Estructura Interna de la Tierra y Tectónica de Placas

Métodos de Estudio del Interior Terrestre

Métodos Directos

MET DIR: a través de la observación de aquellas zonas a las que se tiene acceso y de los materiales procedentes del interior terrestre que llegan a la superficie.

MINAS Y SONDEOS: Minas son excavaciones que se realizan para la extracción de minerales. La más profunda está a 3,8km. Los sondeos son perforaciones taladradas en el subsuelo, que se utilizan en la extracción del petróleo. El más profundo en Siberia a 12km. La información más importante que aportan las minas y sondeos es que a medida que se profundiza en el interior terrestre la temperatura aumenta (gradiente geotérmico).

VOLCANES: las erupciones volcánicas envían a la superficie materiales del interior. Algunos provienen de lugares poco profundos y se han formado por fusión parcial de las rocas originarias. No se han fundido los minerales de la roca sino los que tienen un punto de fusión más bajo. A veces el magma procede de zonas más profundas y al ascender arrastra fragmentos del interior que no funden y quedan como inclusiones en las rocas volcánicas.

Métodos Indirectos

MET IND: se infieren las características del interior a partir de datos de diversa naturaleza como el comportamiento de las ondas generadas por terremotos.

MASA Y DENSIDAD DE LA TIERRA: Puede calcularse la masa de la tierra. La densidad es de 5,52g/cm3, y la de las rocas de los continentes es 2,7g/cm3. La densidad de la tierra informa de la imposibilidad de cuales son los materiales que componen la superficie terrestre. Los materiales del interior deberán ser más densos.

MET SISMICO: Los terremotos son vibraciones del terreno causados por la liberación brusca de energía acumulada en las rocas que están sometidas a esfuerzos. Se originan al fracturarse grandes masas de rocas, o si están fracturadas (fallas) se produce un nuevo desplazamiento

TEMPERATURA DEL INTERIOR TERRESTRE: Las minas y los sondeos muestran como aumenta la temperatura a medida que se profundiza. Su gradiente geotérmico es de 3ºC cada 100 m. Las temperaturas de cada zona del interior terrestre debe ser compatible con la composición de cada una de ellas y su estado físico en que se encuentra. El valor del gradiente geotérmico se reduce con la profundidad. La temperatura del núcleo debe ser suficiente para que el hierro y níquel que lo forma estén fundidos en el núcleo externo y sólidos en el núcleo interno. El punto de fusión de los materiales se incrementa con la presión. Una roca en la superficie terrestre se fundiría a 1200ºC, necesitaría 3600ºC para fundirse en el manto.

Unidades Dinámicas de la Tierra

Son las que se establecen si el criterio utilizado es el comportamiento mecánico.

1. LITOSFERA:

   capa más externa y rígida. Incluye toda la corteza y algo del manto superior. La litosfera oceánica tiene de 50 a 100 km de espesor, y la litosfera continental tiene de 100 a 200 km.

2. MANTO SUPERIOR SUBLITOSFÉRICO:

   capa situada debajo de la litosfera hasta la discontinuidad de los 670 km de profundidad. La roca que la compone es peridotita y se encuentra en estado sólido. Sus elevadas presiones y temperaturas hacen que tengan respuestas muy diferentes en función del tiempo. En tiempos cortos, ante el avance de las ondas sísmicas, su comportamiento es rígido, con tiempos muy largos, su comportamiento es plástico y deformable, que permiten que se encuentren sometidos a corrientes de convección. Son movimientos lentos, de 1 a 12 cm por año, suficientes para generar procesos como la unión o división de los continentes o formación de cordilleras. Al manto superior (astenosfera), se limitaban las corrientes de convección del manto. Estas afectan también al manto inferior, por lo que es preferible dejar de utilizar el término astenosfera, ya que remitiría a un modelo de dinámica terrestre ya superado.

3. MANTO INFERIOR:

   incluye el resto del manto, entre 670 km y 2900 km de profundidad. Las rocas se encuentran sometidas a corrientes de convección, motivadas por la diferencia de temperatura y la densidad entre las zonas más profundas y las más altas. En la base de la mesosfera se encuentra la capa D´´, integrada por materiales que han caído al fondo del manto por su densidad.

4. NÚCLEO EXTERNO:

   situado por debajo del manto, llega hasta 5150 km de profundidad. En estado líquido, agitado por corrientes de convección y es clave para la creación del campo magnético terrestre.

5. NÚCLEO INTERNO:

   a medida que evacua su calor a través del manto, el hierro cristaliza y se acumula en el fondo. Este hierro sólido constituye el núcleo interno.

Unidades Geoquímicas de la Tierra

Son las que se establecen si el criterio utilizado para separar unas capas de otras es la composición química. Corteza, manto y núcleo.

1. CORTEZA:

   capa más externa y delgada de la tierra. Se extiende desde la superficie hasta la discontinuidad de Moho. Los elementos químicos más abundantes son: O, Si, Al, Fe y Ca.

   • CORTEZA CONTINENTAL:

     entre 25 y 70 km de espesor. Heterogénea y formada por rocas poco densas integradas por cuarzo, feldespatos y micas. En su mitad inferior predominan las rocas metamórficas (gneis, esquistos). Entre ellas se sitúan grandes macizos de granito y en la zona más superficial abundan los sedimentos y las rocas sedimentarias.

   • CORTEZA OCEÁNICA:

     su espesor oscila entre 5 y 10 km. Está estratificada en 3 niveles: una capa de sedimentos superficial, bajo ella una capa de basaltos y por último una capa de gabros, rocas formadas por feldespatos y piroxenos. Sus rocas son más jóvenes que las de la corteza continental.

2. MANTO:

   zona entre las discontinuidades de Moho y Gutenberg. Abundan el O, Si, Mg y Fe. Constituido por peridotita. Integrada por olivino y piroxenos. Las diferencias de densidad entre el manto superior y el inferior se deben a la presión, que fuerzan a los átomos a reorganizarse para formar minerales con estructuras más densas.

3. NÚCLEO:

   situada debajo de la discontinuidad de Gutenberg. Su alta densidad y su comportamiento ante las ondas sísmicas y el papel atribuido en el campo magnético apoyan la hipótesis de un núcleo compuesto por hierro y níquel. Pero a las presiones reinantes en el núcleo esta aleación de hierro y níquel tendría una densidad superior, deberá contener un 12% de elementos más ligeros: Si, O y S.

Los Argumentos de Wegener para la Deriva Continental

1. Argumentos Geográficos:

   su punto de partida fue la forma de los continentes, que permitía encajarlos como las piezas de un rompecabezas. Para otros científicos este ajuste era más aparente que real, produciéndose solapamientos y huecos entre dichas piezas. Wegener argumentó que procesos como la erosión costera y los continuos cambios en el nivel del mar impedían que el ajuste fuese perfecto. Ahora bien, si a los continentes geográficos se les añadía la plataforma continental, el resultado no admitía dudas.

2. Argumentos Paleontológicos:

   Estudió la distribución de muchos fósiles. Reptiles como el Mesosaurus que vivió en los ríos de Sudáfrica y Suramérica. O el Lystrosaurus, que vivió en África, India y la Antártida. Plantas como los Glossopteris, que vivieron en continentes hoy tan alejados como Sudamérica, África, la Antártida y Australia. Wegener señaló que, si eran correctas las ideas evolucionistas, no podía explicarse la presencia simultánea de las mismas especies en lugares tan separados. Resultaba imprescindible que hubieran estado unidos.

3. Argumentos Geológicos:

   Analizó ciertas cordilleras y otras formaciones geológicas a ambos lados del Atlántico. La continuidad que encontró en las más antiguas le hizo afirmar: «Es como si compusiéramos los trozos de un periódico roto atendiendo solo a su forma y luego intentáramos leer los renglones a través de la rotura. Si esto se cumpliese, evidentemente no quedaría más remedio que aceptar que estos trozos estuvieron alguna vez en contacto.»

4. Argumentos Paleoclimáticos:

   entre ellos señala la existencia de depósitos glaciares, tillitas, de la misma antigüedad en lugares hoy muy alejados. De haber permanecido en su posición actual, no habrían tenido el mismo clima en el pasado.

Dorsales y Fondos Oceánicos

1. Las Dorsales Oceánicas:

   el océano Atlántico está recorrido de norte a sur por un relieve submarino que se eleva de 2 a 3 km sobre las llanuras circundantes y que emerge en Islandia, es la dorsal oceánica. La dorsal atlántica tiene un surco central limitado a ambos lados por fallas normales, que se denomina rift. Otras dorsales, como la del Pacífico, no tienen este rift. La dorsal se encuentra interrumpida por fracturas transversales, que se denominan fallas transformantes.

2. Distribución y Escasez de los Sedimentos:

   Puesto que en el océano se están depositando materiales continuamente, se pensaba que se encontrarían sedimentos, con sus correspondientes fósiles, desde que existen los océanos. Por ello, la ausencia de sedimentos en las dorsales y su relativa escasez en el resto de los fondos, resultó un hallazgo sorprendente.

3. Juventud de la Corteza Oceánica:

   Hay tres datos que se repiten regularmente en todas las cuentas oceánicas:
   • En las dorsales, los basaltos son actuales, se han formado en el último millón de años.
   • La antigüedad de los basaltos situados bajo los sedimentos se incrementa al distanciarnos de las dorsales.
   • Esa edad nunca supera los 180 millones de años.

Teoría de la Extensión del Fondo Oceánico

Se descubrió que los basaltos de la corteza oceánica muestran una llamativa magnetización en bandas paralelas al eje de la dorsal, que alternativamente tienen polaridad normal y polaridad invertida. Para explicar el bandeado magnético, según la cual las dorsales son lugares en los que se genera nueva litosfera oceánica a partir de materiales magmáticos procedentes del interior. La litosfera recién creada se aleja, a uno y otro lado, de la dorsal y el espacio dejado lo ocupa nuevo magma. El fondo oceánico se comporta como una cinta grabadora que registra la orientación del campo magnético terrestre en el momento en que se incorpora cada masa magmática.

Extensión del Fondo Oceánico

• Periodo 1:

  una masa de magma llega hasta la dorsal. Se enfría y el basalto formado contiene cristales de magnetita con la polaridad normal.

• Periodo 2:

  La litosfera recién creada se aleja de la dorsal a uno y otro lado. El espacio dejado lo ocupa nuevo magma y los cristales de magnetita recogen la polaridad existente, en este caso invertida.

• Periodo 3:

  El proceso de creación de nueva litosfera oceánica continúa, y en cada momento los basaltos graban la polaridad del campo magnético existente.

Tipos de Convergencia de Placas

Convergencia Oceánica-Oceánica

CONVERGENCIA OCEANICA-OCEA: la litosfera oceánica aumenta su potencia y densidad a medida que envejece. Cuando su edad se sitúa en torno a 100Ma posee ya una densidad superior a la del manto sublitosférico y eso determina su hundimiento.

SUBDUCCIÓN OCEAN-OCEAN: en la subducción océano-océano la litosfera penetra en el manto con un ángulo de gran inclinación. El acoplamiento entre las dos placas es débil, lo que favorece la subducción de los sedimentos oceánicos. Como consecuencia de lo anterior no se forma prisma de acreción. Se presentan fosas muy profundas y el magmatismo origina un arco de islas.

Convergencia Continental-Continental

CONVERGENCIA CONT-CONT: Si la placa que subduce tiene un tramo oceánico y otro continental tras él, una vez que se ha introducido toda su litosfera oceánica se produce el encuentro de los continentes. Dado que la litosfera continental es lo suficientemente ligera como para no subducir, se habla de colisión más que de subducción. Tras la colisión continental se produce el cabalgamiento de un continente sobre el otro. Himalaya, los Alpes.

Convergencia Continental-Oceánica

CONV CONT-OCEAN: La litosfera continental es más ligera y gruesa que la oceánica. Por esta razón, si converge una placa continental con otra oceánica, es esta última la que se introduce debajo de la continental.

SUBDUCCIÓN CONT-OCEAN: La litosfera oceánica transporta sedimentos en su parte superior, y la mayor parte de ellos no subducen sino que son recogidos por el frente del borde continental. Estos sedimentos son apilados y deformados, originando lo que se denomina prisma de acreción. Entre el prisma de acreción y los sedimentos se forma un surco alargado, la fosa oceánica. En ocasiones, hay fragmentos de litosfera oceánica que no subducen, sino que cabalgan sobre el continente; es el proceso denominado obducción.

Fallas Transformantes: Bordes Conservativos

FALLAS TRANSF: BORDES CONSERVATIVOS:

Tipos

• El 1º y más frecuente corresponde a las fallas que cortan transversalmente a las dorsales oceánicas.
• El 2º, incluye las fracturas que conectan dos límites diferentes de placa. No hay vulcanismo asociado. Sin embargo, los terremotos son frecuentes, aunque solo aquellos que tienen un foco sísmico somero.

¿Qué Mueve las Placas Litosféricas?

1. La energía térmica del interior terrestre genera corrientes de convección en el manto sublitosférico y constituye la causa que pone en marcha el movimiento de las placas. Los movimientos de convección son complejos y no responden al modelo idealizado de celdillas de convección perfectamente cerradas.
2. En algunas zonas de la base del manto en la capa D, se originan columnas ascendentes de materiales muy calientes que pueden alcanzar la superficie. Son los puntos calientes. Estas columnas ascendentes forman parte del proceso convectivo general del manto.
3. Las placas litosféricas se ven arrastradas por los movimientos convectivos del manto que, en todo caso, son muy lentos.
4. La gravedad desempeña también un papel importante entre las causas del movimiento. Y lo hace a través de dos mecanismos complementarios:
   • La mayor altura de la dorsal favorece el deslizamiento hacia abajo del fondo oceánico.
   • La litosfera subducida es densa y fría y las presiones reinantes en el interior del manto la hacen aún más densa. Así el extremo de la placa subducida tira de ella y la arrastra.

Factores del Metamorfismo

• Temperatura:

  provoca cambios mineralógicos que son activados por la pérdida de agua y la intervención de fluidos. El intervalo de temperaturas propias es con valor mínimo de 150ºC (límite de temperatura de diagénesis), y máximo entre 700 y 1000ºC, dependiendo del tipo de roca y su presión.

• Incremento de Presión:

  provoca cambios en las propiedades de las rocas, reduce su volumen, favorece la formación de minerales con estructura más densa y facilita su plasticidad. La presión litostática aumenta con la profundidad, las presiones dirigidas provocan reorientación de los cristales prismáticos o laminares dispuestos según planos perpendiculares a la dirección de esfuerzos. La foliación o disposición en láminas tiene este origen.

• Presencia de Fluidos:

  Agua con iones en disolución, facilita las reacciones metamórficas que tienen cambios mineralógicos.

Tipos de Metamorfismo

1. Metamorfismo Isoquímico:

   no cambia la composición química de la roca.

2. Metamorfismo Metasomático/Metasomatismo:

   la composición química de la roca final difiere de la inicial. Se produce porque la presencia de fluidos aporta o elimina componentes de la roca.

3. Metamorfismo Dinámico o de Presión:

   se produce por el incremento de presión, sin que la temperatura alcance valores importantes.

4. Metamorfismo de Contacto o Térmico:

   se produce por un incremento de temperatura sin que la presión alcance valores importantes. El aumento de temperatura es causado por una intrusión ígnea, o emplazamiento de una masa magmática en una zona. La roca encajante cambia. Este metamorfismo se limita a dicha zona de contacto y constituye la aureola metamórfica. Las rocas se llaman corneanas.

5. Metamorfismo Regional o Termodinámico:

   se produce por un aumento de presión y temperatura afecta a zonas de corteza continental. Se origina en zonas de subducción, como uno más de los procesos en la formación de montañas. En función de estos valores, se distinguen 3 tipos: de grado medio, bajo y alto.

Formación de Cordilleras

Orogenos de Tipo Andino/Borde Continental

OROGENOS DE TIPO ANDINO/BORDE CONTINENTAL: Localizados en márgenes en los que la litosfera oceánica subduce bajo la continental. Ej: los Andes. El fuerte acoplamiento se produce entre las dos placas que convergen dificulta la subducción de los sedimentos transportados por la placa oceánica y se acumularán formando el prisma de acreción o complejo subductivo. Las rocas se pliegan y fracturan al ser comprimidas. El calor generado por la fricción entre las dos placas y el agua en la litosfera oceánica subducida, favorece la fusión parcial de las rocas.

Orogenos de Arco Insular

OROGENOS DE ARCO INSULAR: Localizados en márgenes en los que la litosfera oceánica subduce de manera espontánea bajo otra litosfera oceánica. Ej: Japón. El débil acoplamiento entre las dos placas permite la subducción de los sedimentos oceánicos que no se apilarán, dificultando el desarrollo del complejo subductivo. La fosa es muy profunda y la actividad volcánica origina el arco de islas. Entre el arco de islas y el continente, queda una cuenca oceánica = cuenca marginal.

Orogenos de Tipo Alpino

OROGENOS DE TIPO ALPINO: Originados donde hay convergencia de litosferas continentales, que provoca la colisión de dos continentes. Ej: Alpes. Primero la litosfera oceánica subduce bajo el borde continental. La placa que subduce posee un tramo continental y otro oceánico. A medida que avanza la subducción se aproximan los continentes y se cierra la cuenca oceánica. El mayor grosor y menos densidad de la corteza oceánica dificultan su subducción. Tras la colisión se produce la incrustación y cabalgamiento de un continente sobre otro.

¿Por qué se elevan las cordilleras?

¿XQ SE ELEVAN LAS CORD?: Las cordilleras se caracterizan porque hay magmatismo, actividad sísmica, rocas plegadas y son relieves elevados que pueden alcanzar miles de metros sobre el nivel del mar. La tectónica de placas es una maquinaria que traslada materiales de unos sitios a otros, los retira, acumula o apila. Que estos materiales alcancen mayor o menos altitud en una zona dependerá de su densidad y grosor. Es una cuestión isostática.

Aclaraciones de Isostasia

ACLARACIONES DE ISOSTASIA: Los ajustes isostáticos son muy lentos. 2) El equilibrio isostático no se alcanza de forma local sino a escala regional. La litosfera responde rígidamente ante empujes laterales, pero se arquea si el esfuerzo es vertical. 3) Las altas presiones y temperaturas hacen que, a escala de tiempo geológico, los materiales del manto tengan ciertos comportamientos propios de los fluidos.

Movimientos Verticales

MOV VERT: Los materiales se distribuyen en capas de densidad creciente: la corteza es menos densa que el manto, y este, menos que el núcleo. El grosor de la corteza continental varía de unos lugares a otros y, en general, las zonas más altas tienen la corteza más profunda. Dutton dio el nombre de isostasia al mecanismo de ajuste que permite explicar los movimientos verticales de la corteza. Según este modelo, si una zona terrestre se sobrecarga, se hundirá, mientras que si se descarga, se elevará. La situación es comparable a la de unos bloques de madera se rigen por el principio de Arquímedes.

¿Qué Causa los Desplazamientos?

¿Q CAUSA LOS DESPL?: Wegener consideraba que el desplazamiento de los continentes resultaba innegable. Sin embargo, tenía muchas dudas sobre el origen de los esfuerzos que causarían estos movimientos. Sugirió, no obstante, dos tipos de fuerzas: la fuga polar, debida a la rotación terrestre, que desplazaría los continentes hacia el ecuador y el frenado mareal, provocado por la atracción del Sol y la Luna, que sería responsable del desplazamiento de la corteza terrestre hacia el oeste. Ninguna de las dos era suficiente.

¿Por qué se Hunde el Fondo Oceánico?: Mecanismo de la Subsidencia Térmica

¿XQ SE HUNDE EL FONDO OC? : MECANISMO DE LA SUBSIDENCIA TERMICA: En los tramos próximos a la dorsal, la litosfera está constituida solo por corteza oceánica; pero, a medida que envejece, se enfría, y la capa más superficial del manto se adosa a la base de la corteza. Los materiales que componen la corteza oceánica son menos densos que los del manto. Sin embargo, los materiales del manto litosférico y sublitosférico tienen la misma composición, razón por la cual el manto litosférico frío es más denso que el sublitosférico que se encuentra dilatado por el calor. Cuando la litosfera tiene unos 100 Ma, su densidad media (corteza oceánica ligera y manto litosférico denso) comienza a superar la del manto situado bajo ella, e inexorablemente tenderá a hundirse, desapareciendo en el interior del manto.

Teoría de la Tectónica de Placas

Tª D LA TECT DE PLACAS:

1. La litosfera se encuentra dividida en un conjunto de fragmentos rígidos denominados placas.
2. Los límites de las placas litosféricas pueden ser de 3 tipos:
   • Dorsales
   • Zonas de subducción
   • Fallas transformantes
3. Las placas litosféricas se desplazan sobre los materiales plásticos del manto sublitosférico.
4. Los desplazamientos de las placas litosféricas son causados por la energía térmica del interior terrestre ayudada por la energía gravitatoria.
5. La litosfera oceánica es renovada continuamente, mientras que la litosfera continental tiene un carácter más permanente.
6. A lo largo de la historia de la tierra ha cambiado no solo la posición de las placas litosféricas o su forma y tamaño, sino también el número de estas.