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Geología

1.- Métodos de estudio e interpretación de los datos Los terremotos son una de las manifestaciones de la energía del interior de la Tierra más estudiadas. De la

transmisión de las ondas sísmicas se ha aprendido a sacar conclusiones, en cuanto a la estructura interna de la Tierra

se refiere. Somos capaces, incluso, de producir nuestros propios terremotos que nos permiten auscultar la Tierra sin

necesidad de esperar uno natural.

Además, la observación de los diferentes tipos de meteoritos caídos en la Tierra, nos pueden dar una idea acerca de

su composición.

Existe un gran número de técnicas que facilitan información adicional. Entre las últimas aportaciones destacan, la

tomografía sísmica (proporciona información 3D de la distribución de velocidades de ondas en el interior) y GPS

(sistemas de posicionamiento global por satélite). Estos datos permiten detectar los movimientos de las masas

continentales de forma continua y en tiempo real (muy importante para predecir seísmos).

1.1. Los meteoritos

Tanto los meteoritos como la Tierra se forman a partir de la misma nebulosa y, más o menos, a la misma distancia de

su centro; por lo tanto, sus composiciones deben ser semejantes. Así, la composición en un 98% de una aleación de

hierro y níquel de un tipo de estos meteoritos, los sideritos, se hace coincidir con la del Núcleo terrestre, mientras

que la de las condritas (olivino y piroxeno), se piensa que es similar a la del Manto.

1.2. Ondas sísmicas

Los terremotos son vibraciones que atraviesan las rocas cuando éstas se fracturan y se propagan en forma de ondas.

Según se propaguen, por el interior de la roca o en la superficie, se denominan:

Ondas de volumen. Las distintas rocas son atravesadas de diferente manera según su naturaleza y estado.

Las vibraciones se transmiten formando frentes esféricos de ondas que dan lugar a ondas de volumen. Estas

pueden ser de dos tipos:

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o Ondas P (primarias). Son las más rápidas y las que llegan antes. La vibración se produce en el sentido

de avance de la onda.

o Ondas S (secundarias). Son más lentas, puesto que la vibración se produce en el sentido

perpendicular a la propagación de la onda.

Ondas de superficie. Cuando las ondas P y S llegan a la superficie se originan ondas superficiales (R y L) muy

similares a las que se forman en la superficie del agua de un recipiente al que le golpeamos un lateral. Los

daños causados por los terremotos y los maremotos son consecuencia de estas ondas de baja frecuencia y

gran longitud de onda. Desde el punto de vista de la estructura del interior de la Tierra no aportan

información.

2.- La estructura y la naturaleza fisicoquímica de la tierra Al analizar los datos de la velocidad de las ondas P y S que atraviesan el interior de la Tierra se obtuvo la siguiente

gráfica:

Teniendo en cuenta los cambios bruscos en la

velocidad de las ondas se establecen dos

discontinuidades, una más superficial, denominada

discontinuidad de Mohorovicic, que supone un gran

aumento en la velocidad de las ondas y, otra a los

2.900 km, denominada discontinuidad de

Gutenberg, no atravesada por las ondas S y que hace

disminuir la velocidad de las ondas P. Así, según

estos cambios de velocidad, se establecen una serie

de niveles: Corteza (A), Manto (B+C+D) y Núcleo

(E+F), separados los dos primeros por la

discontinuidad de Mohorovicic, y los dos últimos por

la de Gutenberg. Dentro del Manto se realizan más

divisiones atendiendo al incremento en la velocidad

de las ondas sísmicas (superior e inferior), y en el

Núcleo se diferencian: Núcleo externo (fundido) e

interno (sólido).

Desde el punto de vista de la tectónica de placas se utiliza también el término Litosfera (A+B) para referirse a la corteza más la parte del Manto superior, de profundidad variable y que se traslada solidariamente con ella.

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¿Y la Astenosfera? Los últimos estudios demuestran que la astenosfera no existe, puesto que la zona de baja

velocidad no es universal y, al parecer, las pequeñas zonas donde se encuentra un Manto más plástico, serían

debidas a restos de antiguas plumas.

Vista esquemática del interior de la Tierra.

1. Corteza continental 2. Corteza oceánica 3. Manto superior 4. Manto inferior 5. Núcleo externo 6. Núcleo interno

A. Discontinuidad de

Mohorovičić B. Discontinuidad de Gutenberg C. Discontinuidad de Lehmann

Estructura y propiedades del interior de la tierra

Profundidad (km) Niveles geoquímicos Discontinuidad Densidad Tª (ºC) ---0 – 70--- Corteza --Mohorovicic-- 2.7 – 3 0 35 – 660 Manto Superior 3.5 500 - 2000

---660 – 2890--- inferior ---Gutenberg--- 5.6 3000

2890 – 5100 Núcleo Externo 9.9 5000 – 6300

5100 – 6378 interno 13 6500

2.1.- Corteza

Es la capa más superficial y la menos densa, con una densidad media de 2,7 g/cm3 y una profundidad media de 30

kilómetros. Presenta una gran variabilidad, desde 5 km bajo los océanos, a los 70 km bajo las grandes cordilleras.

Aparentemente, es la más heterogénea, tal vez por ser la mejor conocida. Desde el punto de vista composicional y

genético se presentan dos variedades bien definidas: Corteza oceánica y Corteza continental.

Corteza oceánica: 0-10 kilómetros. Es más densa y más delgada que la corteza continental, y muestra

edades que, en ningún caso, superan los 180 millones de años. Se encuentra en su mayor parte bajo los

océanos y manifiesta un origen volcánico. Se forma continuamente en las dorsales oceánicas y, más tarde, es

recubierta por sedimentos marinos. Presenta una estructura en capas.

Corteza Continental: 0-70 kilómetros. Menos densa y más gruesa que la Corteza Oceánica. Se encuentra en

las tierras emergidas y plataformas continentales. Muestra edades mucho más antiguas que la Corteza

Oceánica, pudiendo encontrarse rocas que se formaron hace 4000 millones de años. Las rocas más antiguas

tienden a presentarse en el interior de los continentes y a ser rodeadas por otras más modernas, siendo el

aspecto de esta Corteza un continuo parcheo de todo tipo de rocas. La Corteza Continental, a diferencia de

la Oceánica, no ofrece ninguna estructura definida. Su origen está en sucesivos procesos de colisión

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continental. En la base de la Corteza Continental aparece un nivel más plástico, causado por la

deshidratación de ciertos minerales, lo que unido a su menor densidad, evita su posible subducción.

En la interfase de ambas tipos de Corteza, se halla la Corteza transicional que se presenta como una Corteza

continental adelgazada por fallas normales. Aparecen, además, intercalaciones de rocas volcánicas antes de

llegar a la corteza oceánica. Se manifiesta recubierta por sedimentos de plataforma continental. Su origen

está en el comienzo del proceso de ruptura continental, correspondiéndose con uno de los laterales del

antiguo valle de Rift. Debido a su baja actividad tectónica, frente a las zonas de subducción, también recibe

el nombre de margen continental pasivo.

2.2.- Manto

De mayor densidad que la corteza. Hacia 1.950, el objetivo prioritario consistía en la obtención de muestras directas

del Manto por medio de sondeos, pero los métodos indirectos actuales han cubierto gran parte de ese objetivo. En

términos generales, los cambios estructurales en los minerales que lo componen hacen que varíe de densidad y

rigidez en profundidad, originándose dos divisiones:

Manto superior: Su parte superior, junto a la corteza, forma parte de la Litosfera. La aparición de rocas

ultrabásicas en la base de los complejos de ofiolitas (ver colisión continental), entre las que destacan las

peridotitas, permitió suponer que estas rocas son las que se encuentran bajo la corteza, formando, al

menos, parte del Manto superior. Su composición es rica en silicatos magnésicos, los minerales típicos de

este tipo de roca son el olivino, los piroxenos, los granates y la espinela.

Pueden existir zonas del Manto con mayor plasticidad debido a que ciertos minerales (granate y algunos

piroxenos) de las peridotitas se funden. Así, tendríamos un Manto en el que, entre sus minerales (olivino),

circula una cierta cantidad de material fundido de composición basáltica. Este mineral puede ascender

originando magmas y dejando una roca rica en olivino, la Dunita.

Manto inferior: Más rígido, de composición similar al Manto superior, presenta una mayor densidad debido

a un mayor empaquetamiento en los minerales. Cada átomo de silicio está rodeado de seis átomos de

oxigeno (coordinación octaédrica) en vez de cuatro (coordinación tetraédrica), por efecto de las mayores

presiones existentes. Además, puede existir una mayor proporción de hierro frente a magnesio en los

minerales.

En el límite del Manto con el Núcleo se establece un nivel de transición (nivel D). Este nivel es el origen de las plumas

del Manto y el final de los restos de Litosfera que subducen.

2.3.- Núcleo

(Desde los 2.900 hasta los 6.370 km). La densidad es muy alta, de tal manera que su composición debe ser parecida a

los sideritos (meteoritos de hierro). Está constituido en su mayor parte por una aleación de hierro y níquel. El

comportamiento de las ondas S nos muestra dos partes muy diferenciadas, separadas hacia los 5.100 kilómetros:

Núcleo externo: Fundido, puesto que las ondas S no lo atraviesan. La temperatura alcanza los 5.000 grados.

La menor densidad con respecto al interno hace pensar que, además de hierro y níquel, puede haber otros

elementos, fundamentalmente, azufre y, en menor cantidad, silicio y oxígeno. Presenta fuertes corrientes de

convección.

Núcleo interno: Sólido, evidenciado por una mayor velocidad de las ondas P. Por su mayor densidad se

piensa que su contenido en azufre es mucho menor que el del Núcleo externo. Esta circunstancia, junto con

las mayores presiones existentes en el interior, posibilita su estado sólido pese a existir mayores

temperaturas (superiores a 6000 º C).

En el Núcleo está el origen del campo magnético terrestre. Su convección genera una corriente de electrones que

crea por inducción ese campo magnético (hipótesis de la dinamo autoinducida). Los cambios de polaridad

detectados en el campo magnético terrestre podrían estar causados por cambios drásticos en la distribución de las

corrientes de convección del Núcleo.

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3. Conducción y convección del calor interno. Recuerda: El calor se puede transferir de 3 maneras:

Conducción: Transferencia de calor sin movimiento de materia. Depende de la conductividad térmica de la

sustancia.

Convección: Transferencia de calor con movimiento de materia. El movimiento está ocasionado por los

cambios de densidad de la sustancia dentro de un campo gravitatorio.

Radiación: Transferencia de calor por medio de ondas. No precisa materia para su propagación.

El Núcleo irradia calor con facilidad, su composición metálica lo

hace muy conductivo. Además, ambas partes del Núcleo (interno

y externo), están en convección y el Núcleo externo, al estar

fundido, fluye con mayor facilidad.

El Manto no es un buen conductor y, por tanto, tiende a

acumular calor en las zonas próximas al Núcleo. El Manto

caliente va adquiriendo menor densidad y ascendiendo hasta

niveles superiores sin fundirse. En contacto con la Litosfera, el

Manto se enfría, haciéndose más denso, y, tiende a descender a

niveles inferiores. A este movimiento se le denomina convección.

De este modo, las zonas de ascenso gravitacional del Manto (menos denso y caliente) coinciden con zonas de dorsal,

donde la Litosfera oceánica es arrastrada dejando paso a nuevos materiales volcánicos. Las zonas de descenso del

Manto (más frías y densas) coinciden, a su vez, con zonas de subducción.

Si la cantidad de calor que le llega al Manto es mayor que la que puede ceder por convección se puede producir la

fusión parcial del Manto, iniciándose el ascenso más rápido del material fundido. A este material caliente y fundido

en ascenso se le denomina penacho o pluma del Manto.

Las plumas, al tomar contacto con la litosfera, provocan su fusión y generan un

vulcanismo al margen de los límites de placa, el vulcanismo de punto caliente.

En este tipo de vulcanismo, el desplazamiento de la placa sobre el punto

caliente va generando un rosario de edificios volcánicos alineados, cada vez

más modernos, en donde únicamente permanecen activos los situados sobre

el punto caliente.

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4.- Movimiento de las placas tectónicas

Las corrientes convectivas del Manto hacen que la Litosfera situada sobre él sea arrastrada en diversas direcciones.

Esto origina la división de la Litosfera en placas con diferentes movimientos.

A las zonas de separación de la placas litosféricas se les denomina límites de placa. Debido a los posibles

movimientos relativos de dos placas, estos límites se clasifican en:

Límites divergentes: Cuando el movimiento de las placas es de separación, deja un "hueco" aprovechado por rocas magmáticas para generar nueva corteza oceánica.También se les llama Zonas de Dorsal o límites constructivos.

Límites convergentes: Cuando el movimiento que realizan las placas es de aproximación, obliga a una de

las placas (la más densa) a introducirse bajo la otra en un proceso que se denomina subducción. A estas zonas también se les denomina zonas de subducción o límites destructivos.

Límites transcurrentes. Existen zonas donde el movimiento de las placas es paralelo y de sentido

contrario, conocidas también por zonas de falla transformante.

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Así, estos límites dividirían en placas una litosfera en continuo movimiento, con unas placas creciendo a partir de su

límite de dorsal y otras menguando a partir de su zona de subducción.

4.1.- Los movimientos divergentes

Los movimientos divergentes producidos por las dorsales, implican una permanente expansión de los fondos

oceánicos. Esta expansión se origina en un proceso de ruptura continental.

Dorsales: Expansión de los fondos oceánicos:

Las dorsales constan de diversos tramos activos en los que se está creando corteza oceánica.

Se encuentran separados y desplazados por fallas transformantes. Así, las dorsales muestran un aspecto escalonado,

consecuencia de las diferentes velocidades de creación de corteza oceánica.

La expansión permanente del fondo oceánico hace desplazarse y crecer a las placas situadas a ambos lados de la

dorsal. Cada nueva emisión de lavas, al enfriarse, va registrando el campo magnético existente en ese momento. Ese

campo magnético sufre inversiones repentinas en intervalos de tiempo variables. Así, al medir el campo magnético

de las rocas a ambos lados de una dorsal se aprecia un aspecto de bandeado simétrico. Completando esta

información con la de la edad de la roca, se han obtenido detallados mapas de la edad de los fondos oceánicos.

La edad de la corteza oceánica no sobrepasa los 180m.a. (millones de años). Al retirar los fondos oceánicos más

recientes, y hacer coincidir los bordes de la antigua dorsal se pueden reconstruir las posiciones relativas de las masas

continentales en el pasado.

Estas reconstrucciones se denominan reconstrucciones paleogeógráficas. El inicio de nuestra historia sería un

continente único denominado Pangea por Wegener, muchos años antes de que se empezase a hablar de la

Tectónica de placas. De aquí se pasa a cuestionar el proceso de división de una placa continental para originar dos

diferentes.

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El origen de las dorsales: Ruptura continental.

La aparición de una dorsal y el proceso de ruptura continental son pasos de un mismo proceso que sucede en tres

etapas, denominadas con los nombres de las zonas geográficas donde actualmente tienen lugar:

Etapa de Rift: (Llamada de este modo por el valle en el que actualmente está teniendo lugar). Se produce un

estiramiento de la litosfera continental que origina la aparición de grandes fallas normales. El adelgazamiento de la

litosfera y del Manto a una mayor temperatura permite la aparición de vulcanismo aprovechando estas fallas.

Etapa de Mar Rojo: Se inicia la producción de litosfera oceánica gracias a la aparición de una dorsal. Se produce la

entrada de agua de mar. Los antiguos bordes del valle del Rift quedan como márgenes pasivos.

Etapa Océano Atlántico: Continúa la producción de litosfera oceánica y la separación de las masas continentales.

4.2.- La convergencia de placas: La subducción y la colisión continental

En el movimiento de aproximación de dos placas litosféricas se verifica el proceso de subducción, esto es,

se introduce una bajo la otra. La desaparición de toda la litosfera oceánica implica un proceso de colisión

continental.

La subducción: La placa que subduce se curva originándose una zona de fosa donde se alcanzan las

mayores profundidades oceánicas. La fricción entre las dos placas da lugar a zonas muy activas desde el

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punto de vista sísmico. La Litosfera de la placa que subduce se introduce en zonas del Manto a mayores

temperaturas, produciendo su progresiva desaparición por fusión y provocando la aparición de un

cinturón volcánico paralelo a este tipo de límites. Los sedimentos del primer nivel de la corteza oceánica

pueden no subducir y ser incorporados al margen de la otra placa (prisma de acrección). Se pueden dar

dos modalidades de subducción, según la naturaleza de las placas puestas en contacto:

Corteza oceánica-corteza oceánica. Se origina la formación de n arco isla volcánico. Esta modalidad se

produce, por ejemplo, a lo largo de toda el límite occidental de la placa Pacífica, configurando la

aparición de numerosos arcos islas, que dominan toda esa costa (Aleutianas, Filipinas, Japón, etc.). A

veces se puede originar una pequeña dorsal tras el arco isla (extensión tras arco).

Corteza continental - corteza oceánica. La Corteza oceánica se introduce bajo la litosfera de la otra placa

de forma mucho más pronunciada puesto que es más profunda. Se origina todo una cordillera paralela al

límite (orógeno de subducción) donde las máximas alturas coinciden por lo general con edificios

volcánicos. Así, una zona de este tipo es el límite de la placa Pacífica con la Sudamericana.

La colisión continental: Supone el final del proceso de subducción por la completa desaparición de la

litosfera oceánica que existía entre dos masas continentales, dando lugar a que una cabalgue sobre la

otra, puesto que la Corteza continental es poco densa para subducir. Una colisión de este tipo origina

grandes cordilleras (orógenos de colisión) como los Alpes o el Himalaya.

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¿Hasta dónde subduce la Litosfera? Hasta hace unos años se ponía como límite los 670 km, origen de los terremotos más profundos detectados y frontera del Manto superior e inferior. Actualmente se piensa que la subducción llega en forma de cascada hasta el contacto con el Núcleo externo formando el nivel D" del Manto.

4.3.- Las zonas de falla transformante

Este tipo de fallas aparece en dos situaciones, como límite neto entre dos placas o separando diferentes tramos

activos de una dorsal (ver las dorsales). En ambos casos se genera una importante sismicidad.

El ejemplo típico de este tipo de límites es la Falla de San Andrés,

que pone en contacto la placa Norteamericana con la Pacífica. Su

movimiento ha originado terremotos con devastadores efectos

para las cercanas ciudades de San Francisco y Los Ángeles.

Mientras las placas se desplazan, las rugosidades del límite hacen

que este permanezca estático, acumulando energía en forma de

deformación elástica. Así, cuando la energía es capaz de vencer el

rozamiento, se libera de forma repentina en forma de

desplazamiento y de ondas sísmicas.