Geología y Morfología del Terreno* 1º Curso I.T.O.P. UNIDAD: 1 GEOLOGÍA DE LA TIERRA Profesor: Francisco Padilla Curso 2009-2010 Universidad de A Coruña
El Ciclo de Las Rocas
Representación de La Tierra
Origen de La Tierra
Movimientos de La Tierra
La Atmósfera
El Ciclo del Agua La Hidrosfera
La Escala del Tiempo Geológico
El Interior de La Tierra
Partes de La Tierra Corteza: Oceánica Delgada: 10 km Estratifrafía uniforme = serie ofiolítica: Sedimentos Basalto pillow diques Gabro masivo ultramáficas (manto) Continental Espesa: 20-90 km media ~35 km Composition variable Media ~ granodiorita Manto: Peridotita (ultramáfico) Superior, hasta 410 km (olivino spinela) Capa de baja velocidad 60-220 km Zona de Transition aumento rápido de la velocidad 660 km spinela tipo perovskite Si IV Si VI Inferior la velocidad aumenta gradualmente Núcleo: Fe-Ni metálico Corteza Manto Núcleo 60 Manto superior 220 Zona de Transición 410 660 Manto Inferior Núcleo Externo (liquido) 5145 6370 Profundidad (km) 2898 Núcleo Interno (sólido) Núcleo externo es líquido No ondas-s Núceo interno es sólido
Estructura externa de La Tierra La idea básica es que la corteza continental es predominantemente granítica y tiene un grosor mayor que la oceánica, que está formada por basalto y gabro. La litosfera está formada por la corteza y parte del manto superior. Bajo la litosfera se encuentra la astenosfera, que también forma parte del manto superior y que tiene cierta plasticidad. La litosfera es pues una capa formada por la corteza y parte del manto superior, que se encuentra fragmentada en grandes fragmentos o placas que se pueden desplazar horizontalmente deslizándose sobre la astenosfera. Esta es una capa que se encuentra bajo la litosfera y se halla en un estado próximo a la fusión, lo que la dota de la suficiente plasticidad como para permitir los movimientos de la litosfera. Las placas litosféricas son unas losas de roca cuya extensión puede variar entre unos miles de kilómetros cuadrados y el tamaño de, por ejemplo, todo el continente eurasiático incluyendo parte del suelo del Océano Atlántico, digamos unos 60 millones de kilómetros cuadrados, con un espesor medio de unos 150 km y con una densidad de entre 2.7 gr/cm 3 y 3.0 gr/ 3. Hacia el interior de la tierra, la temperatura aumenta progresivamente unos 30º C por cada kilómetro de profundidad, lo que se conoce como gradiente geotérmico medio. Aunque este gradiente no se mantiene constante sino que se va suavizando en la astenosfera, a unos 150 km de profundidad, donde se superan los mil grados de temperatura, suficientes para fundir la mayor parte de las rocas, como el granito o el basalto, por lo que sería razonable pensar que la astenosfera es una capa de roca fundida sobre el que flota la litosfera. Lo cierto es que a esa profundidad, la presión litostática, debida al peso de los 150 km de roca suprayacentes, es de unas 50.000 atmósferas (50 kilobares). Las moléculas que forman los minerales están tan firmemente sujetas que, ni siquiera con la energía térmica que las lleva a los mil grados de temperatura, llegan las rocas a estar líquidas, sino que se encuentran en un estado de fusión incipiente, más o menos como un asfalto de mala calidad en un día caluroso; suficiente para permitir que la litosfera se deslice, siempre que cuente con una fuerza capaz de vencer el rozamiento y la viscosidad de la astenosfera. Si actualmente se producen corrientes de convección que mueven las placas litosféricas es porque la diferencia de temperatura entre la superficie del núcleo y la base de la litosfera es de casi tres mil grados. Los estudios de precisión de la velocidad de las ondas sísmicas en el interior de la tierra, nos han facilitado imágenes sorprendentes del interior del manto, y en ellas aparecen las corrientes de convección: columnas de material más caliente que el resto, a las que se ha llamado penachos o plumas térmicas, que ascienden desde la superficie del núcleo hasta la base de la litosfera. El término penacho trata de evocar una corriente fluida que asciende verticalmente como una columna de humo o, en este caso, de roca fundida. Litosfera continental y oceánica Hay dos tipos distintos de corteza, la oceánica y la continental. La corteza oceánica está formada principalmente por dos tipos de rocas: basalto (volcánica) y gabro (plutónica). Ambas son negras y densas, y están formadas principalmente por feldespatos, piroxenos y olivino.
La corteza continental contiene granito y andesita, la primera es una roca plutónica rica en cuarzo y la segunda es volcánica. También abundan en las zonas superficiales las rocas metamórficas y las sedimentarias. La litosfera, como quedó dicho, comprende la corteza y parte del manto superior. Este está formado por peridotita, roca compuesta principalmente por olivino, un silicato de hierro y magnesio. Como las placas están formadas por litosfera, se habla normalmente de litosfera oceánica y litosfera continental, aunque ambas se diferencian realmente en la composición de su corteza. La litosfera oceánica se forma en las dorsales oceánicas, zonas donde está fisurada, adelgazada y hundida. Su menor espesor hace que la astenosfera, al soportar menos presión litostática, experimente una fusión parcial; recordemos que era precisamente la presión lo que impedía a las rocas fundirse. Este inicio de fusión origina magmas que ascienden y salen al exterior por las fracturas en forma de coladas de lava basáltica, originando corteza oceánica. El espesor medio de la litosfera oceánica es de unos 30 km, de los cuales entre 7 y 10 km son de corteza. La litosfera continental tiene un espesor de unos 150 km; entre 30 y 70 son de corteza, y su origen es algo más complejo: el granito, su componente más característico, se forma por un proceso de diferenciación magmática, que es algo parecido a obtener un destilado, formado por los minerales más fácilmente fusibles, de un magma inicial. Por otro lado, cuando las placas colisionan entre sí, los sedimentos que se encontraban entre ambas resultan metamorfizados y aplastados contra ellas, y pasan a formar la parte metamórfica y sedimentara de los continentes.
El flujo de calor
El Gradiente de Presión 0 Presión (GPa) 10 20 30 40 1000 Manto: P aumenta = ρgh Casi linear en el manto ~ 30 MPa/km Núcleo: P aumenta más por aleaciones más densas Profundidad (km) 2000 3000 4000 5000 Manto Núcleo Variación de la Presión con la profundidad. Dziewonski and Anderson (1981). Phys. Earth Planet. Int., 25, 297-356. Elsevier Science. 6000
Sismicidad
Corteza Mohorovicic Repetti Velocidad (km/sec) 0 5 10 1000 Litosfera Astenosfera Manto 2000 Ondas S Ondas P Mesosfera Gutenbert 3000 Núcleo Externo Profundidad (km) 4000 Líquido Wiechert 5000 Núcleo Interno 6000 Ondas S Sólido
El Geoide Gravimetría
Airy Pratt
Magnetismo
Tectónica de placas
Teoría de la Tectónica de Placas Subducción y obducción La litosfera oceánica, con sus 3.0 g/cm 3, es algo más densa que la continental que alcanza los 2.7 gr/ cm 3. Esta diferencia es pequeña pero significativa, porque la litosfera continental no puede hundirse en el manto, pero la oceánica sí. Por eso, cuando una placa oceánica y otra continental colisionan o se empujan, tarde o temprano la oceánica acaba por subducir bajo la continental, la cual recibe el nombre de placa cabalgante. La subducción es un proceso que, una vez comenzado, resulta difícil de parar. A la placa oceánica le cuesta comenzar a hundirse en el manto, pero una vez que lo consigue, el proceso se mantiene solo. Posiblemente la entrada de la masa fría reorganiza la convección en el manto y estabiliza el proceso, además de que la placa al hundirse aumenta su densidad y empieza a tirar hacia abajo, como un barco que se llena de agua. En la superficie, el proceso se manifiesta con una intensa actividad símica, ya que la placa se introduce en el manto a empujones y aplasta contra el continente todo lo que lleva a cuestas: antiguos volcanes submarinos, sedimentos e islas volcánicas, algunas con sus arrecifes de coral incluidos. La placa continental, mientras tanto, responde a esta compresión arrugándose: su borde es empujado hacia el interior y la litosfera resulta engrosada a la vez que se acorta en la dirección del empuje dando lugar a un orógeno, o cadena de montañas. El relieve presenta actividad volcánica, porque el gradiente geotérmico y el rozamiento en profundidad de la placa subducente producen mucho calor; el incremento de temperatura resultante favorece la formación de magmas que ascienden y dan lugar a fenómenos volcánicos en la superficie. Estos volcanes son a veces la única pista que queda de una zona de subducción ya desaparecida. Tal podría ser el significado de la zona volcánica situada en la
provincia de Huelva y en el sur de Portugal que dio lugar a los yacimientos minerales que se explotan en Río Tinto (Huelva): aunque la zona de subducción desapareció hace millones de años, queda su huella. La placa oceánica continúa subduciendo hasta que, adherido a ella, llega un continente que, debido a su poca densidad, es incapaz hundirse en el manto: se introduce bajo la placa cabalgante, pero de ahí no pasa. El empuje impulsa el conjunto hacia arriba, por el principio de Arquímedes, en busca de su equilibrio (lo que en geología se denomina isostasia) y la subducción se detiene. La colisión de dos placas continentales da lugar a un orógeno de colisión, el cual contiene materiales comprimidos y fuertemente plegados que proceden de los sedimentos de ambas placas. El levantamiento isostático acelera la erosión del orógeno. La colisión de dos placas continentales es un fenómeno lento pero extraordinariamente potente y violento. Los sedimentos atrapados entre ambas placas son intensamente deformados y metamorfizados, formando cabalgamientos que se apilan unos sobre otros, lo que origina una estructura aparentemente caótica e indescifrable. Sin embargo, se puede leer la historia escrita en esa estructura y de reconstruir, al menos en gran parte, la disposición que tenían los materiales antes de deformarse, así como su origen, la dirección y la intensidad de los esfuerzos, y otras muchas cosas. En algunos casos un fragmento de litosfera oceánica en vez de subducir queda sobre el continente, incrustado en el orógeno que se forma en la colisión. Este proceso recibe el nombre de obducción. El fragmento de litosfera oceánica obducida da lugar, lógicamente, a un afloramiento de peridotita, basaltos y gabros, que son los componentes de la litosfera oceánica. Este conjunto de materiales, que queda englobado en el orógeno y que es deformado por él, recibe el nombre de ofiolita. Los fragmentos abducidos de litosfera oceánica originan pues afloramientos de ofiolitas. De esta forma, cuando en un continente se encuentran tales afloramientos de rocas, existe una sospecha fundada de que allí tuvo lugar la colisión de dos placas continentales y el cierre del océano que existía entre ambas, aunque ya no quede rastro del orógeno ni del océano. Las rocas que se interpretan como ofiolitas en Galicia y en Huelva podrían tener el significado anteriormente mencionado. Otro asunto es dibujar con precisión sobre el mapa una zona de subducción que dejó de funcionar hace millones de años y cuyas huellas han sido deformadas y erosionadas varias veces.
Los resultados de la colisión entre dos placas continentales son en resumidas cuentas los siguientes: Las dos placas han quedado incrustadas y montadas una sobre la otra; En la zona de colisión se ha producido una intensa deformación de los materiales dando lugar a un orógeno o cordillera de montañas; La litosfera continental ha duplicado prácticamente su grosor; El empuje isostático hace que el relieve recién formado gane altura rápidamente. El Himalaya, los Alpes, los Pirineos, las cordilleras Béticas y muchas otras cadenas montañosas en el planeta, se ajustan a este modelo. Acreción oceánica y continental Como se ha indicado, la litosfera oceánica se crea en las dorsales oceánicas, fenómeno que se distingue con el nombre de acreción oceánica. Por otro lado, se sabe que se destruye en las zonas de subducción, en su descenso bajo la superficie de la tierra hacia el interior de la astenosfera. Por el contrario, la litosfera continental no se destruye, permanece para siempre a flote en la superficie terrestre. Aunque también los continentes tiendan a crecer, fenómeno que se denomina como acreción continental. No obstante, los continentes sí que son erosionados por los agentes geológicos como los ríos, los glaciares, las aguas salvajes o el oleaje y, la mayoría de los materiales así arrancados, tarde o temprano acaban en el mar que rodea el continente. Una vez en el mar, suelen depositarse en la plataforma continental, y allí pueden permanecer durante millones de años, sobre todo si se trata de una plataforma estable, pero con frecuencia son arrastrados por las corrientes hacia mar adentro y acaban cayendo por el talud continental hasta el fondo oceánico. Estos depósitos forman una primera etapa del crecimiento de los continentes en forma de prismas adosados a su talud, que podemos llamar etapa de acreción sedimentaria. Si el margen del continente es estable, los sedimentos permanecen allí, pero si comienza la subducción, entonces los sedimentos son empujados contra el continente, se incrustan contra el talud, sufren un metamorfismo de alta presión y quedan definitivamente adosados a la litosfera continental que, de esta forma, ha visto incrementada su extensión. Esta etapa podemos llamarla de acreción tectónica. Si la subducción trae hasta este continente otra placa continental y acaban colisionando, el orógeno resultante contendrá los sedimentos que había entre ambas, es decir, sus respectivos prismas sedimentarios, tal vez metamorfizados. Al estudiar el orógeno, no resulta extraño por lo tanto, encontrar mezclados materiales que se formaron en lugares diferentes del mundo; son los sedimentos que cada placa traía al pie de su talud o en el borde de su plataforma, y que se encontraron en el centro mismo de la colisión. La acreción sedimentaria, la acreción tectónica y la colisión de placas son procesos que contribuyen a la acreción continental y que van pues aumentando la extensión de las placas continentales. Rotura de un continente: rifting Los penachos térmicos son las corrientes de convección que se forman en la superficie del núcleo terrestre, a 2.900 km de profundidad, y que ascienden atravesando el manto como
columnas de material viscoso a muy alta temperatura. Pueden detenerse a medio camino o pueden llegar hasta la base de la litosfera oceánica y originar un punto caliente en la superficie del planeta. Actualmente hay una docena de estos puntos calientes reconocidos: por ejemplo bajo las islas Azores, las Hawai o las Reunión. Como la litosfera oceánica es más bien delgada, el penacho térmico la perfora y origina focos volcánicos muy activos y localizados que son el origen de estas islas. Sin embargo, cuando el material caliente se encuentra bajo la litosfera continental, que es más gruesa, no le resulta tan fácil atravesarla; el calor se acumula bajo la placa y se produce un abombamiento. El flujo divergente del penacho térmico, que se abre como un paraguas bajo la litosfera, produce esfuerzos distensivos que acaban por romperla. Normalmente el agrietamiento de la litosfera continental produce un punto triple: tres fisuras que parten de un punto, delimitando tres ángulos de 120 grados más o menos, y en las que puede comenzar la emisión de lava. El material emitido no estaba inicialmente fundido debido a la gran presión en la base de la litosfera pero, al romperse esta y descender la presión, la astenosfera que está recalentada por el penacho térmico, sufre una fusión parcial y grandes cantidades de basalto salen a la superficie. El estado inicial de rotura de un continente se denomina rift, nombre tomado del Rift Valley, región que ocupa parte de Tanzania, Congo, Uganda y Kenya, en África oriental, donde está ocurriendo este proceso. La palabra rift significa hendidura, grieta, y también romper; por ello la fragmentación de un continente se llama en general rifting. La rotura se produce a lo largo de fallas de centenares de kilómetros de longitud, y los bloques delimitados por estas fracturas, en el contexto distensivo en que se encuentran, se desploman quedando basculados y unos más bajos que otros. Las primeras etapas de la apertura de un rift se caracterizan por una subsidencia heterogénea y un tanto desorganizada; las transgresiones y regresiones del mar en este contexto son muy rápidas. Cada transgresión origina un mar poco profundo pero que puede adentrarse mucho en el continente, cubriendo las zonas hundidas y rodeando las que han quedado levantadas. Tras cada regresión pueden quedar masas de agua marina abandonadas tierra adentro que, al evaporarse, originan depósitos de yesos y sales. El Triásico de la Cordillera Ibérica cuenta precisamente esa historia. En un rift que prospera, la inyección de magmas procedentes de la astenosfera empuja los fragmentos del continente y estos comienzan a separarse. Esta etapa recibe el nombre de drift (deriva, movimiento), haciendo referencia a que el continente ha dejado de comportarse como
una unidad y se ha convertido en dos (o más) placas con capacidad de desplazamiento relativo. Entre los fragmentos que se separan, los magmas basálticos extruidos por las fracturas van originando corteza oceánica, que se queda adosada a la litosfera continental. En la zona de contacto entre la litosfera continental y la litosfera oceánica reciente, hay una zona de transición formada por litosfera continental fracturada y adelgazada por el estiramiento a que ha estado sometida. Si el rift es invadido definitivamente por el mar, esta zona de transición forma la plataforma continental y el talud continental. La estructura formada por litosfera continental que, mediante una plataforma y un talud se continúa con litosfera oceánica, recibe el nombre de margen continental estable o pasivo. Actualmente la costa atlántica europea es un margen de este tipo. En la Cordillera Ibérica los sedimentos del Triásico se formaron durante una etapa de rifting generalizado. El Cretácico superior en cambio, está representado por unos sedimentos de plataforma continental que indican el intento de formación de un margen continental estable, cuy talud se encontraba en lo que ahora es la costa cantábrica y los Pirineos por el norte, a la altura de la costa mediterránea por el este, y en lo que ahora son la Béticas por el sur. El rift puede continuar evolucionando: una vez puestos en marcha los fragmentos del continente, al separarse producen más descompresión de la astenosfera, que continúa fundiéndose y aportando magmas a la superficie. A estas alturas la zona estára ocupada por un océano estrecho y profundo, como ocurre en el Mar Rojo que se encuentra en ese punto del proceso. La extensión del fondo oceánico es un proceso que se automantiene y que origina un nuevo océano, como el Atlántico, que está actualmente en pleno crecimiento. No siempre un rift llega a ser un océano. El proceso puede abortarse en cualquier momento y puede incluso invertirse si los fragmentos del continente son empujados por otras placas y se ven obligados a colisionar de nuevo. La poca litosfera oceánica que hubiera podido formarse es entonces subducida rápidamente. Hay varios ejemplos de rifts actuales que, por ahora, no han prosperado. Es fácil identificarlos, porque como son zonas deprimidas debido a la subsidencia, suelen estar marcados en el mapa por grandes ríos o por sistemas de lagos: el Nilo y sus lagos, el Rhin, el Lago Baikal en Rusia y otros, son ejemplos de rifts extensos y profundos. Salvando las distancias, en España tenemos también algunos rifts abortados, como la zona de Calatayud-Teruel por donde discurren los ríos Jilona y Alfambra, y su continuación hacia el sur por Valencia, Murcia y Almería, donde se encuentran los Espacios Naturales de Sorbas y del desierto de Tabernas. La Cordillera Ibérica, por su parte, es un ejemplo de rift cerrado tras un intento de apertura que llegó hasta la formación de una plataforma continental, aunque no llegó a desarrollar litosfera oceánica.
Bordes de Placas
Génesis ignea de las Placas Tectónicas 1. Dorsal medio-oceánica 2. Acreción Intracontinental 3. Arco de Islas 4. Margen Continental activo 5. Cuenca marginal 6. Puntos calientes 7. Actividad intracontinental kimberlitas, carbonatitas, anortositas... 5 3 1 6 4 7 2 200 Corteza 40? 600 Corteza Manto Manto sub- Magma??? La Tectónica de Placas y el Ciclo de las Rocas
Cenozoico Mesozoico
LAURASIA PANGEA Tethys GONDWANA Mesozoico Paleozoico Precámbrico GONDWANA