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Tema la tectónica de placas y sus manifestaciones composición y estructura del interior de la Tierra


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TEMA 8. LA TECTÓNICA DE PLACAS Y SUS MANIFESTACIONES

1. Composición y estructura del interior de la Tierra


En los últimos siglos se han registrado grandes avances en el conocimiento de la Tierra. Hasta ahora sabemos que la Tierra es un planeta rocoso y conocemos las rocas que afloran en su superficie. Incluso tenemos un conocimiento directo de los tipos de rocas que se encuentran a unos pocos kilómetros de profundidad a partir de ciertas minas y de algunos sondeos y perforaciones.

1.1 Métodos de estudio


Los sondeos constituyen el método más inmediato para acceder al interior terrestre. Sin embargo, la tecnología actual no permite ahondar hasta una profundidad superior a los 12 km en tierra y bastante menos bajo el mar.

Aunque el ser humano no sea capaz de profundizar mucho por métodos artificiales, la propia dinámica terrestre se encarga de sacar al exterior materiales que se originaron a decenas o centenas de kilómetros en el interior.

Entre estos fenómenos naturales figura la erosión, que desmantela las rocas de la superficie poniendo al descubierto otras formadas a mayor profundidad. Los magmas son generados por la fusión de rocas de la base de la corteza o del manto y, a menudo, arrastran fragmentos del mismo. Las fallas, por último, elevan o hunden bloques de corteza.

Ondas sísmicas

Entre los métodos de estudio del interior terrestre más efectivos y modernos, se encuentran los basados en el análisis de las ondas sísmicas.

Algunos seísmos están provocados por las erupciones volcánicas o por el hundimiento de cavernas, pero la mayor parte se deben a sacudidas brutales del suelo a causa de la fracturación de las rocas en profundidad, que libera súbitamente grandes cantidades de energía lentamente acumulada a lo largo de los años. Si el seísmo tiene lugar en tierra se denomina terremoto y si es en el mar, maremoto.

Las vibraciones originadas se propagan en forma de ondas sísmicas que forman frentes de ondas esféricos que recorren el interior del globo terráqueo de parte a parte, en todas las direcciones.

Estas ondas sísmicas se generan en una zona puntual denominada foco o hipocentro, que se localiza a varios kilómetros de profundidad. El epicentro es la zona de la superficie terrestre situada directamente sobre el foco.

Las ondas sísmicas son ondas materiales que necesitan medios físicos para propagarse a través de ellos. Cuando se produce un seísmo se generan tres tipos de onda sísmicas:



  • Ondas P o primarias. Son ondas de compresión que provocan en las rocas una sucesión de compresiones y expansiones, hacía atrás y hacia delante, en la misma dirección en que se mueve la onda. Son las primeras en llegar a un punto determinado y las que se registran en primer lugar. Se propagan por todos los medios, sólidos, líquidos y gases.

  • Ondas S o secundarias. Son ondas trasversales que provocan en las rocas movimientos de arriba abajo, perpendicularmente a la dirección en que se desplaza la onda. Se registran en segundo lugar y no se propagan a través de los medios fluidos (líquidos y gases).

  • Ondas L o de superficie. Cuando las ondas P y S alcanzan en epicentro generan ondas superficiales, también llamadas L o lentas porque son las últimas en llegar. Se propagan por la superficie desde el epicentro y son de dos clases: las ondas Rayleigh, que producen un movimiento elíptico , y las ondas Love, que provocan movimientos horizontales.

1.2 Modelo geoquímico de la Tierra


Gracias al estudio de la propagación de las ondas sísmicas podemos deducir la estructura del interior de la Tierra. Se puede observar que a determinadas profundidades se producen cambios bruscos de velocidad de las ondas sísmicas debidos a la presencia de discontinuidades, lo cual indica que el interior de la Tierra no es homogéneo.

La existencia de discontinuidades en el interior de la Tierra señala zonas de separación entre capas que presentan distinta composición química, distinta composición mineralógica y estado físico diferente.

El modelo geoquímico concibe el interior de la Tierra como una gigantesca estructura rocosa distribuida en capas concéntricas separadas por discontinuidades, de las que existen tres principales:


  1. Discontinuidad de Mohorovicic. Constituye la superficie de separación entre los materiales rocosos menos densos de la corteza y más densos del manto. Aparece bajo una profundidad media de 35 kilómetros. Se pone de manifiesto cuando las ondas P y S aumentan bruscamente su velocidad (desde 6 hasta 8 km/s, y desde 3,8 hasta 4,7 km/s, respectivamente).

  2. Discontinuidad de Gutemberg. Aquí ocurre el paso de un medio rígido (el manto) a otro líquido (núcleo externo). Se manifiesta a los 2900 km de profundidad, cuando las ondas P disminuyen bruscamente su velocidad, desde 13 hasta 8 km/s, y las ondas S dejan de propagarse (su velocidad alcanzan un valor de 0).

  3. Discontinuidad de Weichert-Lehman. Marcan el límite entre el núcleo externo y el núcleo interno. Aparece a los 5100 km de profundidad, cuando las ondas P aumentan su velocidad hasta los 10 km/s. Esto indica que el núcleo interno, aunque tenga la misma composición que el externo, está en estado sólido.

Así pues, la Tierra se puede dividir en tres grandes zonas desde el punto de vista geológico:

  • CORTEZA

Es la capa más externa. Formada fundamentalmente por silicatos de aluminio, calcio, sodio y potasio y puede ser de dos tipos: continental u oceánica.

    • Corteza continental, que puede alcanzar hasta los 70 km de profundidad en los continentes. Está formada por un conjunto de rocas sedimentarias, metamórficas y magmáticas, entre las que abundan rocas del tipo de granito y la andesita. Las más antiguas tienen más de 3800 millones de años.

    • Corteza oceánica, cuyo espesor oscila entre los 6 y los 12 km. Está constituida fundamentalmente por rocas más densas del tipo de los basaltos y los gabros. Las rocas más antiguas no sobrepasan la edad de 180 millones de años.

  • MANTO

Se trata de la capa más extensa de la Tierra, llegando a los 2900 kilómetros de profundidad. Está constituida fundamentalmente por rocas del grupo de las pteridotitas, cuyo mineral más abundante es el olivino.

La presión y la temperatura aumentan hasta tal punto en el interior del manto que los átomos de los minerales se ven obligados a reorganizarse, formando estructuras más compactas y densas, lo que se conoce como transición o cambio de fase. Estas zonas de transición se ponen de manifiesto por el incremento de la velocidad de las ondas sísmicas que indican la existencia de dos discontinuidades:



  • Alrededor de los 400 km de profundidad aparece la primera discontinuidad, ya que tiene lugar la primera transición, cuando el olivino cambia de fase y origina la estructura más compacta de la espinela.

  • A los 670 km de profundidad tiene lugar la segunda transición, cuando la espinela cambia y se transforma en el mineral perovskita y se pone de manifiesto por la denominada discontinuidad de Repetti, que marca el límite de separación entre el manto superior y el inferior.

  • NÚCLEO

El núcleo es la capa más interna de la Tierra y llega hasta el mismo centro del planeta. El núcleo externo líquido, compuesto fundamentalmente por hierro, níquel, y algo de azufre, silicio y oxígeno, está separado del núcleo interno sólido, constituido probablemente por cristales de una aleación de hierro y níquel.

1.3 Modelo dinámico de la Tierra


Conforme aumenta la profundidad, se alcanzan valores de presión y temperatura tan grandes que ni los sólidos se comportan como el granito ni los líquidos como el agua. En estas condiciones, aunque los materiales rocosos se mantienen en estado sólido, adquieren ciertas características de los fluidos. En concreto, son capaces de evacuar el calor interno hasta el exterior mediante corrientes de convección, que propagan el calor desde las zonas internas muy calientes hasta las capas externas más frías: cada ascenso y descenso constituye una celda de convección.

  • ENDOSFERA

La endosfera es la capa más interna de la Tierra, constituida por el núcleo. En el núcleo interno se dan temperaturas de unos 4500ºC, pero se mantiene sólido porque la presión alcanza valores cercanos a los tres millones de atmósferas.

2. Deriva continental


Durante los siglos XIX y XX, hasta la década de 1960 en que se aceptó la tectónica de placas, se produjeron numerosas controversias entre una mayoría de científicos que defendía la permanencia de los continentes en su localización actual (fijistas) y quienes propugnaban que estos se habían desplazado grandes diferencias a lo largo del tiempo (movilistas).

En 1912, el meteorólogo alemán Alfred Wegener, presentó una revolucionaria hipótesis movilista: la deriva continental. Según esta, hacía unos 200 millones de años todos los continentes habían estado unidos en uno solo, al que denominó Pangea, palabra que significa “toda la tierra”.

Según la hipótesis de Wegener, los continentes resbalaban o se deslizaban sobre una capa continua que formaban los fondos oceánicos y se prolongaban bajo ellos. Aunque reunió pruebas que apoyaban la existencia de Pangea en el pasado, Wegener no aportó ninguna fuerza convincente capaz de mover los continentes, por lo que su hipótesis fue rechazada.

2.1 Pruebas de la deriva continental


Wegener reunió gran cantidad de indicios que probaban la existencia de Pangea en el pasado:

  • Pruebas paleontológicas. Estaban basadas en la presencia, en continentes actualmente alejados, de fósiles de organismos terrestres que en ningún caso hubieran podido atravesar los océanos que hoy les separa. La presencia de estos fósiles se explicaría si esos continentes hubieran estado unidos durante la existencia de estos organismos.

  • Pruebas geológicas. Al encaje entre las costas de los continentes cabe añadir la continuidad de determinados tipos de rocas a uno y otro lado de la línea de unión.

  • Pruebas paleoclimáticas. La presencia de determinados tipos de rocas, así como sedimentos glaciares nos informan acerca del clima en el pasado.



2.2 El fondo oceánico


A comienzos de la década de 1960, se emprendieron diversas campañas de sondeo por medio de buques oceanográficos. Estas campañas proporcionaron dos importantes datos acerca de los fondos marinos:

  • Están constituidos por rocas volcánicas, sobre las que se han acumulado sedimentos marinos.

  • Son muy jóvenes, de hecho, no existen fondos marinos de más de 180 millones de años.

Los mapas detallados de los fondos oceánicos se realizaron por medio del sónar (navegación y localización por sonido). Este aparato utiliza ultrasonidos y recoge su eco: a partir del retardo del eco, se calcula la distancia a la que se encuentra un objeto.

3. Tectónica de placas


La Guerra Fría también contribuyó a consolidar la teoría de la tectónica de placas. La necesidad de conocer las pruebas nucleares del enemigo llevó a instalar una amplia red de sismógrafos por todo el globo. Estos instrumentos detectan cualquier vibración del terreno, incluidas las producidas por las explosiones atómicas, que se distinguían de los terremotos naturales estudiando las ondas sísmicas.

Los mapas resultantes de los sismógrafos mostraban una disposición sorprendente: los terremotos se distribuían en estrechas bandas, denominadas cinturones sísmicos, donde también se encontraban los volcanes.


3.1 Placas litosféricas


Los cinturones sísmicos mostraban una litosfera fragmentada. Cada uno de los fragmentos en que se encuentra dividida la litosfera, separada por cinturones sísmicos, constituye una placa litosférica.

Las placas pueden clasificarse atendiendo a dos criterios:



  • Según su tamaño, se distingue entre las ocho grandes placas y una serie de pequeños fragmentos litosféricos o microplacas.

  • Según el tipo de litosfera, se distingue entre placas oceánicas, continentales o mixtas, es decir, según estén compuestas por litosfera oceánica, continental o por ambas, respectivamente.

3.2 Límites de placas


Según el tipo de movimiento relativo entre las placas que delimitan, y según se cree, destruya o conserve el fondo oceánico, los límites de placas de clasifican en constructivos, destructivos o pasivos.

3.2.1 Bordes constructivos


Son las zonas donde dos placas se separan provocando entre ellas la creación de una nueva litosfera oceánica. Estas zonas forman las dorsales medio-oceánicas. Se tratan de enormes cordilleras de más de 60000 km de longitud y hasta 2000 km de anchura, que suelen recorrer la zona central de los océanos. A menudo, presenta un surco central o rift y está atravesada por numerosas fracturas perpendiculares al eje central.

3.2.2 Bordes destructivos


Se corresponden con las zonas donde dos continentes colisionan, así como las zonas de subducción, donde el fondo oceánico se introduce en el manto.

Esta destrucción sucede en las fosas oceánicas. En ellas el fondo oceánico parece doblarse y hundirse en el manto según un plano inclinado, denominado plano de Benioff, donde se encuentran los focos sísmicos. Al llegar al manto, el material del fondo oceánico se funde parcialmente y alimenta los magmas de los volcanes que existen sobre la placa sobre la que cabalga.

Existen dos modalidades de subducción distintas. Cada una da lugar a relieves diferentes:


  • Subducción bajo litosfera continental. La fosa se encuentra junto al borde de un continente y, como resultado de la compresión y del vulcanismo, se levanta una cordillera de borde continental o de tipo andino.

  • Subducción bajo litosfera oceánica. Provoca un arco de islas volcánicas sobre la placa cabalgante. Dicho arco apunta hacia la placa que subduce.

  • Obducción. Surge debido a la colisión de dos continentes, donde no existe subducción, y se generan cordilleras de tipo alpino. En este caso apenas existe vulcanismo y la actividad símica abarca áreas más extensas. Además la deformación y el metamorfismo es muy intenso.

3.2.3 Bordes pasivos


Son fracturas, conocidas como fallas transformantes, en las que dos placas rozan lateralmente originando seísmos. En estas zonas no se crea ni se destruye litosfera y, por tanto, apenas existe vulcanismo.

3.3 Conclusiones de la teoría de la tectónica de placas


Todo lo anterior dio lugar a una nueva teoría movilista, ampliamente avalada por los estudios realizados en el fondo marino y cuyos postulados se resumen en los siguientes puntos:

  1. La litosfera se encuentra dividida en grandes bloques llamados placas, que cubren la superficie terrestre y encajan entre sí como piezas de un rompecabezas.

  2. La mayor parte de la actividad geológica interna se concentra en los límites entre las placas. En su interior, esta actividad es escasa.

  3. Los fondos oceánicos se generan continuamente en las dorsales y se destruyen, por subducción en las fosas.

  4. Las placas, con su movimiento, arrastran los continentes e interaccionan entre sí: donde dos placas se separan, se generan nuevos océanos; por donde se acercan y colisionan, se levantan cordilleras.

El punto más confuso de esta teoría sigue siendo el mismo por el que las hipótesis de Wegener fueron rechazadas: cómo se produce el movimiento de las placas.

Las nuevas técnicas sísmicas han permitido desarrollar dos nuevas ideas sobre el movimiento de las placas:



  • En la astenosfera tienen lugar unas corrientes de convección de los materiales del manto. En los lugares donde las corrientes ascendían y se separaban, se formarían las dorsales; y donde las corrientes frías se hundían, se originarían fosas.

  • La misma litosfera parece tener un papel bastante activo en su propio desplazamiento a través de dos fuerzas:

    • Al ser la dorsal una elevada, la litosfera generada tendería a deslizarse ambos lados por efecto de la gravedad.

    • Una vez iniciada la subducción, el peso de la placa que se está hundiendo arrastraría tras de sí al resto de la misma. Por este motivo, aquellas placas con zonas de subducción se desplazan más rápidamente que las que carecen de este tipo de bordes.

4. El ciclo de Wilson


El geólogo canadiense John Tuzo Wilson fue el primero en proponer la existencia, a lo largo de la historia de la Tierra, de procesos cíclicos de ruptura y reunificación de supercontinentes. En su honor, a dicho proceso cíclico se le denomina ciclo de Wilson, que sucede en tres fases.

4.1 Ruptura continental y extensión oceánica


En una zona central de un continente se forma un domo térmico debido al calor acumulado debajo del continente, y esto provoca la dilatación de los materiales y un abombamiento. Esto provoca la aparición de grandes fracturas que adelgazan la litosfera, provocando la formación de un surco o rift continental, a través de las cuales asciende magmas desde el manto y cuyo fondo está ocupado por lagos. Si el proceso continúa, este continente acabará fragmentándose en dos. Cuando la separación se completa se genera entre ambos continentes nueva litosfera oceánica y una pequeña dorsal, de manera que aparece un mar estrecho. Si la separación prosigue la extensión del fondo oceánico aumenta considerablemente, con lo que aparece un océano extenso.

4.2 Cierre del océano


Conforme se aleja de la dorsal, la litosfera oceánica se hace progresivamente más vieja, fría y densa. Llega un momento en que se hunde en el manto, provocando la formación de fosas y zonas de subducción. El océano, que hasta entonces se expandía, comienza a reducirse, y los continentes que lo limitaban pasan de alejarse a acercarse.

4.3 Colisión continental


Ocurre un acercamiento de manera que los sedimentos marinos de los bordes se acercan. Cuando se ponen en contacto ambos continentes no existe subducción y ocurre una fuerte deformación y plegamiento de los sedimentos atrapados en el medio elevándose formando una cordillera intercontinental o alpino. Las masas continentales se suturan y se forma la cordillera de colisión continental


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