Download dinámica terrestre y tectónica

LA DINÁMICA TERRESTRE
1. METODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DEL PLANETA Y SU
ESTRUCTURA.
1.1 Métodos de estudio directo
Consiste en la observación directa de los materiales que componen nuestro planeta o
de algunas de sus propiedades físicas.
Por ejemplo la realización de sondeos, el análisis de materiales expulsados por los
volcanes, la cantidad de dióxido de carbono obtenido al disolver una roca caliza. Proporcionan
datos comparables (información que puede ser tomada repetidamente por diferentes agentes
para comparar errores o fraudes) y para aplicarlos el material debe ser accesible y
manipulable.
Existen diferentes proyectos de sondeos de investigación como el DSDP, el IPOD o el
IODP.
Otros datos directos son el estudio de los meteoritos que proceden del espacio exterior
1.2 Métodos de estudio indirecto
Existen diversos métodos indirectos. como la medición de isótopos o dataciones
radiométricas. Otros los estudiaremos a continuación.
1.2.1
MÉTODOS SÍSMICOS
Se basa en el estudio de la propagación de las ondas sísmicas de los terremotos.
Los terremotos son vibraciones producidas por la liberación brusca de la energía acumulada en
las rocas que, sometidas a esfuerzos, superan el límite de elasticidad y se rompen de forma
súbita. Los deslizamientos de la corteza tienen lugar en las superficies de fractura (planos de
falla) de grandes fallas que suelen estar asociadas con los bordes de las placas litosféricas. Las
ondas sísmicas se originan en el foco profundo o hipocentro, localizado en el plano de falla en
la zona donde se inicia el desplazamiento. En la vertical del hipocentro se encuentra el foco
superficial o epicentro, donde se producen las ondas superficiales.
En el hipocentro se originan dos tipos de ondas que son registradas en los sismogramas. (P y S)
Una onda sísmica son vibraciones que se producen en los materiales a partir de una
zona denominada foco. Penetran hacia el interior de la tierra, o parten de un punto del interior
de la tierra y llegan a la superficie. El estudio de su trayectoria indica los materiales o rocas que
se van encontrando.
Tipos de ondas sísmicas:
ONDAS P o longitudinales.
Se transmiten como el sonido y su propagación depende de la compresibilidad del
medio. Se transmitirán por todos los medios. Pero recorre a más velocidad el medio sólido
pues es más rígido que el líquido y gaseoso. Cuando cambian de un material a otro sufren
deceleraciones o aceleraciones, así como refracciones. Son las primeras en detectarse en los
sismógrafos. Se mueven con el movimiento de un muelle que está estirándose y
comprimiéndose.
ONDA S o transversales:
Su transmisión o propagación se basa en la elasticidad del medio. La elasticidad es la
capacidad que tiene un cuerpo de recuperar su forma primitiva cuando cesa la fuerza que lo
mantenía tenso. Su movimiento es semejante al de una cuerda que agitamos.
Sólo son plásticos los medios sólidos, luego estas ondas no transmiten en medio líquido o
gaseoso.
ONDAS L o superficiales:
Son las que se propagan en la superficie y originan los mayores efectos catastróficos.
Las hay de diferente tipo Rayleigh y Love.
Analizando los sismogramas y los gráficos de velocidad de las ondas sísmicas según
atraviesan las diferentes capas de un planeta, podemos averiguar cuántas capas lo componen
y cuál es su estado físico y su rigidez.
Cuando la velocidad de la onda aumenta, aumenta la rigidez del medio.
Cuando se produce un cambio brusco en la velocidad de la onda, existe una
discontinuidad que puede ser de primer o segundo grado dependiendo de lo brusco que sea
ese cambio en la velocidad de la onda.
Realicemos algunos ejercicios relacionados con todo esto.
Libro de Akal del blog de la profesora “Profedebiantoniaherrera”
La ISOSTASIA propugna que las anomalías o desequilibrios gravitatorios que hay en la Tierra no
pueden existir a partir de una determinada profundidad. Por ello propone la existencia de un
nivel de compensación isostático en el interior de la Tierra, que soporta el mismo peso por
unidad de área, es decir, la misma presión en cualquier punto de este nivel. Los materiales por
encima de este nivel sufrirán movimientos isostáticos de ascenso o descenso, para llegar al
equilibrio gravitatorio.
En la figura siguiente se muestra el modelo que simula el equilibrio isostático donde
unas piezas de madera (de 0,65 g/cm3 de densidad aproximadamente) están soportadas por el
agua ( de densidad 1 g/cm3 ). Los bloques mayores se sumergen a mayor profundidad porque
pesan más. En la base tendrían su nivel de compensación isostático. Si se coloca otro bloque
pequeño de madera encima de uno de los anteriores, el nuevo bloque combinado se hundirá
hasta alcanzar un nuevo equilibrio isostático. Si lo volvemos a quitar, el bloque vuelve a su
posición original. Esto es una simplificación de lo que ocurre en los primeros kilómetros de
profundidad dela Tierra, para conseguir el equilibrio isostático, es decir, ascensos o descensos
de los materiales según el peso que tengan. Los relieves positivos, como las grandes
cordilleras, deben tener un reflejo en el interior, unas “raíces”, que alcanzan zonas más
profundas en el material que lo soporta por debajo, como muestra la figura.
Por ejemplo la península escandinava se está levantando debido a que se ha fundido
el casquete de hielo que la cubría en los últimos periodos glaciares. También por isostasia se
explica que las cordilleras recientes, al ir perdiendo materia por erosión, sufran progresivos
levantamientos. Éste es el motivo por el cual las raíces de antiguas cordilleras pueden ahora
estar en la superficie de la Tierra, aunque originalmente se encontraban a muchos kilómetros
de profundidad.
1.2.2
MÉTODOS MAGNÉTICOS
El método magnético es un método indirecto que basa sus estudios en las variaciones
del campo magnético terrestre. La Tierra tiene un campo magnético dipolar, con un polo
norte magnético y un polo sur magnético. Las líneas de fuerza en la nomenclatura física van
del polo norte al polo sur magnético (Ver el imán de la imagen inferior). En nuestro planeta,
para hacer coincidir los polos magnéticos con los geográficos, denominamos polo norte
magnético a lo que en física llaman polo sur magnético y al revés. Por ello las líneas de fuerza
aparentemente van al revés.
El origen del campo magnético terrestre está en el núcleo de la Tierra. La interacción
de un núcleo externo fluido donde se generan cargas eléctricas en movimiento, y un núcleo
interno sólido, formado por una aleación de hierro y níquel que actúa como un imán, produce
un campo magnético por un proceso similar al de una dinamo.
La magnetosfera es la zona atmosférica donde se detecta el campo magnético de la Tierra.
Algunos minerales que contienen átomos de ciertos elementos, como el Fe, son
minerales magnéticos. Estos átomos se comportan como pequeños imanes con sus polos
magnéticos. Los minerales magnéticos registran el campo magnético de la Tierra existente en
el momento de su formación.
El magnetismo remanente de una roca es el que tiene debido al magnetismo de los
minerales que contiene. Los elementos magnéticos pierden su magnetización por encima de
una temperatura determinada, que se llama punto de Curie. En las rocas esta temperatura
está alrededor de los 500ºC. El magnetismo termorremanente es un tipo especial de
magnetismo remanente que adquiere una roca cuando se enfría y solidifica por debajo del
punto Curie. Cuando una roca fundida se va enfriando, como por ejemplo la lava que sale de
una dorsal, comienza la cristalización de sus minerales. Al pasar por el punto Curie, los átomos
de hierro de la lava actúan como imanes, y se orientan en la dirección del campo magnético
existente en la Tierra en ese momento.
Se denomina paleomagnetismo al magnetismo existente en otras épocas geológicas, y
que ha quedado impreso como un magnetismo remanente en algunas rocas que se estaban
formando en aquel momento. Este magnetismo se puede mantener a lo largo del tiempo si no
se sobrepasa el punto Curie.
Los magnetómetros son aparatos que miden el magnetismo de las rocas.
El campo magnético de la tierra ha sufrido cambios a lo largo de la historia del planeta.
Actualmente el polo norte magnético (polo negativo) se encuentra cerca del polo norte
geográfico, y el polo sur magnético (polo positivo) cerca del polo sur geográfico. El flujo
magnético ha cambiado de sentido repetidamente a lo largo del tiempo geológico. Es decir, el
polo norte magnético estaba en la posición opuesta a la actual. Estas variaciones de polaridad
se denominan inversiones del campo magnético.
El estudio del magnetismo de la Tierra y del magnetismo remanente de las rocas ha
permitido hacer interpretaciones importantes en geología, como por ejemplo la confirmación
de la hipótesis de la expansión de los fondos oceánicos. Esta hipótesis postula que en las
dorsales se forma litosfera oceánica a partir del magma procedente del manto. Este magma se
incorpora a ambos lados de la dorsal, formándose nuevo suelo oceánico, que empuja a los
materiales más antiguos, produciéndose así la expansión de fondos oceánicos.
El estudio de los cambios de la polaridad magnética, es decir, el estudio de las
inversiones del campo magnético de la Tierra, permitió confirmar esta hipótesis según el
siguiente razonamiento: La lava que solidifica al salir de la dorsal queda magnetizada según el
campo magnético existente en la tierra en ese momento.
A lo largo de la historia del planeta ha habido inversiones del campo magnético, que
han tenido que quedar registradas en las lavas que en el pasado salían por la dorsal. Por tanto,
deberían observarse bandas con magnetismo normal e inverso, alterno y simétrico a ambos
lados de la dorsal. Estas bandas deberían tener la misma edad. Estudios de magnetismo de las
rocas del fondo oceánico, junto con medidas de la edad, han permitido confirmar esta
hipótesis, uno de los pilares en los que se fundamenta la teoría de la tectónica de placas.
1. LA GEOSFERA
Aunque en la superficie de la Tierra encontramos una gran variedad de rocas, los
estudios directos e indirectos, tales como los estudios sísmicos, han mostrado que el interior
se encuentra estructurado en diversas capas de composición muy homogénea. Por ello vamos
a ver la división composicional de la Tierra (corteza, manto y núcleo) y posteriormente
veremos la división dinámica (Litosfera, Astenosfera, Mesosfera y Endosfera)
LA CORTEZA
En la corteza podemos distinguir dos tipos: la que forma el fondo de los océanos y la
que constituye los continentes. Entre la corteza continental y la oceánica existe la
discontinuidad de Conrad. La corteza, presenta un espesor de entre 10 y 70 km. Mayor en zona
de montaña y menor en los bordes de los continentes.

Corteza oceánica.
Supone el 60% de la superficie total de la corteza. Se forma a partir del manto en las
dorsales y se destruye en las fosas oceánicas, incorporándose de nuevo al manto.
Compuesta principalmente por basalto, una roca volcánica negra y densa en la que,
por lo general, no se aprecian cristales de minerales, aunque a veces presenta algunos
cristales verdes de olivino. Esta corteza está cubierta por una capa de sedimentos, que
cerca de los continentes puede tener miles de metros de espesor, pero que hacia el
centro del océano puede ser muy escasa o faltar por completo.
Su estructura vertical está formada por basaltos en forma de capas almohadilladas y
laminares, diques metálicos de origen hidrotermal y gabros y peridotitas.
La estructura horizontal si partimos de la zona de formación dorsales (cordillera joven
de elevada altura y relieve simétrico respecto a un eje o rift) podemos encontrarnos
islas volcánicas (con espesor máximo) y archipiélagos formados por puntos calientes
situados sobre la plataforma oceánica y fosas oceánicas de corteza muy delgada y
grandes profundidades.

Corteza continental.
Compuesta principalmente por granito, una roca plutónica blanquecina o grisácea, en
la que es fácil ver cristales de cuarzo, feldespato y mica. Esta corteza tiene también
rocas sedimentarias, metamórficas y volcánicas, que en algunos lugares alcanzan miles
de metros de espesor, pero el granito forma más del 85% de su masa.
Su estructura vertical comprende una capa superior discontinua de rocas
sedimentarias, a continuación una de rocas graníticas y magmáticas y por último un
nivel inferior basáltico.
En cuanto a la estructura horizontal, podemos distinguir el precontinente (zona
sumergida) con la plataforma continental y el talud continental. Los cratones, que son
partes continentales más antiguas formadas por rocas cristalinas y metamórficas muy
erosionadas y no plegadas. También los orógenos o cordilleras orogénicas que son
zonas jóvenes de gran relieve y mucha estabilidad.
EL MANTO
El manto se extiende desde la discontinuidad de Mohorovicic hasta la discontinuidad
de Gutenberg. Se subdivide en las siguientes partes: El manto superior que se extiende entre
los 30 y 670 km de profundidad y el manto inferior que se extiende entre los 670 y los 2900
km.
La composición de este son peridotitas (formada por minerales ferromagnesianos
formados por silicatos de magnesio y hierro y óxidos de magnesio y hierro como olivino,
piroxenos y anfíboles). El manto inferior tiene la misma composición que el superior, pero con
una estructura física de los minerales diferente. Conforme aumenta la presión, los átomos
están más apretados y forman estructuras más densas; así, los materiales del manto superior
tienen densidad media de 3,3 g/cm3 que se incrementa hasta los 5,5 g/cm3 en el manto
inferior.
El manto superior va desde los 35 a los 400 km y está separado por la discontinuidad
de Repetti del manto inferior que va de los 400 a los 2900 km. Existe una zona de transición
entre los 400 y los 670 km donde la velocidad de la onda cambia bruscamente.
EL NÚCLEO
El núcleo se extiende desde los 2900 km de profundidad hasta el centro de la Tierra. El
límite del manto-núcleo está marcado por la discontinuidad de Gutenberg.
Atendiendo al estudio de propagación de las ondas sísmicas, el núcleo terrestre se
divide en núcleo externo y núcleo interno separados por la discontinuidad de W- Lehmann. El
externo, que se extiende de los 2900 km hasta los 5150 km de profundidad, presenta un
estado líquido (puesto que la onda S no transmite a partir de ahí) y densidades oscilan entre
los 10 y 12 g/cm3. El núcleo interno es sólido y se extiende desde los 5150 km hasta el centro
de la Tierra que tiene 6371 km. Su densidad es de 13 g/cm3.
Para explicar la composición del núcleo debemos tener en cuenta que la tierra
presenta un campo magnético y que por tanto, el núcleo debe de ser conductor eléctrico y,
por su alta densidad, metálico. Por analogía con los meteoritos, se sugiere que puede ser una
aleación de Fe y Ni (7-10% de Ni).
Sin embargo, a esas presiones y temperaturas, el Fe ha de tener una densidad más alta
de la que tiene en realidad el núcleo, por lo que deben de existir elementos ligeros que
rebajen la densidad. Se cree que existe entre un 8 y un 10% de elementos ligeros, como S, O y
Si.
En cuanto a la división dinámica históricamente se han dividido en cuatro capas que
actualmente son cuestionadas. Litosfera, hasta los 100 km aproximadamente, formada por la
corteza y parte del manto superior. Astenosfera, más flexible, y cuya existencia está en duda
puesto que esta zona de baja velocidad no parece aparecer bajo los cratones o continentes. La
Astenosfera sería la capa sobre la que se mueven las placas litosféricas y es conveniente que
exista. La mesosfera y la endosfera.
La mesosfera es la capa del manto que abarca desde los 670 km hasta el núcleo. En el
límite inferior de la mesosfera, se detecta una capa de 0 a 200 km de espesor. Aunque forma
parte del manto, es una capa con entidad propia y se la denomina capa D” (se lee capa d doble
prima).
La endosfera, es la división dinámica del núcleo. Hoy en día se desecha este término ya
que tiene el mismo espesor y las mismas características que el núcleo. Se usa por tanto el
término núcleo.
PLACAS LITOSFÉRICAS
La litosfera es la capa más externa de la Tierra y está formada por la corteza y la parte
más externa del manto superior. Tiene un comportamiento rígido y elástico.
Cuando la litosfera tiene corteza continental se denomina litosfera continental, cuando
tiene corteza oceánica, se habla de litosfera oceánica. La litosfera continental tiene espesores
de 100-300 km y la oceánica de 70-100 km.
La litosfera no es una capa continua, sino que se halla fragmentada en placas
litosféricas. Estas placas se delimitan por franjas inestables, y sus bordes con gran actividad
sísmica y magmática. Las placas pueden ser continentales si tienen litosfera continental,
oceánicas si tienen litosfera oceánica o mixtas si tiene los dos tipos de litosfera.
Las principales placas litosféricas son:
AFRICANA; EURASIÁTICA; NORTEAMERICANA; SUDAMERICANA; ANTÁRTICA;
INDOAUSTRALIANA; NAZCA y otras de menor dimensión como la de COCOS; ARÁBIGA; SCOTIA;
CARIBE Y FILIPINA.
Las placas no son estáticas sino que se mueven unas con respecto a otras. Estos
movimientos pueden ser de separación, de acercamiento y de deslizamiento.
CAUSAS DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS
La Tierra es una máquina térmica movida por el transporte de calor generado por las
diferencias de temperatura internas. La mayor fuente de calor está en el núcleo terrestre
(restos del calor primigenio).
El calor del interior de la Tierra se propaga pro tres procesos: conducción, convección y
radiación. La convección es la forma más eficaz de transportar el calor en el interior de la
Tierra. La convección es la transmisión de calor que implica el movimiento de materia.
La convección térmica de los materiales del manto es el mecanismo que permite y
explica el movimiento de las placas.
Las placas litosféricas, de comportamiento rígido y de menor densidad que el manto,
se moverían inducidas por los movimientos convectivos de éste.
La convección origina corrientes convectivas. Estas corrientes cíclicas de materiales son
semejantes a las que se producen en un líquido cuando se calienta: las partes más cercanas a
la fuente de calor se calientan más, pierden densidad y ascienden, mientras que las partes más
frías, al ser más densas, descienden.
Aunque la convección en el manto se acepta en la comunidad científica, hay dudas
sobre la manera en que ocurre. Hay dos modelos clásicos de convección para el manto: un
modelo en el que las corrientes convectivas ocupan todo el manto y otro en el que las células
convectivas están estratificadas, formando dos niveles de capas.
Los últimos modelos de tomografía sísmica computerizada muestran un tercer
modelo. Revelan que el transporte de calor se realiza a lo largo de todo el manto, y que las
placas litosféricas oceánicas también son una parte activa en este proceso. La litosfera
continental al ser menos densa, opone resistencia al hundimiento y no se introduce en el
manto; por lo tanto no participa en el transporte convectivo de calor y materia en la Tierra
mediante el arrastre-empuje de las propias placas.
Se ha evidenciado que las placas oceánicas subducen y pueden llegar hasta la capa D”.
El descenso de la litosfera oceánica a través del manto está favorecido por dos procesos físicos
que ocurren en las placas que subducen: la densificación progresiva de los materiales y el
propio descenso por gravedad debido a las diferencias de altura entre las dorsales y las zonas
de subducción. Los restos de las placas que llegan a la capa D” se mueven a lo largo de esta
capa y recogen el calor que proviene del interior del núcleo; una vez sobrecalentada ascienden
en forma de penachos térmicos hacia la superficie, y se cierra el circuito convectivo. Algunas
veces no llegan a la superficie y se quedan atrapadas en el manto.
BORDES DE PLACAS Y SUS MOVIMIENTOS
Según los movimientos relativos de las placas se distinguen límites divergentes,
convergentes y de falla trasformante.
1. LÍMITES DIVERGENTES:
En ellos se produce la separación de las placas por estar sometidas a fuerzas distensivas.
Los límites divergentes son los rift valley continentales y las dorsales oceánicas.
En las dorsales oceánicas se separan dos placas de corteza oceánica. La divergencia de las
placas produce fusión de los materiales del manto por descompresión. El ascenso del magma
produce un abombamiento térmico del fondo oceánico, que da lugar a esta zona elevada del
océano. Por el eje de la dorsal asciende y sale el magma, que al solidificar forma litosfera
oceánica. Por tanto, son los lugares donde se construye litosfera con corteza oceánica, y por
eso se les denomina bordes constructivos de placa. La litosfera oceánica aumenta la superficie
del suelo oceánico y se produce la expansión de los fondos oceánicos.
2. LIMITES CONVERGENTES
En los límites convergentes se produce el choque o colisión de dos placas litosféricas por
estar sometidas a fuerzas compresivas. Según la naturaleza de las placas que chocan, aparecen
los límites de subducción y de obducción.
A. LIMITES CONVERGENTES DE SUBDUCCIÓN. En los límites de subducción, dos placas
litosféricas chocan: la más densa se hunde o subduce con respecto a la menos densa, y
da lugar a las zonas de subducción. La subducción genera las fosas oceánicas. En estos
bordes se destruye la litosfera oceánica formada en las dorsales. Este tipo de límites
coincide con las márgenes continentales activas.
Hay dos tipos de límites convergentes de subducción: los que se forman por el choque
de una placa de litosfera continental con una de litosfera oceánica y los que se forman
por el choque de dos placas de litosfera oceánica.

Choque de una placa de litosfera oceánica con una de litosfera continental. En
este tipo de colisión la placa oceánica subduce o se hunde debajo de la continental
hacia el manto. La placa continental es menos densa y más gruesa que la oceánica,
y su baja densidad no le permite introducirse en el manto. El desplazamiento de
una placa con respecto a la otra no es continuo, sino que se produce a saltos como
consecuencia de los cuales se generan terremotos. Cuando la placa que se hunde
alcanza profundidades de 100 a 150 km, comienza su fusión parcial, junto con
parte del manto suprayacente, y se genera magmatismo que da lugar a volcanismo
en superficie.
En estos límites se forman orógenos de borde continental o tipo Andes. Estos
orógenos se extienden de forma lineal a lo largo de miles de kilómetros. Esta
situación geológica está representada en la zona de los Andes, donde la placa de
Nazca subduce con respecto a la placa sudamericana.

Choque de una placa de litosfera oceánica con otra de litosfera oceánica. Cuando
convergen dos placas de litosfera oceánica, la más densa subduce bajo la otra. Al
igual que sucede en el caso anterior, la placa que subduce comienza su fusión
parcial a profundidades de entre 100 y 150 km, y se genera actividad magmática.
Este magmatismo forma volcanes, que emergen como cadenas de islas en forma
de arco y que se denominan arco de islas volcánicas. El archipiélago de Filipinas es
un ejemplo de arco de islas volcánicas. Este tipo de límite representado en el
borde oeste de la placa pacífica.
B. LIMITES CONVERGENTES DE OBDUCCIÓN Se producen cuando colisionan dos placas de
litosfera continental. Al tener ambas la misma densidad, y una densidad inferior a la
del manto, en el choque no subduce ninguna de ellas, y se produce la obducción. La
obducción o colisión continental implica la elevación y engrosamiento de la zona de
choque por el apilamiento de los materiales sedimentados en las cuencas
sedimentarias que había entre ambas placas. Se forman así las cordilleras de colisión
continental u orógenos tipo Himalaya.
Esta situación geológica está representada en los Himalayas. Su formación comenzó
hace 50 millones de años, cuando la India chocó con la placa Euroasiática. Esta colisión
prosigue. En España tanto las cordilleras Béticas como los Pirineos son orógenos de
colisión. Como resultado de la obducción ha habido momentos en la historia geológica
en los que todos los continentes han estado unidos, formando un macro-continente
que se denomina Pangea.
3. LIMITES DE FALLA TRANSFORMANTE
En estos bordes, dos placas litosféricas se deslizan una respecto a la otra, sin producir ni
destruir litosfera, por lo que también se los conoce como límites pasivos. Se caracterizan por
fallas que desplazan horizontalmente las placas. Estas fallas se llaman fallas transformantes.
Este tipo de límite corta y conecta otros bordes de placas, y gracias a ellos es posible el
movimiento relativo de las diferentes placas. Las fallas transformantes más abundantes son las
que cortan a las dorsales. Un ejemplo de este tipo de límite está representado en la falla
transformante de San Andrés, en California.
FENOMENOS ASOCIADOS A LOS MOVIMIENTOS DE PLACA:
Penachos térmicos son materiales calientes que se originan en la capa D” y por diferencia de
densidad y temperatura ascienden por el manto. Si el conocimiento de la capa D” es correcto,
entonces juega un doble papel muy importante en el comportamiento dinámico y térmico de
la Tierra. Por una parte, es la fuente de los materiales calientes que atraviesa el manto, y que
acaban generando puntos calientes. Por otra parte, influye en la pérdida de calor interno del
planeta al enviar material caliente a la superficie.
Los puntos calientes son áreas de la superficie terrestre que registran un elevado flujo térmico
y , donde se produce actividad volcánica. Su origen está relacionado con los penachos
térmicos. Los puntos calientes son muy importantes en la tectónica de placas. Representan el
inicio de la fracturación y del movimiento de las placas. Aparecen en los continentes y en los
océanos.
Los puntos calientes continentales son la causa de la fragmentación de los continentes. La
fragmentación se origina por el abombamiento y posterior fracturación de la litosfera
continental debido al empuje del penacho térmico en el punto caliente y se generan riftvalleys continentales. Si la fractura evoluciona, con el tiempo puede llegar a formarse una
dorsal como veremos en el ciclo de Wilson. Ejemplos de puntos calientes continentales son la
zona del Afar, en Etiopía, y Yellowstone en Estados Unidos.
Los puntos calientes oceánicos forman cadenas de islas volcánicas dentro de la placa oceánica.
El magma que sale ene l punto caliente forma un volcán en el fondo oceánico que, si
sobrepasa el nivel del mar, da lugar a una isla volcánica. El movimiento de la placa transporta
la isla lejos del punto caliente y el volcanismo de esta isla se extingue. Bajo el punto caliente
comienzo de nuevo la formación de otra nueva isla volcánica. Este proceso forma a lo largo del
tiempo cadenas de islas en línea recta, que dan la dirección y el sentido del movimiento de la
placa que las contiene. Esta sucesión de islas se observa en el Pacífico en el archipiélago de
Hawai.
Por supuesto asociados a los bordes de placas tenemos siempre volcanismo y movimientos
sísmicos y metamorfismo.
CICLO DE WILSON
La distribución de las placas y por tanto, de los continentes, ha cambiado a lo largo del
tiempo, ya que pueden fragmentarse y unirse unos con otros. El Ciclo de Wilson nos explica de
forma ordenada, el proceso de apertura y cierre de los océanos y la fragmentación y posterior
unión de los continentes, que provoca la formación de cordilleras, y resume todo lo que
sucede en los bordes constructivos y destructivos sobre la litosfera.
En el ciclo se pueden distinguir las siguientes fases:
1. El continente se fragmenta por acción de puntos calientes que abomban y adelgazan la
corteza hasta romperla, originándose un rift continental (como el rift africano).
2. En la línea de fragmentación se empieza a formar litosfera oceánica (borde
constructivo) que separa los fragmentos continentales. Si continúa la separación el rift
es invadido por el mar y se va transformando en una dorsal oceánica. Los continentes
quedan separados por una pequeña cuenca oceánica (como el actual Mar Rojo).
3. El proceso continúa y los continentes se separan progresivamente. Entre ellos aparece
una cuenca oceánica ancha, con una dorsal bien desarrollada (como el Océano
Atlántico actual)
4. Cuando la cuenca oceánica alcanza cierto tamaño y es suficientemente antigua, los
bordes de contacto con los fragmentos continentales se vuelven fríos y densos y
comienzan a hundirse debajo de los continentes y se genera un borde de destrucción.
En esta zona se origina una cadena montañosa que va bordeando al continente
ZONAS CON MAGMATISMO SIGNIFICATIVO (ACTIVIDAD
VOLCÁNICA)
La formación de magmas se da en zonas en las que, debido a la dinámica de las placas
y los penachos térmicos del manto, se produce un incremento de la temperatura en la corteza,
un descenso de presión sobre la base de la litosfera o un aporte de agua del manto superior.
Esto se produce en los límites de placas (dorsales y zonas de subducción). En las
dorsales se genera un magma primario de tipo básico resultantes de la fusión de materiales del
manto a poca profundidad, mientras que en las zonas de subducción se generan magmas
primarios de composición intermedia o ácida, que resultan de la fusión parcial de los
materiales del manto y la corteza. Además en estas zonas de subducción se dan condiciones de
fusión con agua (condiciones hidratadas) pues la litosfera oceánica que se hunde arrastra
sedimentos marinos hidratados.
También nos encontramos con el magmatismo intraplaca que puede ser continental u
oceánica. Es producido por los puntos calientes y se da el ascenso de materiales llamándose
Plumas térmicas o penacho térmico ya mencionados anteriormente en otros puntos. Por
ejemplo, este magmatismo ha originado las islas Canarias y el archipiélago de Hawai en corteza
oceánica y volcanes del campo volcánico catalán (Gerona) y los volcanes del valle rift del Africa
Oriental y el parque de Yellowstone.
ACTIVIDAD VOLCÁNICA
La actividad eruptiva o erupción es el conjunto de procesos relacionados con la salida de
productos magmáticos de un centro emisor.
Los productos expulsados son gases, colada de lava, y productos piroclásticos
Los GASES pueden ser : Vapor de agua principalmente, CO2, HCl, H2 y N2, SO2 y CH4
En los magmas ácidos, al ser más viscosos, los gases se liberan de manera más explosiva y los
básicos, al ser menos viscosos, se desprenden más suavemente, originando erupciones
efusivas.
Las COLADAS DE LAVA son magmas empobrecidos en volátiles. Estas se extienden sobre el
terreno constituyendo mantos o coladas, cuya morfología y velocidad dependen de la
composición química y el contenido en gases.
Los PRODUCTOS PIROCLÁTICOS son fragmentos de material magmático que han sido
proyectados al aire en una erupción explosiva del volcán.
Bombas (diámetro mayor de 64 mm) redondeadas
Bloque (diámetro mayor de 64 mm) angulosos
Lapilli (diámetro entre 2 y 64 mm)
Cenizas (diámetro menor de 2 mm)
Escorias (piroclastos de tamaño no especificado)
TIPOS DE EDIFICIOS VOLCÁNICOS
Se pueden diferenciar cuatro tipos de actividad volcánica que originan diferentes tipos de
edificios volcánicos.
HAWAIANA Se produce cuando el magma está muy caliente y es muy fluido. Casi no se nota la
expulsión de los gases. La lava es basáltica y muy fluida y las coladas fluyen como ríos a gran
velocidad. A veces se solidifica la parte externa pero en el interior sigue líquido y sigue
fluyendo. Llegan por tanto a vaciarse formando tubos de lava. El edificio que se origina es más
extenso que alto y se llama volcán en escudo.
ESTROMBOLIANA Cuando el magma tiene una temperatura más baja y su viscosidad es mayor.
La desgasificación es violenta y provoca explosiones por lo tanto lanza piroclastos que se
acumulan alrededor del foco de emisión. El edificio se llama estratovolcán y está formado por
piroclastos entre los que se intercalan las coladas de lava
VULCANIANA O VESUBIANO: Este otro tipo de volcanes producen presiones de gas muy
fuertes, que logran causar explosiones de elevada violencia. Producen nubes cuyas
precipitaciones son de cenizas.
PELEANA O PLINIANA El magma tiene una temperatura muy baja y es muy viscoso. Sale del
cráter casi en estado sólido, como una columna de roca incandescente que gana altura
lentamente. Los gases en el interior están contenidos a miles de atmósferas de presión.
Cuando la columna de roca se agrieta los gases escapan con una fuerte explosión que pulveriza
la roca creando una nube incandescente de gases y piroclastos que recibe el nombre de nube
ardiente.
EL VOLCANISMO RECIENTE DE LA PENÍNSULA IBÉRICA
En la península Ibérica hay tres áreas principales de volcanismo reciente
El campo volcánico Catalán. Asociado a fenómenos distensivos intraplaca
El volcanismo del Campo de Calatrava. Asociado a fenómenos distensivos intraplaca.
El volcanismo de la zona de Almería y Murcia. Asociado a fenómenos distensivos.
La región volcánica de Canarias relacionada con un punto caliente. Son más jóvenes las islas
occidentales.
TERREMOTOS
Un terremoto es una sacudida brusca de la corteza debido a una acumulación de energía.
También llamado seísmo o sismo.
El punto de origen de un terremoto se denomina hipocentro y el punto en supeficie en
perpendicular se denomina epicentro.
Los seísmos se transmiten mediante ondas sísmicas que pueden ser P o primarias, S o
secundarias y L o superficiales. Estas últimas son las que causan mayores destrozos en el
terreno. Pueden ser de dos tipos como ya hemos explicado anteriormente.
Para medir los terremotos usamos varias escalas. Las dos más conocidas son las siguientes.
Escala Richter y Escala Mercalli
Uno de los mayores problemas para la medición de un terremoto es la dificultad inicial para
coordinar los registros obtenidos por sismógrafos ubicados en diferentes puntos ("Red
Sísmica" modo que no es inusual que las informaciones preliminares sean discordantes ya
que se basan en informes que registraron diferentes amplitudes de onda. Determinar el área
total abarcada por el sismo puede tardar varias horas o días de análisis del movimiento
mayor y de sus réplicas. La prontitud del diagnóstico es de importancia capital para echar a
andar los mecanismos de ayuda en tales emergencias.
A cada terremoto se le asigna un valor de magnitud (Richter) único, pero la evaluación se
realiza, cuando no hay un número suficiente de estaciones, principalmente basada en
registros que no fueron realizados forzosamente en el epicentro sino en puntos cercanos. De
allí que se asigne distinto valor a cada localidad o ciudad e interpolando las cifras se consigue
ubicar el epicentro.
Una vez coordinados los datos de las distintas estaciones, lo habitual es que no haya una
diferencia asignada mayor a 0.2 grados para un mismo punto. Esto puede ser más difícil de
efectuar si ocurren varios terremotos cercanos en tiempo o área.
Aunque cada terremoto tiene una magnitud única, su efecto variará grandemente según la
distancia, la condición del terreno, los estándares de construcción y otros factores.
Resulta más útil entonces catalogar cada terremoto según su enegía intrínseca. Esta
clasificación debe ser un número único para cada evento, y este número no debe verse
afectado por las consecuencias causadas, que varían mucho de un lugar a otro según
mencionamos en el primer párrafo.
Magnitud en Escala Richter Efectos del terremoto
Menos de 3.5 Generalmente no se siente, pero es registrado
3.5 - 5.4 A menudo se siente, pero sólo causa daños menores
5.5 - 6.0 Ocasiona daños ligeros a edificios
6.1 - 6.9 Puede ocasionar daños severos en áreas muy pobladas.
7.0 - 7.9 Terremoto mayor. Causa graves daños
8 o mayor Gran terremoto. Destrucción total a comunidades cercanas.
Intensidad en Escala de Mercalli
(Modificada en 1931 por Harry O. Wood y Frank Neuman)
Se expresa en números romanos.
Creada en 1902 por el sismólogo italiano Giusseppe Mercalli, no se basa en los registros
sismográficos sino en el efecto o daño producido en las estructuras y en la sensación percibida
por la gente. Para establecer la Intensidad se recurre a la revisión de registros históricos,
entrevistas a la gente, noticias de los diarios públicos y personales, etc. La Intensidad puede
ser diferente en los diferentes sitios reportados para un mismo terremoto (la Magnitud
Richter, en cambio, es una sola)y dependerá de
a)La energía del terremoto,
b)La distancia de la falla donde se produjo el terremoto,
c)La forma como las ondas llegan al sitio en que se registra (oblícua, perpendicular, etc,)
d)Las características geológicas del material subyacente del sitio donde se registra la
Intensidad y, lo más importante,
e)Cómo la población sintió o dejó registros del terremoto.
Los grados no son equivalentes con la escala de Richter. Se expresa en números romanos y es
proporcional, de modo que una Intensidad IV es el doble de II, por ejemplo.
DEFORMACIÓNES DE LAS ROCAS DEBIDAS A TODOS ESTOS
PROCESOS
Veremos dos tipos de deformaciones PLIEGUES y FALLAS O DIACLASAS
Los pliegues son deformaciones plásticas que tienen los siguientes elementos
Charnela
Flancos