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LA GEOSFERA: MÉTODOS DE ESTUDIO, ORIGEN,
ESTRUCTURA Y DINÁMICA.
Se sabe que la Tierra es una esfera de 6.374 kilómetros de radio. Pero el estudio de su
interior es muy complejo. Más si se tiene en cuenta que, hasta principios del siglo XX,
no se tuvo idea de la configuración de las tierras emergidas y hubo que esperar hasta
finales de ese mismo siglo para completar la exploración de los fondos marinos. Siendo
esto es así con la parte de la Tierra observable, mucho más arduo será el trabajo para
descifrar su interior. No sirven sondas ni observaciones directas. Se hace necesario
medir ruidos, temperaturas, analizar lo expulsado por los volcanes, etc.. Sólo de esta
forma y con estos métodos se puede avanzar en el estudio del interior de la Tierra.
Además de explorar su interior, en este tema, se analizarán las consecuencias en la
dinámica de las capas más externas, se profundizará en el conocimiento de la tectónica
de placas y en el movimiento de las placas en el pasado. De este modo intentaremos
reconstruir la historia de la Tierra.
MÉTODOS DE ESTUDIO E INTERPRETACIÓN DE LOS DATOS.
En el estudio de nuestro planeta se utilizan métodos directos o indirectos:
MÉTODOS DIRECTOS:
Sondeos, minas y estudio de afloramientos rocosos nos informan de las características
y composición de los materiales formados a diferentes profundidades que han llegado a
la superficie.
Por otra parte la observación directa de la naturaleza y del comportamiento de los
materiales terrestres formulamos hipótesis sobre la formación y estructura de las zonas
más superficiales del planeta.
MÉTODOS INDIRECTOS:
Son los que , a partir de la observación y el estudio de las manifestaciones de la energía
de la Tierra nos permiten hacer hipótesis sobre las características del planeta. Son los
llamados métodos de prospección geofísica.
Destacan los métodos gravimétrico, sísmico , magnético, térmico y el estudio de los
meteoritos o método astronómico.
 Método gravimétrico:
Estudia las variaciones de la fuerza gravitatoria en distintos puntos de la superfiie de la
Tierra que pueden suponer cambios bruscos en la densidad de un terreno.
De esta forma, se pueden detectar, mediante el gravímetro, huecos o cavernas, como las
existentes en los terrenos cársticos, o en zonas de explotación minera actual o histórica,
fallas, domos salinos, profundidad de capas competentes compactas, etc.
De acuerdo con la ley de la gravitación universal de Newton el centro de un objeto
situado en la superficie de la Tierra o cerca de ella, es atraído por una fuerza dirigida
hacia el centro el planeta según:
Donde m1 y m2 son las masas de los dos objetos, d es la distancia que separa sus centros
de gravedad y G es la constante de gravitación universal.
Si la Tierra fuese homogénea y de radio constante, el valor de la gravedad sería igual en
todos los puntos de la Tierra. Sin embargo, dicho valor varía debido a la latitud, la
altitud, los distintos relieves y la distribución de masas en el interior de la Tierra.
El valor de la gravedad se mide por la aceleración cuyo valor medio esde 9,81 m/s2. La
unidad de medida de la gravedad en el Sistema Internacional es el gal (y el miligal para
pequeñas variaciones).
De izquierda a derecha: 1) Anomalías del campo gravitacional terrestre (expresado en miligal) respecto del valor estimado,
considerando la variación del radio terrestre.2) Variación de la gravedad en el hemisferio Antártico.
Se denomina anomalía gravimétrica a la diferencia entre el valor real e la gravedad
medida con el gravímetro y al teórico en ese punto.
Si a la medida de la gravedad se le elimina los valores de anomalía causados por la
latitud, altitud y relieve tenemos la gravedad real corregida que, restada a la teórica nos
da la anomalía residual de la gravedad. (se suelen aplicar las correcciones de Airy y
Bouguer respecto a estas anomalías).
La anomalía residual es negativa en las montañas lo que implica materiales de menor
densidad. En los océanos es positiva con lo que la corteza oceánica es más densa
(2,9gr/cm3) que la continental (2,7gr/cm3). La densidad del manto es de 3,3gr/cm3.
Aportaciones del método gravimétrico:
A finales del siglo XIX, tras los estudios de la gravedad terrestre se enuncia el principio
de isostasia. Es la condición de equilibro que presenta la superficie terrestre debido a la
diferencia de densidad de sus diferentes partes. Se resuelve en movimientos verticales
(epirogénicos) y está fundamentada en el principio de Arquímedes.
El material que flota se hunde en un porcentaje variable, pero siempre tiene parte de él
emergido Así, la condición de flotabilidad no depende del tamaño sino de la masa y del
volumen, o sea, de la densidad. Cuando la parte emergida pierde volumen y peso la
parte sumergida asciende para compensarlo. Cada bloque individual, ya sea este una
placa o un bloque delimitado por fallas, tiende a alcanzar este equilibrio.
El equilibrio isostático puede romperse por un movimiento tectónico o el deshielo de un
inlandsis. El estudio de la isostasia es fundamental entender el relieve de la Tierra.
Modelos isostáticos de Pratt (a) y Airy (b).
 Método sísmico:
Se basa en el estudio de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas que se
generan en los sismos o terremotos.
Los terremotos son una vibración de la superficie terrestre producida por la liberación
brusca de energía de diverso orígen.
La mayor parte se producen por la ruptura y el desplazamiento de los materiales en los
límites de las placas litosféricas y en otras zonas de fallas. La deformación y
desplazamiento de los materiales por encima de las fuerzas de rozamiento provoca la
acumulación de energía que sse libera bruscamente propagándose en forma de ondas o
vibraciones sísmicas.
Se llama foco o hipocentro el lugar preciso donde se produce la liberación de energía y
epicentro al punto en la vertical del hipocentro en superficie que genera las ondas que se
transmiten horizontalmente (al trazar un segmento que parta del núcleo y pase por el
hipocentro, el epicentro en la intersección con la superficie).
Epicentro
Hipocéntro
Las ondas sísmicas según se propaguen, por el interior de la roca o en la superficie, se
denominan:
Ondas de volumen. Las vibraciones se transmiten formando frentes esféricos de ondas
que dan lugar a ondas de volumen. Estas pueden ser de dos tipos:
Ondas P (primarias). Son las más rápidas y las que llegan antes. La vibración se
produce en el sentido de avance de la onda (longitudinales). Su velocidad viene
dada por la siguiente expresión:
Así, la velocidad de estas ondas es mayor cuanto menor es la densidad de la roca
(inversamente proporcional) y, mayor cuanto más rígida (directamente
proporcional). Además, las ondas P se pueden transmitir en fluidos (rigidez=0)
pues su velocidad depende también de la incompresibilidad.
Ondas S (secundarias). Son más lentas, puesto que la vibración se produce en el
sentido perpendicular a la propagación de la onda (transversales).
Su velocidad viene dada por la expresión:
Al igual que en las anteriores la velocidad de estas ondas es mayor cuanto menor
es la densidad de la roca (inversamente proporcional) y mayor cuanto más rígida
(directamente proporcional), pero en ningún caso pueden atravesar fluidos.
Ondas de superficie: Cuando las ondas P y S llegan a la superficie se originan ondas
superficiales R y L (Love y Rayleigh) 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.
Aportaciones del método sísmico:
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 velocidades 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.
De acuerdo con estos datos podemos diferenciar las siguientes capas (modelo
geoquímico):
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.
Nivel 1: Capa de sedimentos. Desde un espesor muy
variable, 1.300 metros de media, pero inexistente en las
zonas de dorsal, hasta espesores de 10 km en las zonas
que bordean a los continentes.
Nivel 2: Lavas almohadilladas. Basaltos submarinos
emitidos en las zonas de dorsal que, al sufrir un rápido
enfriamiento, ofrecen superficies lisas y semiesféricas.
Nivel 3: Diques Basálticos. Son de composición similar a
las lavas almohadilladas y están solidificados en forma
de diques verticales. Cada dique tiene un antiguo
conducto por donde se emitía la lava que formó el nivel
anterior.
Nivel 4: Gabros. Representa material solidificado en la
cámara magmática existente bajo la zona de dorsal. Este
material solidificado alimentó los dos niveles anteriores.
Corteza Continental: de 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 cratones, 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 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.
Corteza transicional: Se presenta como una Corteza continental adelgazada por
fallas normales. Se halla en la interfase de ambas tipos de corteza. 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.
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.
Núcleo:
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 (desde 2.900 hasta los 6.370 km).
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.
Método magnético:
Basa sus estudios en las variaciones del campo magnético terrestre. Las interacciones
entre el núcleo externo fluido donde se generan cargas eléctricas en movimientoñ y un
núcleo sólido formado por una aleación de hirerro y niquel que actúa como un imán
produce un campo magnético por un proceso similar al de una dinamo.
La magnetosfera es la región del espacio que rodea el planeta donde se detecta el campo
magnético generado en su interior.
La tierra tiene un campo magnético bipolar con un polo norte (por estar cerca del polo
norte geográfico) magnético (negativo) y un polo sur magnético (positivo) del que salen
las líneas de fuerzas magnéticas para rodear la Tierra y entrar por el negativo.
Algunos minerales contienen átomos que se comportan como dipolos magnéticos
atómicos. Solo los átomos con orbitales electrónicos semillenos tienen un momento
magnético, su fuerza depende del número de electrones impares y de su spin.
Una roca fundida cuando se enfría y desciende del punto de Curie (temperatura por
encima de la cual los elementos magnéticos pierden su magnetización u orientación)
comienza la cristalización de sus minerales y sus átomos quedan orientados en la
dirección del campo magnético terrestre existente en la Tierra en ese momento. El
magnetismo de una roca debido a los materiales que contiene se denomina magnetismo
remanente.
A lo largo del tiempo geológico los polos magnéticos han sufrido inversiones que han
quedado reflejadas en rocas que han sobrepasado su punto de Curie y han solidificado.
Aportaciones del método magnético:
El estudio del magnetismo terrestre, el magnetismo remanente de las rocas y el
paleomagnetismo ha podido confirmar la hipótesis de la expansión de los fondos
oceánicos. Se observan bandas con magnetismo normal (como el actual) en inverso a
ambos lados de la dorsal y con la misma edad, uno de los pilares de la tectónica de
placas.
Métodos geotérmicos:
Estudia las variaciones de flujo térmico (Q) entendido como la cantidad de calor de
origen interno que desprende la Tierra por unidad de superficie. Se mide en HFU.
(HFU: unidades de flujo térmico: 10-6 cal/cm2 . s; en S.I.: 61m.W.m-2)
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 gradiente geotérmico es la variación de la temperatura con la profundidad. Es de 2530ºC/Km en las capas externas. Este incremento no es constante.
Variaciones de temperatura en el interior de la Tierra
El flujo térmico presenta anomalías positivas en dorsales y puntos calientes y negativas
en zonas continentales antiguas y fosas oceánicas.
El origen de este calor se debe a dos posibles causas:


El Núcleo guarda calor desde el momento de formación de la Tierra. Su
composición hace que sea muy conductivo y, además, esté en
convección. Este calor lo va liberando de forma progresiva al Manto.
La desintegración de elementos radiactivos en el Manto
(U235,U238,Th232 y K40), produce calor que se libera de forma
gradual.
Cualquiera de ambos orígenes basta por sí sólo para justificar la cantidad de calor que
llega a la superficie. Sin embargo, se cree que intervienen los dos y, en mayor medida,
el calor del Núcleo.
Aportaciones del método térmico:
La principal aportación de este método es la explicación del origen del movimiento de
las placas litosféricas. Este calor interno trasmitido por el Manto y la Corteza es el
responsable de la actividad tectónica, y de los procesos geológicos internos,
constituyendo así el autentico motor de la Tectónica de placas.
Al observar los demás planetas terrestres del Sistema Solar, se encuentra, como caso
extremo de bajo flujo térmico, Mercurio. Es un planeta sin actividad interna y con nula
renovación de su superficie, evidenciada por su intensa craterización.
Al otro lado de la balanza, se halla una de las lunas de Júpiter, que muestra una
superficie totalmente cubierta por volcanes en erupción casi permanente. La Tierra se
encuentra a mitad de camino entre ambos.
Todos los procesos internos de la Tierra se basan en las transferencias de calor que
mantienen en continuo movimiento las rocas del interior de la Tierra. Este calor queda
en evidencia en procesos como el magmatismo
y el metamorfismo.
Variaciones térmicas en superficie generadas por la temperatura en el interior de la Tierra
La tectónica de placas evidenció que los continentes y los fondos oceánicos se movían.
Los estudios realizados para das explicación a lo anteriormente visto hizo necesario una
nueva división del interior del interior de la Tierra. Esta división se denomina división
geodinámica o reológica ( ciencia que estudia la deformación y el flujo de materiales
sólidos).
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. Se diferencian la
continental y la oceánica con espesores de 100-300 y 70-100 Km respectivamente.
Fraccionada en placas delimitada por bordes activos (constructivos y destructivos) y
pasivos es la estructura móvil que se mueve de acuerdo con movimientos convectivos
de las capas inferiores.
El origen de la litosfera oceánica es por solidificación del magma a una velocidad de 220 cm año. Su destrucción se produce en las zonas de subducción donde una parte se
incorpora nuevamente al manto y otra parte se incorpora a los continentes engrosando
éstos en vertical. Su edad máxima no supera los 180m.a.
El origen de la litosfera continental es por solidificación de materiales ligeros en las
primeras etapas de formación de la Tierra. Ésta evoluciona en vertical anteriormente
comentado y en horizontal en las zonas de subducción en los prismas de acreción
sedimentarios.
Astenosfera:
Zona entre los 150 y 670Km con unas condiciones de temperatura y presión que
permite la existencia de fusión parcial de las rocas que la componen. Es una zona de
baja velocidad de las ondas sísmicas (LVZ: Low velocity zone).
Los cambios mineralógicos a partir de los 400Km (de olivino a espinela y a partir de los
670Km perovskita) aumentan la rigidez de los materiales y con ello la velocidad.
Los últimos estudios cuestionan la astenosfera, puesto que la zona de baja velocidad no
es universal y las placas subducidas llegan hasta la base del manto, al parecer, las
pequeñas zonas donde se encuentra un manto más plástico, serían debidas a restos de
antiguas plumas.
Mesosfera:
Parte del manto desde los 670Km hasta el núcleo con una zona de contacto con éste
último de 0 a 200Km llamado capa D’’.
La tomografía sísmica indica zonas (criptocontinentes) con un componente lateral de las
ondas sísmicas con zonas de baja alta velocidad bajo las zonas de subducción de
materiales subducidos y otras de bajas velocidades fuente de los penachos térmicos.
Endosfera:
Término en desuso por equivaler exactamente con el núcleo geoquímico.
CONDUCCIÓN Y CONVECCIÓN DEL CALOR INTERNO.
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 (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.
MOVIMIENTO DE LAS PLACAS LITOSFÉRICAS.
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 entre 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.
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.
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 dada la esfericidad del la superficie.
La edad de la corteza oceánica no sobrepasa los 180 m.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.
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.
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.
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 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. En fragmentos de corteza oceánica obducidos (lo contrario de subducidos)
en un proceso de colisión continental (ofiolitas) se encuentran los cuatro niveles de la
secuencia en la corteza oceánica perfectamente reconocibles. A su base pueden aparecer
Peridotitas del Manto.
Límites transcurrentes.
Existen zonas donde el movimiento de las placas es paralelo y de sentido contrario,
conocidas también por zonas de falla transformante.
Este tipo de fallas aparecen como límite neto entre dos placas o separando diferentes
tramos activos de una dorsal . En ambos casos se genera una importante sismicidad.
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. 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.
Métodos astronómicos: el estudio de los meteoritos
Denominamos meteoroide a un objeto, que en órbita heliocéntrica, intercepta la tierra y
se precipita en su atmósfera. A partir de este momento, le llamamos meteorito, tanto si
llegan a la superficie fragmentos o no.
Se basan en el estudio de los meteoritos considerando que éstos tienen un origen común
a los demás componentes del sistema solar y, por tanto a la Tierra.
El estudio de los meteoritos proporciona una interesante información: su edad, así como
los eventos que los marcaron a lo largo de su historia cósmica. Las dataciones se
realizan, mediante análisis espectrométricos de los núcleos estables y radiactivos y
permiten identificar entre otros, los siguientes eventos:
- Nucleosíntesis (129I, 244 Pu)
- Solidificación de los cuerpos parentales (U, Th, 87Rb, 40K, y otros)
- Fragmentación de los cuerpos parentales (36Cl, 39Ar, 40K)
- Caída de los meteoritos (He, Ne, Ar, K y otros)
Tres grandes tipos:
Lititas o aerolitos (rocosos). Dos tipos:
Contritas. Le viene el nombre por unas estructuras esféricas fundidas de silicatos
llamadas cóndrulos. Su composición es la media de todas las capas de la Tierra.
Silicatos mezclados con un 20-30% en peso de hierro y niquel.
Acondritas: Con un 14% en peso de hierro son similares a diabasas y dunitas con lo que,
a diferencia de los condritos, en algún momento de su historia estuvieron totalmente
fundidos (de ahí que los condritos desaparezcan) y que cristalizaron a partir de un
magma. Composición similar al manto de la Tierra.
Sideritas (metálicos):
Aleaciones metálicas fe-ni provenientes de núcleos de asteroides rotos. Composición
similar al manto de la Tierra.
Siderolitos (pétreometálicos):
Los siderolitos constituyen un grupo intermedio entre los lititos y sideritos
caracterizados por lo tanto por una parte silicatada y otra metálica.
Los dos grupos de meteoritos (rocosos y metálicos) se cree que se originan de la
siguiente manera. En la juventud del sistema solar, los asteroides pueden haber sido más
grandes, de promedio, de como lo son ahora. Una vez formados, e impedida cualquier
posterior consolidación por la influencia gravitatoria de Júpiter, sufrieron colisiones
entre ellos y roturas. Sin embargo, antes de que esto sucediese, los asteroides pudieron
estar lo suficientemente calientes a consecuencia de la desintegración radiactiva de
algunos elementos, principalmente el isótopo 26 del aluminio, y la energía gravitatoria
liberada en forma de calor durante el proceso de acreción, como para permitir cierta
diferenciación de sus componentes, hundiéndose los materiales mas densos (Fe, Ni, Co)
en el centro, y forzando a la roca (Silicatos principalmente) a situarse en la capa
exterior. Luego, cuando tales asteroides se fragmentaron, aparecieron como restos tanto
rocosos como metálicos, por lo que se encuentran en la actualidad meteoritos de ambos
tipos en la Tierra
Existen otras 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).