GEOLOGÍA ESTRUCTURA Y DINÁMICA DE LA TIERRA

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1 GEOLOGÍA ESTRUCTURA Y DINÁMICA DE LA TIERRA Geología Página 1

2 TEMA 11- LA ESTRUCTURA DEL PLANETA TIERRA ORIGEN DEL SISTEMA SOLAR Y DEL PLANETA TIERRA El Sistema Solar, se formó a partir de una nebulosa (acumulación de gas y de polvo en un lugar del espacio) procedente de la explosión de una supernova. Según algunos científicos la explosión de una estrella cercana habría provocado una inestabilidad en la nebulosa primitiva que dio como resultado un colapso gravitatorio, originando una gran concentración de materia en el centro de la misma y un aumento de temperatura suficiente para que se produjeran reacciones de fusión nuclear (el hidrógeno se une para formar helio y a la vez se liberan grandes cantidades de energía), dando nacimiento al Sol. Alrededor del Sol quedó una nebulosa giratoria discoidal, cuya materia se fue concentrando dando lugar a los planetas: En la zona próxima al Sol se formaron planetas pequeños y densos (planetas que se conocen como terrestres: Mercurio, Venus, Tierra y Marte). En zonas más alejadas se originaron los planetas gigantes (Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno, formados principalmente por gases con un pequeño núcleo sólido). La formación de los planetas se explica actualmente por la teoría de los planetesimales que se puede resumir en los siguientes pasos: Nebulosa giratoria constituida por enormes cantidades de polvo y gas, procedente de la explosión de una supernova La atracción gravitatoria hizo que se formase una gran masa central, el sol, en torno al cual giraba un disco de partículas de polvo y gas. Las partículas del disco giratorio, de nuevo por las fuerzas gravitatorias, se fusionaron formando cuerpos de mayor tamaño, los planetesimales. Las colisiones y uniones de los planetesimales originaron cuerpos mayores, los planetas. Se ha calculado que el proceso de formación del Sistema Solar tardó unos 200 millones de años en completarse. Geología Página 2

3 Formación de la Tierra. La Tierra se formó, como el resto de los planetas, hace millones de años por el procedimiento descrito anteriormente En el caso de la Tierra, los choques de los planetesimales durante el proceso de formación, así como la desintegración de isótopos radiactivos elevaron la temperatura del planeta recién formado hasta el punto de que los materiales que la constituían se encontrasen parcialmente fundidos. Esto permitió una diferenciación por densidades: Los más pesados, como el hierro y el níquel, se hundieron hacia el núcleo, dejando en la superficie los materiales más ligeros, como los silicatos. La estratificación térmica permitió la estructuración del planeta en tres grandes capas: corteza, manto y núcleo. Una vez que se redujo el bombardeo de los planetesimales, la Tierra comenzó a enfriarse. Cuando la temperatura de su superficie bajó de los 100º C, el vapor de agua de la atmósfera pudo condensarse, se formaron las nubes, comenzó a llover y se formaron los océanos. Hace millones de años ya había océanos en la Tierra. La temperatura del agua de estos océanos primitivos debió ser de unos 40º C, lo que favoreció el origen de la vida. MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA Los conocimientos que se tienen del interior de la Tierra se deben a la aplicación de métodos de estudios directos e indirectos Los métodos directos son: la observación de materiales volcánicos, los sondeos (hasta 12 km.) Las minas (hasta 3 km). El afloramiento de materiales debido a la erosión Los métodos indirectos son: Estudio de las ondas sísmicas Estudio de la gravedad terrestre Estudio de la temperatura en el interior de la Tierra Estudio del magnetismo terrestre Estudio de los meteoritos. Geología Página 3

4 ESTUDIO DE LAS ONDAS SÍSMICAS El método sísmico es el procedimiento que más información ha aportado acerca de la estructura del interior terrestre. Se basa en el estudio de los terremotos y del modo en que viajan las ondas que originan. Los terremotos, también llamados sismos o seísmos, son vibraciones del terreno generadas por la liberación brusca de la energía acumulada en las rocas que se encuentran sometidas a esfuerzos. Se originan al fracturarse grandes masas de rocas o si, una vez fracturadas, se produce un nuevo desplazamiento. El lugar en que se origina el terremoto es el foco sísmico o hipocentro. El lugar de la superficie terrestre más próximo al foco sísmico es el epicentro. La vibración generada en el foco sísmico se propaga en forma de ondas que van en todas direcciones. Se denominan ondas sísmicas y se distinguen varios tipos. Tipos de ondas sísmicas Las ondas símicas pueden ser profundas y superficiales Ondas profundas Ondas P, o primarias. Reciben este nombre porque son las que se desplazan a mayor velocidad y se registran las primeras en los sismogramas. Son ondas longitudinales, es decir, hacen vibrar las partículas en la misma dirección de propagación de la onda. A su paso, las rocas se comprimen y dilatan alternativamente a modo de acordeón. Atraviesan materiales sólidos y fluidos (por lo que atraviesan todas las capas de la Tierra). Al llegar al núcleo se refractan, o sea, cambian la dirección de su trayectoria. Ondas S, o secundarias. Se propagan a menor velocidad que las P. Son ondas transversales, es decir, hacen vibrar las partículas en una dirección perpendicular a la de propagación de la onda. Sólo atraviesan materiales sólidos (por lo que no atraviesan el núcleo). Ondas superficiales Ondas L o Love. Producen movimientos laterales de las partículas. Ondas R o Rayleigh. Producen movimientos en forma de ola. Las ondas superficiales son las causantes de los daños que provocan los terremotos y por su trayectoria no aportan información sobre la estructura del interior terrestre. Geología Página 4

5 Registro y localización de terremotos Para registrar y medir la magnitud de un terremoto se utilizan unos instrumentos muy sensibles, los sismógrafos, que dibujan unas gráficas llamadas sismogramas. Las estaciones sismológicas sirven también para determinar la posición del epicentro de un terremoto. A partir del tiempo que transcurre desde la llegada de las ondas P hasta la llegada de las ondas S, se puede calcular la distancia que hay entre la estación sismológica y el epicentro del seísmo. Con los datos de tres centrales sismológicas, se puede determinar la posición del epicentro (punto de intersección de las tres circunferencias trazadas desde las estaciones con radios iguales a las distancias respectivas) Geología Página 5

6 Información que proporcionan las ondas sísmicas La velocidad a la que se propagan las ondas sísmicas depende de las características de los materiales por los que viajan. La velocidad de propagación de las ondas sísmicas en el interior terrestre sufre variaciones graduales y, a veces, cambios bruscos. Estos cambios bruscos en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas corresponden a cambios en la composición química que reciben el nombre de discontinuidades y se utilizan para diferenciar las capas en que se divide el interior del planeta. Geología Página 6

7 Asimismo, se ha comprobado que los sismógrafos registran ondas de tipo P y S hasta los 103º respecto al foco sísmico, entre los 103º y los 143º aparece una zona de sombra en la que no se registran ondas P ni S, y a partir de los 143º sólo aparecen las ondas P. Esto se puede explicar si se admite la existencia de un núcleo externo fluido que no permite el paso de las ondas S y sí de las ondas P, las cuales se refractan (cambian su trayectoria al cambiar el estado físico del medio) al atravesar el núcleo En resumen, el estudio de las trayectorias y de las velocidades de propagación de las ondas sísmicas ha permitido a los científicos llegar a la conclusión de que el planeta Tierra está formado por una serie de capas concéntricas de distinta naturaleza físicoquímica: corteza, manto superior, manto inferior, núcleo externo y núcleo interno. ESTUDIO DE LA GRAVEDAD TERRESTRE Como consecuencia del campo gravitatorio terrestre, nuestro planeta ejerce una fuerza de atracción sobre los cuerpos de su entorno. Así, si dejamos caer libremente un objeto, éste se moverá con una aceleración que denominamos g. El valor de la gravedad no es constante en todos los puntos de la Tierra, ya que depende de varios factores como son la latitud, la altitud y la presencia de masas rocosas de diversa naturaleza. Ejercicio.- Define longitud y latitud de un punto de la superficie del planeta. Geología Página 7

8 Latitud.- El valor de g desciende desde los polos al ecuador, debido a que la Tierra no es una esfera, sino que su radio polar es 22 km más corto que el radio ecuatorial. Altitud.- El valor de la gravedad disminuye con la altitud, al aumentar la distancia entre el centro del cuerpo y el centro de la Tierra. En los polos g = 9,83 m/s 2 En el Ecuador g = 9,78 m/s 2 A 45º de latitud y a nivel del mar g = 9,807 m/s 2 La presencia de rocas de elevada densidad, como ocurre en los yacimientos de minerales metálicos, hace que se produzca una anomalía gravimétrica positiva (aumento de g), mientras que la presencia de rocas con densidad más baja de lo normal produce una anomalía gravimétrica negativa, como ocurre en los depósitos salinos, que suelen estar asociados a bolsas de petróleo. ESTUDIO DE LA DENSIDAD DE LA TIERRA La densidad de un cuerpo es su masa partido por su volumen (d=m/v) Considerando la Tierra como una esfera de radio Km. podríamos calcular su volumen. Por otra parte la masa de la Tierra se puede calcular a partir de la ley de la gravitación universal, según la cual la fuerza con la que dos cuerpos se atraen es directamente proporcional al producto de sus masas e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia que los separa: M m F = G d 2 G es la constante de gravitación universal (G = 6, m 3 /kg s 2 ) Para un cuerpo situado en la superficie F es la fuerza con la que es atraído por la Tierra; M es la masa de la Tierra; m, la masa del cuerpo; y d, la distancia que separa el cuerpo del centro de la Tierra, o sea, el radio terrestre. Como F = m g (donde g es la aceleración de la gravedad = 9,8 m/s 2 ), sustituimos su valor en la expresión anterior: Dado que conocemos todos los valores, puede calcularse M, la masa del planeta. Geología Página 8

9 Conociendo la masa y el volumen de la Tierra se ha calculado una densidad media de 5,5 g/cm 3. Este valor contrasta con la densidad de las rocas que constituyen los continentes, que es de 2,7 g/cm 3, por lo que se llegó a la conclusión de que la densidad no era uniforme y que los materiales internos deberían ser más densos que los superficiales. Actualmente se sabe que la densidad va aumentando a medida que profundizamos en el interior de la Tierra según la siguiente gráfica: ESTUDIO DE LA TEMPERATURA EN EL INTERIOR DE LA TIERRA Se ha observado que conforme se penetra en el interior del planeta, la temperatura va aumentando. A este aumento se le denomina gradiente geotérmico. Su valor medio es de 3º C cada 100 m hasta una profundidad de 200 Km. A partir de esta profundidad, la temperatura sigue aumentando, pero más lentamente. Se ha calculado que la temperatura en el centro de la Tierra es de unos 6.000º C El calor interno se debe principalmente a dos factores: La desintegración de elementos radiactivos en el interior del planeta, principalmente en las capas graníticas de la corteza continental. El calor primordial producido durante el período de formación de la Tierra por los choques de planetesimales y meteoritos. Geología Página 9

10 La cantidad de calor emitido desde el interior de la Tierra, denominado flujo térmico, no es uniforme en todas zonas del planeta, lo que da origen a la dinámica interna que se estudiará en el tema siguiente. ESTUDIO DEL MAGNETISMO TERRESTRE El planeta Tierra se comporta en su conjunto como un gran imán, hecho que se puede constatar al observar la orientación de la aguja de una brújula. La explicación que se ha dado para justificar el campo magnético terrestre está en el núcleo de la Tierra. El núcleo terrestre, formado mayoritariamente por hierro, consta de una parte central sólida y otra periférica fluida, en la que se producen corrientes que podrían ser la causa del campo magnético terrestre. Los polos del campo magnético terrestre no coinciden con los polos geográficos (el eje de rotación y el eje magnético forman un ángulo de unos once grados). Por otra parte, el estudio del magnetismo en épocas pasadas (paleomagnetismo) ha proporcionado información que permite afirmar que el campo magnético ha experimentado inversiones de la polaridad periódicamente, a intervalos irregulares, del orden de centenares de miles de años, en los cuales el polo norte magnético pasaba al sur y viceversa. Los conocimientos de paleomagnetismo se basan en el estudio de rocas volcánicas como el basalto. El basalto contiene pequeños cristales de magnetita. Cuando esta roca comienza a solidificarse, dichos cristales, funcionando como pequeñas brújulas, se orientan en la misma dirección y sentido del campo magnético terrestre. Al completarse la solidificación el campo magnético queda grabado en la roca. Se ha comprobado que los basaltos de la misma edad tienen siempre la misma orientación magnética. Sin embargo, entre basaltos de edades diferentes puede darse una orientación magnética opuesta. Esta inversión se explica suponiendo que los polos magnéticos intercambian sus posiciones periódicamente. En determinados puntos de la corteza terrestre se detectan anomalías magnéticas. Estas anomalías locales se producen por la presencia de minerales de hierro, por lo que se utilizan para la localización de yacimientos de este metal. El campo magnético terrestre forma la magnetosfera que protege al planeta de las emisiones de electrones y protones procedentes del Sol. En la zona de los polos penetran estas partículas, lo que provoca en los polos fenómenos luminosos conocidos como auroras boreales y auroras australes. Geología Página 10

11 ESTUDIO DE LOS METEORITOS. Del estudio de los meteoritos que han caído sobre la Tierra (cada año caen toneladas de meteoritos), muchos de los cuales se han recogido en la Antártida, se puede tener un conocimiento indirecto sobre el interior del planeta. Según una hipótesis muy verosímil, los meteoritos proceden en su mayoría del cinturón de asteroides, zona entre Marte y Júpiter donde se encuentran los fragmentos de un planeta de tipo terrestre que no llegó a formarse por la interacción del intenso campo gravitatorio de Júpiter. Suponiendo un origen común a los planetas de tipo de terrestre, los dos tipos de meteoritos encontrados en la Tierra, rocosos (formados principalmente por peridotitas) y los metálicos (formados por hierro y níquel), corresponderían respectivamente al manto y al núcleo de dicho planeta, lo cual corrobora otros estudios sobre la composición química de las diferentes capas de la Tierra Geología Página 11

12 LA ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA La estructura interna de la Tierra se ha deducido mediante la aplicación de diversos métodos, sobre todo los sismológicos. En la actualidad se diferencian dos modelos estructurales: el modelo geoquímico y el modelo dinámico. EL MODELO GEOQUÍMICO El modelo geoquímico se basa en la composición química y divide a la Tierra en las siguientes capas: corteza, manto y núcleo. Corteza. Es la capa más externa y más delgada de las tres. En ella se distinguen la corteza continental y la oceánica. La corteza continental es la que forma los continentes y tiene un espesor entre 25 y 70 Km. Está formada principalmente por granito y una cubierta de rocas sedimentarias. La corteza continental es muy antigua, habiéndose datado rocas próximas a los millones de años. La corteza oceánica es la que forma el fondo de los mares. Es más delgada que la anterior, con un espesor de unos 6 Km. Está constituida por basalto cubierto por una capa sedimentaria de espesor variable (más gruesa a medida que nos alejamos de las dorsales y prácticamente inexistente en las proximidades de las mismas). Sus rocas más antiguas tienen 180 millones de años, ya que como veremos más adelante, se van renovando lenta pero continuamente. La corteza continental (el granito) es menos densa que la corteza oceánica (basalto), lo que impide la mezcla de ambas. En conjunto, la densidad media de la corteza es de 2'7 g/cm 3 La corteza limita con el manto por la discontinuidad de Mohorovicic. Geología Página 12

13 Manto. El manto es la capa intermedia y tiene una composición bastante homogénea en la que predomina la peridotita (roca plutónica formada por minerales entre los que destaca por su abundancia el olivino). Aunque su composición es muy homogénea, su densidad no lo es tanto, ya que a una profundidad de unos 700 Km, la presión debida al peso de las rocas superiores es tan grande que los minerales adquieren una estructura más compacta, por lo que la roca se hace más densa. Este cambio de densidad constituye la discontinuidad de Repetti, que separa el manto superior del manto inferior, que llega a los Km. La densidad media del manto es de 5,6 gr/cm 3. El manto inferior limita con el núcleo por la discontinuidad de Gutenberg. En la discontinuidad de Gutemberg, en el contacto entre el manto y el núcleo de hierro líquido, la temperatura alcanza cerca de los 3.000ºC. En esta zona se encuentra una capa de varios cientos de kilómetros de transición que recibe el nombre de capa D. Según algunos geólogos, el manto en su conjunto presenta un movimiento convectivo, semejante al que se produce en el agua de un recipiente puesto al fuego, pero mucho más lento (varios centímetros al año). Las corrientes de convección del manto partirían, según estos científicos, de la citada capa D. Geología Página 13

14 Núcleo El núcleo es la capa más profunda, formada por hierro (80%) y níquel (10%) principalmente, además de silicio, oxígeno y azufre en menores proporciones. En el núcleo se registran las máximas temperaturas (hasta 6 000º C) y tiene una densidad 13 gr/cm 3 Geología Página 14

15 De acuerdo con las características de las ondas sísmicas, se divide en núcleo externo y núcleo interno. El núcleo externo presenta un estado fluido, por lo que no permite el paso de las ondas S, mientras que el núcleo interno está en estado sólido. En el núcleo externo, al ser fluido y estar sometido al movimiento de rotación de la Tierra, tienen lugar corrientes que se consideran las responsables del campo magnético terrestre. El hecho de encontrarse el núcleo externo en estado fluido y el núcleo interno en estado sólido aun encontrándose este último a una temperatura más elevada, se explica teniendo en cuenta que el punto de fusión aumenta con la presión, y ésta es más elevada en el núcleo interno El límite entre el núcleo externo y el interno se llama discontinuidad de Lehman. EL MODELO DINÁMICO El modelo dinámico se basa en el estado físico y la dinámica de cada capa. Según este modelo se distinguen litosfera, astenosfera, mesosfera y núcleo. Litosfera. Es una capa sólida y rígida dividida en grandes fragmentos que constituyen las placas litosféricas. Comprende la corteza y los primeros kilómetros del manto superior alcanzando en conjunto un espesor de unos 100 km. Geología Página 15

16 Astenosfera. Es una capa que presenta cierta fluidez (en ella las rocas están parcialmente fundidas) que abarca desde el final de la litosfera hasta los 700 km de profundidad Según algunos geólogos los materiales de la astenosfera presentan corrientes de convección (movimientos circulares desde la parte inferior más caliente a la parte superior más fría), que se consideran responsables de la dinámica de las placas. Algunos científicos ponen en duda la existencia de la astenosfera, y piensan que las corrientes de convección afectan a todo el manto, desde la capa D, como se ha mencionado anteriormente. Geología Página 16

17 Mesosfera. Comprende desde el final de la astenosfera al final del manto inferior, por lo que llega a una profundidad de km. Núcleo. El núcleo externo es fluido y tiene un comportamiento plástico; el núcleo interno es sólido y, por tanto, tiene un comportamiento rígido. Geología Página 17

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20 TEMA 12.- LA DINÁMICA LITOSFÉRICA Teoría de la Tectónica de Placas Introducción El movimiento de las placas tectónicas a) Límites divergentes b) Límites convergentes Convergencia continental-oceánica Convergencia oceánica-oceánica Convergencia continental-continental c) Límites transformantes Actividad en el interior de las placas El motor de las placas litosféricas El ciclo de Wilson Distribución de volcanes y terremotos Bases de la teoría de la tectónica de placas Antecedentes históricos de la teoría de la tectónica de placas Isostasia INTRODUCCIÓN La teoría de la tectónica de placas se puede resumir en las siguientes ideas básicas: 1. La litosfera no es una capa de una sola pieza, sino un conjunto de fragmentos rígidos en movimiento denominados placas litosféricas. Existen siete grandes placas litosféricas: Euroasiática, Africana, Indoaustraliana, Pacífica, Norteamericana, Suramericana y Antártica. Entre ellas se sitúan una docena de placas de menor tamaño (Nazca, Caribe, Cocos, Arábiga y Filipina, etc) 2. Las placas litosféricas se desplazan sobre la astenosfera a una velocidad que oscila entre 1 y 18 cm. /año. La causa de estos movimientos se atribuye a las corrientes de convección del manto, debidos a su vez al calor interno de la Tierra. 3. Los límites o bordes de las placas litosféricas pueden ser de tres tipos: Geología Página 20

21 Límites divergentes o constructivos en los que las placas se separan, corresponden a las dorsales oceánicas y en ellos se genera nueva litosfera oceánica. Límites convergentes o destructivos en los que las placas se acercan, corresponden a las zonas de subducción y en ellos se destruye litosfera. Límites transformantes o pasivos en los que una placa se desplaza lateralmente con respecto a otra, corresponden a las fallas transformantes y en ellos no se crea ni se destruye litosfera. 4. La litosfera oceánica se renueva continuamente, mientras que la litosfera continental tiene un carácter más permanente. La formación de nueva litosfera en las dorsales y su destrucción en las zonas de subducción explica que la antigüedad de los fondos oceánicos sea siempre inferior a 200 millones de años, mientras que en los continentes se han encontrado rocas de hasta millones de años. 5. La teoría de la tectónica de placas explica de una manera global fenómenos tan diversos como son la formación de montañas (orogenia), la deriva continental, la expansión del fondo marino, los volcanes, los terremotos, las fosas marinas, y la formación de pliegues y fallas Geología Página 21

22 EL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS TECTÓNICAS Las placas tectónicas pueden moverse unas con respecto a otras acercándose, alejándose o deslizándose lateralmente. Dependiendo del tipo de movimiento se puede considerar que los límites o bodes de las placas pueden ser de tres tipos diferentes: A. Límites divergentes o constructivos B. Límites convergentes o destructivos C. Límites transformantes o pasivos. A) LÍMITES DIVERGENTES O BORDES CONSTRUCTIVOS En los límites de las placas que se separan se forma una enorme grieta que recibe el nombre de rift, cuya anchura oscila entre 25 y 50 Km. En estas zonas, el magma de la astenosfera asciende y al salir al exterior se enfría y se acumula a los lados del rift formando las cordilleras submarinas o dorsales oceánicas. Los materiales de la astenosfera que salen a través del rift se incorporan al fondo oceánico haciendo que este se expanda, de manera que las dorsales son los lugares en que se genera nueva litosfera oceánica a partir de materiales procedentes del manto. Las diferentes dorsales se pueden considerar como partes de una dorsal única que recorre el océano Atlántico de norte a sur, donde se bifurca hacia el océano Índico y hacia el océano Pacífico superando en conjunto los Km. de longitud, con una altura media de metros. En algunos puntos las dorsales alcanzan una altura superior al nivel del mar, constituyendo islas volcánicas, como es el caso de Islandia y las Azores en la dorsal atlántica. La dorsal se encuentra interrumpida por fracturas transversales: son las fallas transformantes La causa de estas fracturas parece ser la distinta velocidad de desplazamiento de los diferentes sectores de las placas. Geología Página 22

23 B) LÍMITES CONVERGENTES O BORDES DESTRUCTIVOS Son límites entre dos placas que se aproximan. En ellos se lleva a cabo la subducción de la litosfera. Se denomina subducción al proceso por el que una placa litosférica se introduce debajo de otra de menor densidad. Como consecuencia de la subducción se destruye litosfera oceánica, y se hace a un ritmo tal que equilibra, a escala planetaria, la cantidad de litosfera generada en las dorsales. Las zonas de subducción presentan gran actividad sísmica (debido a las tensiones que se generan por el choque de las placas) y volcánica (debido a la formación de magma al calentarse los materiales de la placa que subduce) Según la naturaleza continental u oceánica de las placas implicadas se diferencian tres casos de convergencia: continental-oceánica, oceánica-oceánica y continental-continental. Convergencia continental-oceánica La placa oceánica es más densa y se hunde bajo la continental, proceso que recibe el nombre de subducción, produciéndose una pérdida de suelo oceánico y la formación de una fosa oceánica. Por otra parte, la presión que ejerce la placa oceánica sobre la continental provoca la formación de plegamientos en el borde del continente que dan lugar a cordilleras pericontinentales, paralelas a la costa. El hundimiento de la placa oceánica provoca la formación de magma hidratado, el cual asciende y hace que se produzca una intensa actividad volcánica en la cordillera. Un ejemplo de cordillera pericontinental es la cordillera de los Andes, que se formó en el límite entre la placa pacífica de Nazca con la placa sudamericana. El fenómeno de subducción se produce a favor de un plano, el plano de Benioff, de inclinación variable, donde se localizan los hipocentros de los seismos y las cámaras magmáticas de los volcanes asociados a este fenómeno. Por tanto, mientras más lejos de la zona de subducción se encuentre el epicentro de un terremoto, más profundo se encontrará el foco sísmico o hipocentro. Geología Página 23

24 Convergencia oceánica-oceánica La placa de mayor densidad se hunde bajo la otra (subduce), dando lugar a una fosa oceánica. El descenso de materiales procedentes del fondo del mar aporta agua al magma, por lo que se forman bolsas de magma hidratado. El magma hidratado asciende y provoca erupciones volcánicas que originan arcos de islas volcánicas. Estos arcos insulares están bordeados de profundas fosas, formadas como consecuencia de la subducción, y en ellos son frecuentes los fenómenos sísmicos con focos en el plano de Benioff como en el caso anterior Un ejemplo de arco insular asociado a este tipo de subducción se encuentra en el Pacífico, las islas del Japón se originaron en el límite entre la placa pacífica y la litosfera oceánica de la placa eurasiática. Otros ejemplos son las islas Marianas, las Aleutianas y las Kuriles. Ejercicio.- Localiza las islas anteriores e indica las placas que intervinieron en su formación Convergencia continental-continental Si la placa que subduce tiene un tramo oceánico y otro continental tras él, una vez que se ha introducido toda su litosfera oceánica el mar que había entre ellos desaparece y se produce el encuentro de las masas continentales. Puesto que las cortezas continentales tienen una densidad similar, cesa la subducción. La presión entre las dos placas continentales produce pliegues en la zona de colisión, que dan lugar a cordilleras intracontinentales. El choque de dos placas continentales con la formación de una cordillera recibe el nombre de obducción. Éste es el caso del Himalaya, que se originó en el límite entre la placa indoaustraliana y la placa eurasiática. Otros ejemplos de cadenas montañosas formadas de esta manera son los Pirineos y los Alpes. Geología Página 24

25 C) LÍMITES TRANSFORMANTES O BORDES PASIVOS Además de dorsales y zonas de subducción, las placas litosféricas pueden tener un tercer tipo de margen en el que se produce un desplazamiento lateral de una placa con respecto a otra. En estos límites de placa no se crea ni se destruye litosfera, por lo que también se denominan bordes conservativos. La tensión entre las placas y el continuo roce hacen que en estas zonas se produzcan grandes fallas: son las fallas transformantes, como es el caso de la falla de San Andrés (California) en el límite entre la placa norteamericana y la región norte de la placa pacífica. Las fallas transformantes se caracterizan por una actividad sísmica de gran intensidad, debida a la gran cantidad de energía que libera el rozamiento entre las dos placas implicadas. ACTIVIDAD EN EL INTERIOR DE LAS PLACAS Además de los procesos geológicos que se producen en los límites de las placas, también existen manifestaciones de la dinámica interna que se dan en el interior de las placas litosféricas. Estos procesos geológicos se producen en los llamados puntos calientes y en las fracturas intraplaca. Los geólogos creen que un punto caliente tiene su origen en una anomalía térmica en el límite núcleo-manto, que produce el ascenso de una pluma térmica de materiales muy calientes, sólidos pero muy plásticos, a través del manto y hacia la litosfera. Cuando este chorro de material ascendente alcanza la litosfera se funde y provoca la fusión de las rocas de la región, formando magmas. Si las rocas fundidas atraviesan la litosfera oceánica aparecen islas volcánicas. Debido a que el punto caliente está fijo y sobre él se mueve la Geología Página 25

26 placa litosférica, el resultado es la formación de un archipiélago lineal. Las islas más antiguas, que ya están lejos del punto caliente, no tienen volcanes activos. Por el contrario, las más jóvenes, más próximas al punto caliente presentan un vulcanismo activo. Un ejemplo de este tipo de archipiélagos son las islas Hawai. Por otra parte, en el interior de las placas litosféricas pueden aparecen fracturas a través de las cuales puede salir material magmático y dar lugar a fenómenos volcánicos. Éste es el caso de las islas Canarias y de las islas de Cabo Verde, que se han formado a partir de grietas en el interior de la parte oceánica de la placa africana. EL MOTOR DE LAS PLACAS LITOSFÉRICAS. Actualmente, el movimiento de las placas litosféricas se explica por las corrientes de convección del manto y el tirón de las zonas de subducción. Las ramas ascendentes de las corrientes de convección se deben al ascenso de penachos térmicos (material caliente y fundido) desde la base del manto. Estos penachos térmicos suben hasta la litosfera dando lugar a las dorsales. Las ramas descendentes coinciden con las zonas de subducción, cerrando de esta manera las corrientes cíclicas. En cuanto al tirón de las zonas de subducción, los estudios más recientes apuntan a que una vez iniciada la subducción en las fosas oceánicas, el peso de la placa que se está hundiendo arrastraría tras de sí al resto de la misma. Geología Página 26

27 EL CICLO DE WILSON La fragmentación y el reagrupamiento de los continentes (Pangea) a lo largo del tiempo serían las fases principales de un ciclo, conocido como ciclo de Wilson, que, según algunas hipótesis, se repetiría cada 400 o 500 millones de años y habría tenido lugar varias veces a lo largo de la historia de Tierra. El último de estos ciclos comenzó hace 250 millones de años, cuando los continentes actuales estaban unidos formando un supercontinente, la Pangea. Para comprender la fragmentación de la Pangea hay que tener en cuenta que la litosfera continental es más gruesa que la oceánica y no dispone de zonas, como las dorsales, a través de las cuales evacuar el calor del interior terrestre. Un supercontinente funciona como una enorme manta que dificulta la salida del calor interno de la Tierra. La acumulación de calor bajo el supercontinente hace que se eleven determinados lugares y se produzca un abultamiento que recibe el nombre de domo térmico. En esta zona se producen fracturas (fallas) y el consiguiente hudimiento de la zona dando origen a un surco denominado fosa tectónica o rift continental, como es el caso del Rift Valley Africano. El Rift Valley Africano es un amplio valle de unos Km. de longitud y hasta 60 Km. de anchura situado en la parte oriental del continente africano, donde se encuentran los grandes lagos y los volcanes situados alrededor de ellos. Esta zona se considera prolongación del rift continental que hace unos 10 millones de años se formó entre la península arábiga y el continente africano y que determinó la apertura del mar Rojo. Con el paso del tiempo el Rift Valley Africano seguirá ensanchándose, originando un mar estrecho que se unirá al Mar Rojo. El continente africano quedará fragmentado. Geología Página 27

28 La siguiente etapa, y como consecuencia del progresivo ensanchamiento del mar estrecho, será la formación de un océano con una dorsal en su centro y los continentes seguirán separándose. Dado que los continentes se mueven sobre una superficie esférica, se hace inevitable que los continentes a la deriva choquen entre sí y formen una nueva Pangea, con lo que se completaría el ciclo. Si bien existe un acuerdo mayoritario acerca de que a lo largo de la historia de la Tierra se han producido numerosas uniones y divisiones continentales, no todos los científicos admiten que este proceso haya ocurrido siguiendo ciclos regulares, ni que los supercontinentes hayan sido en todos los casos Pangeas que integrasen todos los continentes Resumen de las etapas del ciclo de Wilson. 1. Formación de un domo térmico. El calor acumulado debajo del continente provoca una dilatación de los materiales y un abombamiento 2. Aparece una fosa tectónica con un surco central o rift continental (Ejemplo, Rift Africano) 3. Etapa de mar estrecho. El continente se fragmenta y se forma un mar entre ellos con una pequeña dorsal (Ejemplo, Mar Rojo) 4. Etapa de océano. La separación prosigue y la extensión del nuevo océano, con una dorsal en su centro, aumenta considerablemente (Ejemplo, océano Atlántico). 5. El movimiento de los continentes terminará uniéndolos en una nueva Pangea Geología Página 28

29 DISTRIBUCIÓN DE VOLCANES Y TERREMOTOS En líneas generales, las áreas de mayor actividad volcánica y sísmica coinciden con el límite de las placas litosféricas. Se pueden distinguir tres grandes zonas activas: a. Círculo cincumpacífico, llamado también "el cinturón de fuego del Pacífico", que se extiende alrededor de este océano, afectando a las costas de Asia, Oceanía y América. En esta área se concentran las principales zonas de subducción del globo. b. La franja Azores-Himalaya, zona que va desde las islas Azores, pasando por el Mediterráneo y Oriente próximo hasta el norte de la India. c. Las dorsales mesoceánicas, sistema que recorre el globo y que constituyen los bordes de las placas divergentes. También podemos encontrar fenómenos volcánicos asociados a puntos calientes y fracturas intraplaca, como el caso de las islas Hawai y las islas Canarias respectivamente. ISOSTASIA Los movimientos isostáticos son los movimientos verticales que experimentan las masas continentales. Geología Página 29

30 Entre las masas continentales y el manto se establece un equilibrio de flotación que recibe el nombre de equilibrio isiostático. El fenómeno es semejante al de una serie de bloques de madera de distinto grosor sobre el agua: los bloques más gruesos sobresalen más por encima de la superficie y tienen porciones más grandes bajo el agua que los bloques más delgados. El fenómeno de la isostasia explica los movimientos verticales de los continentes a lo largo del tiempo. De esta manera se puede explicar que durante las glaciaciones, como las del cuaternario, las grandes masas de hielo acumuladas sobre el norte de Europa y América produjeran un proceso de hundimiento, mientras que en los periodos de deshielo estas mismas masas continentales se eleven, como ocurre en la actualidad en la península escandinava, que se eleva varios milímetros cada año. El fenómeno de la isostasia también explica por qué las cordilleras más elevadas presentan raíces más profundas que las de menor altura. Cuando las montañas son jóvenes, la corteza continental es más gruesa, y a medida que la erosión reduce la altura de las montañas, se produce un ajuste isostático y la corteza se adelgaza y se eleva en respuesta a la reducción de la carga. BASES DE LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS. La teoría de la tectónica de placas se basa en los siguientes estudios y observaciones: Correspondencia de los bordes continentales. Hay una gran semejanza entre las costas de continentes separados por un océano, como África y América del Sur. La correspondencia es aún mayor si se consideran las plataformas continentales (zonas continentales cubiertas por el mar) que son los límites reales de los continentes. Geología Página 30

31 Pruebas paleontológicas. La distribución de fósiles de plantas y animales idénticos en continentes hoy separados es otra prueba de la deriva de los continentes. Por ejemplo, los restos fósiles del reptil Mesosaurus se encuentran en África del Sur y América del Sur, siendo muy improbable que hubiesen evolucionado separadamente y al mismo tiempo en los dos continentes. La edad del suelo oceánico. El análisis de muestras de rocas del suelo oceánico revela que la corteza oceánica es relativamente joven comparada con la de los continentes. Las rocas oceánicas más viejas tienen menos de 200 millones de años. Por el contrario, la edad de la corteza continental se ha establecido en millones de años. El suelo de los océanos es muy joven en la zona de las dorsales, y viejo junto a los continentes. La edad de la corteza oceánica aumenta a medida que nos alejamos de la dorsal. La ausencia de rocas con edades superiores a los 200 millones de años sugiere que toda la corteza oceánica es sistemáticamente destruida. Esto significa que la Tierra tiene una corteza oceánica que se renueva constantemente, creándose en las dorsales y destruyéndose en las fosas oceánicas. Paleomagnetismo del suelo oceánico. El componente básico de la corteza oceánica es basalto. El basalto es una roca volcánica que contiene pequeños cristales de magnetita. Cuando esta roca comienza a solidificarse, dichos cristales, funcionando como pequeñas brújulas, se orientan en la misma dirección y sentido del campo magnético terrestre. Al completarse la solidificación el campo magnético queda grabado en la roca. El estudio del fondo oceánico revela que existen a ambos lados de las dorsales bandas simétricas de basalto con cristales de magnetita que presentan la misma orientación, lo cual indica que se formaron al mismo tiempo. (La posición de los polos magnéticos terrestres cambia a intervalos irregulares que van de a millones de años) (ver imagen del tema anterior) Geología Página 31

32 ANTECEDENTES HISTÓRICOS DE LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS La tectónica de placas tiene su origen en dos teorías que le precedieron: la teoría de la deriva continental y la teoría de la expansión del fondo oceánico. La primera fue propuesta por Alfred Wegener a principios del siglo XX y pretendía explicar el intrigante hecho de que los contornos de los continentes ensamblan entre sí como un rompecabezas y que éstos tienen historias geológicas comunes. Esto sugiere que los continentes estuvieron unidos en el pasado formando un supercontinente llamado Pangea (en griego significa "todas las tierras") que se fragmentó durante el período Jurásico, originando los continentes actuales. Esta teoría fue recibida con escepticismo y finalmente rechazada. La teoría de expansión del fondo oceánico fue propuesta hacia la mitad del siglo XX y está sustentada en observaciones geológicas y geofísicas que indican que las cordilleras mesooceánicas funcionan como centros donde se genera nuevo piso oceánico conforme los continentes se alejan entre sí. Esto fue propuesto por John Wilson. La teoría de la tectónica de placas fue forjada principalmente entre los años 50 y 60 y se le considera la gran teoría unificadora de las Ciencias de la Tierra, ya que explica una gran cantidad de observaciones geológicas y geofísicas de una manera coherente y elegante. A diferencia de otras ramas de las ciencias, su concepción no se le atribuye a una sola persona como es el caso de Isaac Newton o Charles Darwin. Fue producto de la colaboración internacional y del esfuerzo de talentosos geólogos, geofísicos y sismólogos, que poco a poco fueron aportando información acerca de la estructura de los continentes, las cuencas oceánicas y el interior de la Tierra. EJERCICIOS 1.- Que entiendes por placa litosférica? 2.- Donde se crea corteza oceánica? Donde se destruye? 3.- Que fenómeno es responsable del movimiento de las placas? Represéntalo en un esquema. 4.- Como se puede explicar la actividad volcánica de Islandia? 5.- Indica el movimiento relativo de las siguientes placas y el nombre de la dorsal o fosa que forman en su desplazamiento. a) Placa Sudamericana y Placa de Nazca b) Placa Africana y Placa Sudamericana c) Placa Pacífica y Placa de Nazca d) Placa de Filipinas y Placa Pacífica Geología Página 32

33 6.- Por qué la zona de los Andes es inestable desde el punto de vista geológico? 7.- Como se formó el Himalaya? 8.- Como es el movimiento de las Placas Norteamericana y Pacífica en la zona de California? Cual es la consecuencia de este movimiento? 9.- De las rocas que forman el fondo del Océano Atlántico Cuáles crees que son más antiguas, las que están más cerca de la Dorsal o las que están más alejadas de ella? Por qué? 10.- Observa el mapa de las placas tectónicas y señala lugares de la litosfera terrestre en donde: a. Dos placas mixtas se alejen b. Dos placas colisionen c. Dos placas oceánicas se alejen d. Una placa oceánica se hunda bajo una placa mixta 11.- Durante la última glaciación la península escandinava soportó el peso de una gruesa capa de hielo de varios kilómetros de espesor. Esta península, que se eleva a razón de varios milímetros cada año, se encuentra varios metros por debajo de su nivel teórico de equilibrio isostático. a) Por qué la península escandinava está hundida? b) A qué se debe su continua elevación? 12.- Dibuja un esquema de la propagación de las ondas P y S en el interior de la tierra. Razona la respuesta Explica cómo se movería una silla bajo la acción de las ondas L y R. 14. Teniendo en cuenta el fenómeno de la isostasia, explica que ocurrirá (ascenso o descenso) en los siguientes casos, si en una parte de un continente: Se acumula gran cantidad de sedimentos Surge un volcán que crece miles de metros Se forma un espeso casquete de hielo Se erosiona un espeso grosor de rocas 15. Explica la diferencia que existe entre la litosfera y la corteza terrestre. 16. Busca en un mapa tres arcos de islas volcánicas con sus fosas adyacentes. 17. Por qué aumenta el espesor de los sedimentos conforme nos alejamos de la dorsal? 18. Explica cómo se formó el océano Atlántico. El océano Atlántico cada vez es más extenso, al contrario de lo que sucede con el Pacífico. Sabrías explicar por qué? 19. Indica si son continentales, oceánicas o mixtas cada una de las siete grandes placas litosféricas. Geología Página 33

34 30. Qué consecuencias tiene la subducción bajo la litosfera oceánica y bajo la litosfera continental? 31. Busca los nombres de los principales lagos y volcanes del Rift Africano, 32. Geología Página 34

35 TEMA 13.- LOS PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS. MAGMATISMO, METAMORFISMO Y TECTÓNICA MAGMATISMO En determinadas zonas de la corteza terrestre y parte superior del manto (entre los 10 y los 200 km de profundidad), las rocas están sometidas a unas condiciones de presión y temperatura que hacen que se encuentren fundidas formando un líquido espeso incandescente denominado magma. Además de la fracción líquida, el magma contiene una fracción sólida y una proporción variable de gases disueltos (vapor de agua y CO 2 principalmente). La fracción sólida está formada por restos de las rocas originales sin fundir y por cristales que han comenzado a formarse en el interior del líquido (se entiende por cristales o estructura cristalina aquella que presenta una disposición ordenada de los átomos, lo que da como resultado el desarrollo de superficies planas o caras). Factores que influyen en el magmatismo La formación de un magma mediante la fusión de una roca sólida es un proceso que está determinado por los siguientes factores: La temperatura.- Un aumento de temperatura favorece la formación de magma La presión.- La fusión de las rocas depende también de la presión. Una presión alta dificulta la fusión, de manera que una masa rocosa que asciende, al ver disminuida la presión a la que está sometida, tendrá más tendencia a la fusión y formación de magma. La presencia de agua.- El agua facilita la formación del magma debido a que en los entornos de gran presión y temperatura, las moléculas de agua están ionizadas en forma de OH - y H +. Estos iones interfieren los enlaces químicos de los minerales y facilitan la fusión. La composición de la roca.- Las rocas que forman la corteza y el manto están formadas por diversos minerales, cada uno de los cuales tiene un punto de fusión diferente. Lugares de formación del magma La formación del magma está relacionada con los límites de las placas litosféricas y algunos puntos intraplaca, lejos de dichos límites. Geología Página 35

36 Magmatismo de los límites de placas El magmatismo de los bordes de placas tiene lugar en los límites constructivos, asociados a las dorsales (más del 80% del magma que llega a la superficie) y en los límites destructivos, asociados a las zonas de subducción. En las dorsales tiene lugar la separación de dos placas litosféricas. Esta separación produce una descompresión que favorece la fusión de los materiales del manto. En las zonas de subducción, donde una placa de litosfera oceánica se hunde bajo otra placa litosférica, se generan magmas que resultan de la fusión parcial de material del manto y de la corteza. La litosfera oceánica que se hunde arrastra sedimentos marinos hidratados. Como se ha dicho anteriormente el agua favorece la fusión de las rocas. Magmatismo intraplaca oceánico o continental El magmatismo intraplaca se produce en los puntos calientes de la Tierra. Los puntos calientes representan anomalías térmicas profundas, y en ellos se da el ascenso de material caliente, que se denomina pluma térmica o penacho térmico. Los penachos térmicos tienen un origen profundo, se originan en la capa D", en el límite núcleo-manto. Ejemplos de magmatismo intraplaca oceánica son los magmas que originaron las islas Hawai. Ejemplos de magmatismo intraplaca continental son los magmas que originaron el parque nacional de Yellowstone en los Estados Unidos. ROCAS MAGMÁTICAS El magma se origina generalmente en forma de gotas dispersas en el seno de la roca sólida. Posteriormente estas gotas se reúnen formando otras mayores que tienden a ascender y acumularse. Esto puede originar finalmente un gran volumen de magma, que compone una cámara magmática. La roca que engloba a la cámara magmática recibe el nombre de roca encajante. Una vez formado, el magma tiene las propiedades de un líquido caliente, con menor densidad que la de las rocas a su alrededor y por tanto tiende a subir hacia la superficie, en forma de grandes bolsas o a través de fracturas. Al bajar su temperatura, el magma se solidifica formando rocas magmáticas o ígneas (del griego, fuego). Las rocas magmáticas son las más abundantes en la corteza terrestre (constituyen el 80% de su masa). Las rocas magmáticas se pueden clasificar según diversos criterios como son el lugar de enfriamiento, la textura o la composición química. Geología Página 36

37 Clasificación de las rocas magmáticas según su lugar de formación: Dependiendo del lugar de enfriamiento y consolidación, las rocas magmáticas se clasifican en plutónicas, volcánicas y filonianas. Rocas plutónicas. Las rocas plutónicas se forman por enfriamiento lento en el interior de la Tierra a medida que la masa magmática asciende hacia la superficie.. En las rocas plutónicas, el enfriamiento lento del magma permite la formación de grandes cristales, característicos de este tipo de rocas. Las principales rocas plutónicas son el granito, la sienita y el gabro. El granito está formado por cuarzo, feldespato y mica. La sienita y el gabro tienen características similares a las del granito y presentan un color rosado y oscuro respectivamente. Los emplazamientos de las rocas plutónicas reciben distintos nombres según la forma y el tamaño de la masa de magma de la que proceden: batolito (masa plutónica de grandes dimensiones) y lacolito (de menor tamaño y con frecuencia entre estratos sedimentarios). Rocas volcánicas. Las rocas volcánicas se forman por enfriamiento rápido del magma arrojado por los volcanes. Debido al enfriamiento brusco en la superficie terrestre, las rocas volcánicas suelen presentar cristales pequeños incluidos en una masa vítrea (vítreo = sin cristalizar, o sea, los átomos no están ordenados). En casos de enfriamiento muy rápido no se forman cristales, sino una pasta homogénea llamada vidrio volcánico, como la obsidiana. Por otra parte, las rocas volcánicas pueden presentar huecos debido a que han experimentado una desgasificación durante su enfriamiento, como es el caso de la pumita o piedra pómez, que tiene una densidad tan baja que la roca flota en el agua. La roca volcánica más abundante es el basalto. Geología Página 37

38 Rocas filonianas. Son rocas que se forman por el enfriamiento del magma en grietas de la roca encajante denominadas diques o filones. La textura típica de las rocas filonianas es la textura porfídica, que presenta cristales grandes rodeados de cristales pequeños. En estos filones se pueden encontrar minerales de gran interés económico de los que se obtiene hierro, plomo, mercurio Clasificación de las rocas magmáticas según su textura: Textura cristalina.- La roca está formada por un mosaico de cristales apreciables a simple vista. Se da en las rocas plutónicas, como el granito. Textura porfídica.- La roca está formada por grandes cristales rodeados de otros más pequeños. Es típica de rocas filonianas. Textura microcristalina.- Los cristales no se aprecian a simple vista pero sí al microscopio petrográfico. Se presenta en rocas volcánicas como el basalto. Textura vítrea.- No se aprecian cristales, ni a simple vista ni al microscopio. La roca es una masa de vidrio. Solo se presenta en rocas volcánicas, como la obsidiana. Textura vacuolar.- La roca presenta burbujas, apreciables a simple vista o al microscopio. Se presenta en rocas volcánicas como la pumita. METAMORFISMO Y ROCAS METAMÓRFICAS Las rocas, cualquiera que sea su origen sedimentario, ígneo o metamórfico- después de su formación, pueden quedar sometidas a nuevas condiciones de presión y/o temperatura. Como consecuencia de ello, se producen cambios en los minerales que las forman, que recristalizan, dando origen a las rocas metamórficas. Estas transformaciones, que reciben el nombre de metamorfismo, se producen en estado sólido, sin que la roca llegue a fundir. En función de los factores (presión y/o temperatura) que intervienen en el proceso metamórfico, se distinguen dos tipos de metamorfismo: el regional y el de contacto. Metamorfismo regional El metamorfismo regional se debe a la acción conjunta de la presión y la temperatura. Se localiza en las áreas de convergencia de dos placas litosféricas dando lugar a cordilleras. Estas rocas contienen minerales que forman cristales planos orientados perpendicularmente a la dirección de la presión que han soportado. Como consecuencia, presentan estructura en láminas o estructura foliar que se puede apreciar a simple vista. Las principales rocas metamórficas con estructura foliar son: Pizarras, resultantes de un metamorfismo regional de grado bajo a partir de rocas arcillosas. Las pizarras se rompen fácilmente en lajas con superficies lisas que se utilizan para cubrir tejados Geología Página 38