.
Estructura físico- dinámico
Es una división
del interior de la Tierra en capas no diferenciadas por su composición sino por
su dinámica, manifestada por el comportamiento térmico. Este tipo de estudios
conforman una ciencia, el aérea entre la geología y la física, denominada
geofísica.
Para esto es
necesario entender la teoría del gradiente térmico.
Gradiente geotérmico; es el aumento de temperatura de la
Tierra según profundizamos, es decir según nos alejamos de la superficie y nos acercamos
al interior.
-
El gradiente geotérmico medio, para la Corteza, es de 1º C / 33 m
- Gradiente geotérmico mínimo: 1º C / 100 m
- Gradiente geotérmico máximo: 1º C / 11 m
Con ello existe
la siguiente clasificación:
Litosfera: es la capa más superficial, correspondiendo a la
totalidad de la Corteza y la parte más superficial del manto (hasta unos 200 km
de profundidad). Es totalmente rígida y en ella el calor interno se propaga por conducción.
Es una capa de comportamiento rígido, puesto que si se somete a mucha
fuerza, se rompe.
Aestenósfera: la distribución de los máximos y mínimos del
gradiente geotérmico sugiere una propagación del calor de forma convectiva, que se situaría
precisamente en esta zona. A pesar de ser sólido el Manto, en esta zona, comprendida
entre 200 y 800 km aproximadamente, un aumento de la plasticidad permitiría un
flujo convectivo. A las corrientes de
convección de la Aestenósfera se les considera el auténtico motor de la
dinámica interna de la Tierra. Se caracteriza por la plasticidad de los
materiales y su fluidez (capacidad para desplazarse).
Mesosfera: formada por el resto del Manto. Actualmente se
piensa que el transporte de calor por esta zona también es convectivo, solo que
se trataría de una convección más lenta y "a larga distancia". Se encuentra bajo la aestenósfera hasta los
2.900 km. de profundidad. Es una capa sólida de la que no se conoce su estado
de rigidez.
Endosfera: es la fuente del calor interno. Corresponde al
Núcleo terrestre. Este nivel llega hasta los 5.100 km. de profundidad hasta el
máximo de 6327 kms.
Estructura interna de la Tierra según
propiedades quico-fisicas.
Sismicidad
Suceden algunos terremotos
intraplaca, en fracturas en regiones centrales y generalmente estables de las
placas, pero la inmensa mayoría se origina en bordes de placa.
Las circunstancias del clima y de la
historia han hecho concentrarse buena parte de la población mundial en regiones
continentales sumamente sísmicas, las que forman los cinturones orogenéticos,
junto a límites convergentes.
Discontinuidades sísmicas
Las discontinuidades de primer orden son:
-
La discontinuidad de Mohorovicic: se encuentra a
unos 8-10 km. bajo los océanos, y a unos 30-40 km. bajo los continentes.
-
La discontinuidad de Gutenberg: es la que está
situada a unos 2.900 km. de profundidad.
Otras discontinuidades de menor orden son:
- La discontinuidad de Conrad, localizada a unos 9-15 km bajo los
continentes. Sólo existe en las áreas
continentales.
- La discontinuidad de Repetti, que se encuentra a unos 700 km de
profundidad.
- La discontinuidad de Weichert, a unos 5.100 km de profundidad.
- La discontinuidad de Mohorovicic sería el límite inferior de la corteza
terrestre.
Ondas sísmicas
Las ondas
sísmicas se clasifican en ondas internas y ondas superficiales. Las ondas
internas son aquellas que se propagan desde su origen hasta la superficie de la
Tierra, que se subdividen en ondas P y ondas S. Por otra parte, las ondas
superficiales son las que se propagan sobre la superficie de la Tierra, que a
su vez se subdividen en ondas Rayleigh y ondas Love, después de la llegada de
las ondas P y S a la superficie de la Tierra.
Las ondas P
(ondas primarias) se denominan así porque son las primeras en llegar a la
superficie de la Tierra. Su velocidad de propagación es de aproximadamente unos
7,5 kilómetros por segundo, aunque ésta puede cambiar dependiendo de la
densidad del medio en el que se transmiten. Las ondas P son ondas
longitudinales que se propagan produciendo oscilaciones del material con el que
se encuentran en el mismo sentido en el cual se propagan.
Las ondas S
(ondas secundarias) deben su nombre al hecho de que llegan a la superficie de
la Tierra después de las ondas P, en segundo lugar. Las ondas S tienen una
velocidad propagación de alrededor de 4,2 kilómetros por segundo, aunque al
igual que las P, estas también varía de acuerdo al material en el que se
propagan. Las ondas S son ondas transversales que se propagan produciendo
movimientos perpendiculares a la dirección en que se propagan, a través del
material en que se transmiten.
Así, las ondas P
llegan primero, seguidas por las ondas S y es esta diferencia de tiempo la que
permite determinar la distancia entre el punto de percepción del temblor y su
foco. Las ondas superficiales se producen después de la llegada de las ondas
internas al epicentro en la superficie de la Tierra. Tanto las ondas Rayleigh
como las ondas Love son ondas transversales, lo que asemeja a las ondas
Rayleigh a las olas del mar. En su desplazamiento, las ondas Love producen
deformaciones horizontales perpendiculares.
Gráfico de las ondas sísmicas
Tectónica de placas
La tectónica de
placas es una teoría geológica que explica la forma en que está estructurada la
litósfera. La teoría da una explicación a las placas tectónicas que forman la
superficie de la Tierra y a los desplazamientos que se observan entre ellas en
su movimiento sobre el manto terrestre fluido, sus direcciones e interacciones.
También, explica
la formación de las cadenas montañosas llamadas orogénesis. Asimismo, da una
explicación satisfactoria del porqué de los terremotos y de los volcanes que se
concentran en regiones concretas del planeta, como por ejemplo, el cinturón de
fuego del Pacífico, la cordillera de los Andes, etc. Además, del por qué las
grandes fosas submarinas están junto a islas y continentes y no en el centro
del océano.
La tectónica de
placas, son bloques de litosfera con una media de grosor de 100 km., que están
perfectamente encajados unos con otros. Estas placas no tienen un tamaño fijo:
su superficie puede aumentar o disminuir, compensándose con la superficie de
otras rocas. Estos bloques están “flotando” en la aestenósfera, según su peso,
es decir, que estarán más hundidos en la aestenósfera cuando más peso tengan
estos bloques.
Tectónica de placas
Equilibrio Isostático
Es una teoría
que dice que las placas tectónicas se mantienen en equilibrio debido a la
diferencia de densidades. Ese equilibrio isostático se puede alterar por la
disminución del peso de un bloque debido a una intensa erosión de una zona de
la superficie terrestre, o a la fusión de una masa de hielo situada sobre ella,
a consecuencia de un cambio climático; en caso de que esto sucediera, la capa
plástica sobre la que flota permite un lento levantamiento de esa zona.
Y si por el contrario, una zona de la
superficie terrestre es recubierta por un casquete de hielo o por una
acumulación considerable de sedimentos, bajo este peso la corteza experimentará
un hundimiento lento.
Movimiento epirogénicos
Los movimientos
epirogénicos son levantamientos o hundimientos de la corteza terrestre. Pueden
ser ascendentes o descendentes. En los límites entre placas se dan fenómenos
volcánicos. Hay “tres tipos” de límites entre placas:
a) Constructivos o de expansión: Las
placas tienen un movimiento divergente; tienden a separarse, pero no se
separan. En los movimientos constructivos o de expansión las placas se hacen
más grandes, ya que se han añadido otros componentes y las placas siguen
estando juntas. Los materiales que se unen son de tipo basáltico, que forman
parte del sima.
b) Destructivos o de subducción: Los
movimientos de las placas son convergentes.
c) De fricción: Es cuando las placas se
mueven una con respecto a la otra.
Las Dorsales oceánicas
Las dorsales
oceánicas son grandes grietas que se encuentran en la corteza oceánica. Se
llaman “oceánicas” porque están situadas en los océanos, pero se originan en
las áreas continentales. Las dorsales están atravesadas por fallas que reciben
el nombre de fallas de transformación. Las dorsales no aparecen en línea
continua, sino que se presentan en forma quebrada. Por las grietas de una
dorsal sale el magma, y cuando solidifica, las placas se separan, produciéndose
un fenómeno llamado aducción, que tiene como consecuencia la expansión de los
fondos oceánicos.
La ausencia de
sedimentos es una prueba de la juventud de una roca.
La consecuencia
del fenómeno de la aducción (o expansión de los fondos oceánicos) es que lo que
era un sólo bloque litosférico, se ha convertido en dos bloques fracturados, y
en los que empiezan a producirse fenómenos volcánicos. Debido a esa rotura de la
litosfera, surge una gran depresión, llamada rift, que es inundado por las
aguas superficiales de los ríos y lagos.
La superficie
total de la litosfera es siempre constante. Puesto que la Tierra es redonda, la
misma cantidad de corteza litosférica que se crea, disminuye en otras zonas
litosféricas, de tal manera que permanece “constante”.
Rifts
Las fallas se
asocian unas con otras formando como una gran depresión; se trata de un rift (o
fosa tectónica). Las fallas escalonadas son las que dejan una grieta en la
parte central. Una fosa tectónica (o graben) es una asociación de fallas que
dejan una grieta.
Cuando las
fallas escalonadas forman una cima alta, se trata de pilas tectónicas o Horst.
Cuando se produce una fractura que no va acompañada de desplazamiento, existen
las diaclasas, que son un tipo de deformaciones por rotura.
Subducción
La subducción de
placas es el proceso de hundimiento de una placa litosférica bajo otra en un
límite convergente, según la teoría de tectónica de placas.
La subducción ocurre
a lo largo de amplias zonas de subducción que en el presente se concentran en
las costas del océano Pacífico en el llamado cinturón de fuego del Pacífico
pero también hay zonas de subducción en partes del Mar Mediterráneo, las
Antillas, las Antillas del Sur y la costa índica de Indonesia.
Fosas marinas
La convergencia
de dos células convectivas contiguas hace que una de ellas se "doble"
por debajo de la otra ("subducción") generando una depresión en el
fondo oceánico a todo lo largo del límite, las fosas oceánicas, que pueden
llegar a adquirir profundidades de más de 11.000 metros bajo el nivel del mar.
La placa que
subduce genera movimientos sísmicos a todo lo largo y ancho de la misma. Se
conoce como plano de Benioff al plano formado por la alineación de focos
sísmicos asociado al plano de subducción.
Al subducir una
placa bajo la otra se produce una fusión parcial, lo que da lugar a fenómenos
volcánicos a lo largo de la fosa. Este vulcanismo puede originar el
afloramiento de islas volcánicas. Dado que se sitúan a lo largo de la fosa y
que ésta, dada la esfericidad de la Tierra tiene forma de arco, a estos
archipiélagos se les llama arcos de islas volcánicas o simplemente arco-isla.
En muchas ocasiones, los sedimentos marinos se acumulan en la fosa, tapándola.
Esta acumulación de sedimentos se denomina prisma de acreción y es la
"materia prima" para la formación de orógenos junto con los
arcos-islas.
Procesos geológicos asociados a las fosas:
* Sismicidad:
la entrada de la placa en la Astenosfera y la fusión con ésta, provoca
tensiones y compresiones que junto con
el rozamiento entre las dos placas dan lugar a terremotos.
* Vulcanismo: la fusión parcial de la placa que subduce origina arcos
de islas volcánicas (Aleutianas,
Filipinas, Japón...)
* Orogénesis:
cuando una o las dos placas que convergen en una fosa traen corteza
continental, el prisma de acreción y el
arco volcánico se adosan a la masa continental originando un orógeno (Andes, en el caso en que haya continente en una
sola placa; Himalaya en el caso en que colisionen dos continentes).
Orogénesis
Es el surgimiento
de montañas asociado al proceso de la subducción cuando se produce al borde del
continente. Es simultánea a la
convergencia de placas, en dos ámbitos:
a) donde ocurre
subducción se levantan arcos volcánicos y cordilleras, como los Andes, ricas en
volcanes;
b) en los
límites de colisión el vulcanismo es escaso o nulo, y la sismicidad es
particularmente intensa.
Etapas de la Orogénesis
La orogénesis es
el origen de las cordilleras, es decir, el proceso por el cual se forman las
cordilleras.
1.- Los
sedimentos se depositan horizontalmente en capas de estratos. En cada capa hay
distintos sedimentos. El grosor de los estratos no es el mismo. El más grueso
suele ser el más antiguo. La intensidad de la erosión también puede ser
distinta en cada capa.
2.- Los
sedimentos que están en contacto con el magma sufren `metamorfismo térmico' (o
de contacto). Se produce en ellos un intenso plegamiento.
Límites de placas
Son los bordes
de una placa y es aquí donde se presenta la mayor actividad tectónica (sismos,
formación de montañas, actividad volcánica), ya que es donde se produce la
interacción entre placas. Hay tres clases de límite:
Divergentes: son límites en los que las
placas se separan unas de otras y, por lo tanto, emerge magma desde regiones
más profundas (por ejemplo, la dorsal mesoatlántica formada por la separación
de las placas de Eurasia y Norteamérica y las de África y Sudamérica).
Convergentes: son límites en los que
una placa choca contra otra, formando una zona de subducción (la placa oceánica
se hunde bajo de la placa continental) o un cinturón orogénico (si las placas
chocan y se comprimen). Son también conocidos como "bordes activos".
Transformantes: son límites donde los
bordes de las placas se deslizan una con respecto a la otra a lo largo de una
falla de transformación.
En determinadas
circunstancias, se forman zonas de límite o borde, donde se unen tres o más
placas formando una combinación de los tres tipos de límites.
Afortunadamente,
la tecnología moderna nos permite escrutar el manto terrestre de forma que la
selección de las respuestas no esté basada en puras especulaciones.
1. Límites constructivos
Un límite
constructivo se suele originar bajo corteza continental. Básicamente consiste
en la rotura en dos de una célula convectiva de la Astenosfera.
* En primer
lugar, una masa caliente de la
Astenosfera asciende, produciendo un
abombamiento en la superficie de la
corteza. Cuando esta corriente empieza
a divergir, las tensiones que genera en el continente hacen que se agriete y deje escapar magma, originéndose un gran valle con actividad volcánica. Esta es la situación actual del Valle del
Rift en África (la zona de los
Grandes Lagos).
* Al continuar
las tensiones, se llega a romper la
corteza continetal, fenómeno conocido
como ruptura continental, capaz de
explicar la fragmentación de Pangea que
definiera Wegener en 1912. Entre los
dos bloques continentales, se forma
corteza oceánica, con una dorsal en
medio. Esta situación se corresponde
con el actual Mar Rojo.
* Una vez
formada la dorsal, el funcionamiento de ésta va creando corteza oceánica
continuamente, con lo que la nueva va
empujando a preexistente, dando lugar a la expansión del fondo oceánico y como consecuencia, la separación de los
dos bloques continentales, es decir a la Deriva Continental. Esta es la situación del
océano Atlántico actual.
* Cuando la apertura del océano sobrepasa
unos límites, se puede fracturar la corteza oceánica, iniciándose un nuevo límite convergente,
es decir una fosa.
2. Límites destructivos
Ya hemos visto
que se puede formar un nuevo límite destructivo (convergente o fosa) por
tensiones en la corteza oceánica. Estos límites también evolucionan.
* Cuando se
produce la subducción de una placa por
debajo de otra, aparte de la fosa, se
produce la fusión de parte de la
Litosfera, lo que origina un arco de
islas volcánicas, tal como ocurre
actualmente en multitud de
archipiélagos del océano Pacífico.
* Puede ocurrir
que una de las placas que convergen en
la fosa, arrastre corteza continental.
Entre el arco volcánico y la línea de
costa del continente quedará una
porción de océano, conocido como mar
marginal (como el Mar de Japón).
* Según se
acerca el continente a la fosa, los sedimentos marinos quedan atrapados entre
el arco volcánico y el continente,
comprimiéndose hasta el punto de llegar a emerger. Estos sedimentos comprimidos, junto con el arco volcánico
se adosan al margen del continente dando lugar a la formación de un sistema montañoso
("orógeno") en la costa continental. Un buen ejemplo de este tipo de orógenos son los Andes.
* También puede
ocurrir que la otra placa traiga
también un bloque de corteza continental. Al llegar a la zona de subducción se repetirá
todo el proceso en el margen de ambos
continentes. El resultado será la unión
de los dos continentes ("colisión
continental") y la formación de un
gran orógeno entre ambos. Dado que este
orógeno une los dos continentes, recibe
el nombre de sutura continental, como
el actual Himalaya.
El ciclo de Wilson
Es un modelo idealizado de la
evolución en el tiempo de las placas tectónicas en 6 etapas:
1. Etapa de Rift Africano: ruptura de la corteza continental y formación de una fosa o
valle tectónico.
2. Etapa de Mar Rojo: separación de los dos bloques de corteza continental y formación de un
océano estrecho.
3. Etapa de océano Atlántico: el océano se abre, se produce la expansión y creación de
corteza oceánica.
4. Etapa de océano Pacífico: la litosfera oceánica se rompe y subduce una placa bajo
otra. Se crean los arcos de islas
volcánicas.
5. Etapa de orógeno Andino: un continente llega a la zona de subducción y los sedimentos
marinos comprimidos entre éste y el
arco volcánico crean un orógeno litoral.
6. Etapa de orógeno Himalayano: se produce la colisión continental y se forma el orógeno de
sutura.
El ciclo de Wilson se puede dividir en dos partes:
* Etapas expansivas, de la 1 a la 3,
que se corresponderían con la fragmentación de Pangea, según la teoría de Wegener.
* Etapas compresivas, de la 4 a la 6,
en las que se reconstruiría una nueva Pangea
Causas del movimiento de las placas
El origen del
movimiento de las placas está en unas corrientes de materiales que suceden en
el manto, las denominadas corrientes de convección, y sobre todo, en la fuerza
de la gravedad.
Las corrientes
de convección se producen por diferencias de temperatura y densidad, de manera
que los materiales más calientes pesan menos y ascienden y los materiales más
fríos, son más densos, pesados y descienden.
El manto, aunque
es sólido, se comporta como un material plástico o dúctil, es decir, se deforma
y se estira sin romperse, debido a las altas temperaturas a las que se
encuentra, sobre todo el manto inferior.
En las zonas
profundas del manto, en contacto con el núcleo, el calor es muy intenso, por
eso grandes masas de roca se funden parcialmente y al ser más ligeras ascienden
lentamente por el manto, produciendo unas corrientes ascendentes de materiales
calientes, llamadas plumas o penachos térmicos. Algunos de ellos alcanzan la
litosfera, la atraviesan y contribuyen a la fragmentación de los continentes.
En las fosas
oceánicas, grandes fragmentos de litosfera oceánica fría se hunden en el manto,
originando por tanto unas corrientes descendentes, que llegan hasta la base del
manto.
Las corrientes
ascendentes y descendentes del manto podrían explicar el movimiento de las
placas, al actuar como una especie de "rodillo" que las moviera.
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