Download Secuencia didáctica 2 Dinámica de la Corteza terrestre.

Survey
yes no Was this document useful for you?
   Thank you for your participation!

* Your assessment is very important for improving the work of artificial intelligence, which forms the content of this project

Transcript
1
BLOQUE 3: ANALIZA LA DINÁMICA DE LA LITOSFERA
Secuencia Didáctica 1: Estructura de la Tierra
• La capas que conforman a la Tierra
La Geósfera es la parte del planeta Tierra formada por material rocoso (sólido o fluido), sin tener en cuenta la hidrósfera ni
la atmósfera.
Nuestro planeta, como otros planetas terrestres (planetas cuyo volumen está ocupado principalmente de material rocoso), está
dividido en capas de densidad creciente. La Tierra tiene una corteza externa de silicatos solidificados, un manto viscoso, y
un núcleo con otras dos capas, una externa semisólida, mucho más fluida que el manto y una interna sólida. Muchas de las
rocas que hoy forman parte de la corteza se formaron hace menos de 100 millones (1×108) de años. Sin embargo, las
formaciones minerales más antiguas conocidas tienen 4.400 millones (44×108) de años, lo que nos indica que, al menos, el
planeta ha tenido una corteza sólida desde entonces.
Gran parte de nuestro conocimiento, acerca del interior de la Tierra, ha sido inferido de otras observaciones. Por ejemplo, la
fuerza de la gravedad es una medida de la masa terrestre. Después de conocer el volumen del planeta, se puede calcular su
densidad. El cálculo de la masa y volumen de las rocas de la superficie, y de las masas de agua, nos permiten estimar la
densidad de la capa externa. La masa que no está en la atmósfera o en la corteza debe encontrarse en las capas internas.
ESTRUCTURA
La estructura de la Tierra puede establecerse según dos criterios diferentes:
 composición química de los materiales que forman las distintas capas del planeta (modelo estático), y
 capas que reflejen diferencias en la densidad y consistencia de los materiales, o sea, en el comportamiento mecánico
de dichos materiales (su elasticidad, plasticidad, el estado físico...) (modelo dinámico).
Químicamente, el planeta puede dividirse en corteza, manto, núcleo externo y núcleo interno.
Según la consistencia de los materiales, las capas resultantes son la litosfera, astenosfera, manto externo, manto interno, núcleo
externo y núcleo interno. Las capas se encuentran a las siguientes profundidades:
MODELOS DE LA ESTRUCTURA DE LA GEOSFERA
Al interior de la tierra también se la conoce con el nombre de Geosfera, y si se intenta hacer un estudio directo, solo se puede
profundizar unos pocos kilómetros, por lo que son necesarios métodos indirectos.
Está claro que el interior terrestre está formado por varias capas, y en esto coinciden todos los modelos.
Por eso, se distinguen dos tipos de modelos que presentan diferentes capas, aunque coinciden en muchos puntos: el modelo
estático y el modelo dinámico.
CAPAS EN EL MODELO ESTÁTICO
1. La corteza es la capa externa de la Tierra. Se diferencian dos partes: la corteza continental, con materiales de
composición y edad variada (pueden superar los 3.800 millones de años) y la corteza oceánica, más homogénea y
formada por rocas relativamente jóvenes desde un punto de vista geológico.
2. Por debajo de la corteza se encuentra el manto, mucho más uniforme, pero con dos sectores de composición
ligeramente distinta: el manto superior, en el que destaca la presencia de olivino, y el superior, con materiales más
densos, como los silicatos.
3. Por último, la capa más interna es el núcleo, que se caracteriza por su elevada densidad debido a la presencia de
aleaciones de hierro y níquel en sus materiales. El núcleo interno podría estar formado por hierro puro.
LA CORTEZA
Con el nombre de corteza se designa la zona de la Tierra sólida situada en posición más superficial, en contacto directo con la
atmósfera, la hidrosfera y la biosfera. La corteza terrestre presenta dos variedades: corteza oceánica y corteza continental.
LA CORTEZA CONTINENTAL CAPA GRANÍTICA O CONTINENTAL (SiAl)
Está formada por roca graníticas ricas en silicatos de aluminio, principalmente, además de hierro y calcio; es la capa
intermedia y su espesor varía entre 35 y 40 km en los continentales.
Con un espesor medio de 35 km, incrementa notablemente este valor por debajo de grandes formaciones
montañosas, pudiendo alcanzar hasta 60-70 km. Aparece dividida en dos zonas principales: superior e inferior,
diferenciadas por la superficie de discontinuidad de Conrad.
2
LA CORTEZA OCEÁNICACAPA BASÁLTICA U OCEÁNICA (SiMa)
Está formada por roca basáltica rica en silicatos de magnesio, principalmente, así como de hierro y calcio; es la parte
más cercana al manto y su espesor es de 10 km en los fondos oceánicos, no obstante, esta cifra decrece notablemente
en determinados puntos del planeta, como en el riftvalley, en el área central de las dorsales oceánicas, donde alcanza
un valor prácticamente equivalente a O. En dicha zona, el magma procedente del manto aflora directamente.
EL MANTO
Alcanza una profundidad de 1900 km. La discontinuidad de Mohorovičić, además de marcar la separación entre la corteza y
el manto terrestres, define una alteración en la composición de las rocas; si en la franja inferior eran principalmente basálticas,
ahora encontramos rocas mucho más rígidas y densas, las peridotitas.
El manto está compuesto por rocas silícias, más ricas en hierro y magnesio que la corteza. Las grandes temperaturas hacen que
los materiales silícios sean lo suficientemente dúctiles como para fluir, aunque en escalas temporales muy grandes. La
convección del manto es responsable en la superficie del movimiento de las placas tectónicas. Él manto se puede subdividir en
manto superior e inferior.
MANTO SUPERIOR:
Se prolonga hasta los 970 km. En su estado o magmático, los materiales se dilatan por las altas temperaturas y
producen corrientes de convección, el magma tiende a subir y a salir a través de las dorsales mesoceánicas y hundirse
nuevamente en las zonas de subducción para retornar nuevamente al manto.
MANTO INFERIOR:
Tiene un espesor promedio de 1,900 km. Su estado es sólido ya que por él se propagan las ondas P y S; además, tiene
elevadas temperaturas por estar en contacto con el núcleo. Él grosor del varía entre 650-700 km —bajo la astenosfera—
y 2.900 km —en la discontinuidad de Gutenberg, que marca la separación entre el manto y el núcleo.
EL NÚCLEO
El núcleo es la capa más profunda, formada por hierro y níquel principalmente, además de cobalto silicio y azufre en menores
proporciones, sé le da también el nombre de NiFe o centrosfera; es la de mayor espesor (3 470 km), y en ella se registran
máximas temperaturas (4 000 a 6 000º C).
Diversas mediciones sísmicas muestran que el núcleo está compuesto de dos partes, una interna sólida de 1220 km de radio y
una capa externa, semisólida que llega hasta los 3400 km.
NÚCLEO EXTERNO:
Tiene un espesor de 2,100 km y su estado es líquido, ya que las ondas S rebotan al llegar a esta parte; las ondas P
disminuyen su velocidad debido a que la presión es menor, lo cual confirma el estado líquido.
Rodea al interno y se cree que está compuesto por una mezcla de Hierro (Fe), Níquel (Ni) y otros elementos más
ligeros.
EL NÚCLEO INTERNO:
Tiene un espesor de 1,370 km y su estado es sólido, en esta parte se registra la temperatura mayor (6000ºC).
Fue descubierto en 1936 por Inge Lehmann y se cree de forma más o menos unánime que está compuesto de Hierro
(Fe) con algo de Níquel (Ni).
Algunos científicos creen que el núcleo interno podría estar en forma de un cristal de hierro. Recientes propuestas
sugieren que la parte más interna del núcleo podría estar enriquecida con elementos muy pesados, con mayor número
atómico que el cesio (Cs)(trans-Cesio, elementos con número atómico mayor de 55). Esto incluiría Oro (Au),
Mercurio (Hg) y Uranio (U).
CARACTERISTICAS DEL CAMPO MAGNÉTICO PROCEDENTE DEL NÚCLEO
Un nuevo artículo publicado el 16 de septiembre en la revista Proceedings of the National Academy of Sciences arroja nueva
luz sobre la dinámica del núcleo de nuestro planeta.
En este estudio, los investigadores de la Universidad de Leeds explican que, según las pruebas realizadas hasta la fecha, el
núcleo de la Tierra, que tiene aproximadamente el tamaño de la luna y está compuesto por hierro sólido, gira hacia el este.
El núcleo externo, que es básicamente una capa de hierro fundido que rodea el núcleo interno, gira hacia el oeste.
Lo más curioso es que el núcleo interno gira al este significativamente más rápido de lo que el núcleo exterior gira al oeste.
3
Los investigadores de la Universidad de Leeds teorizan que las "entrañas" de nuestro planeta se comportan de esta peculiar
manera debido a las fuerzas generadas por el campo geomagnético de la Tierra.
Los modelos informáticos recopilados por estos científicos indican que, mientras empuja el núcleo de nuestro planeta, el
campo magnético hace que ambos giren más rápido y en una dirección contraria que el resto de la Tierra.
"El campo magnético empuja el núcleo interno hacia el este, haciéndolo girar más rápido que la Tierra, pero también empuja
el núcleo externo en la dirección opuesta, creando un movimiento hacia el oeste", explica el Dr. Philip Livermore de la
Universidad de Leeds, citado Science News.
Los científicos sostienen que su teoría según la cual el campo geomagnético del planeta influye en la dinámica del núcleo de la
Tierra explica por qué las investigaciones anteriores han documentado fluctuaciones en la rotación del núcleo interno al este.
Además, esta hipótesis también explicaría por qué la evidencia arqueológica apunta a que hace miles de años, el núcleo interno
giraba hacia el oeste y el núcleo exterior hacia el este.
Por lo tanto, es posible que estas fluctuaciones se hayan debido a los cambios en la estructura del campo magnético.
"Unos sutiles cambios en la estructura del campo magnético interno pueden alterar no sólo la magnitud, sino también la
dirección de estos pares", según los expertos
http://hyperphysics.phy-astr.gsu.edu/hbasees/magnetic/magearth.html
CAPAS EN EL MODELO DINÁMICO
1) La capa más externa es la litosfera, que comprende la corteza y parte del manto superior. Es una capa rígida.
2) La litosfera descansa sobre la astenosfera, que equivale a la parte menos profunda del manto. Es una capa plástica, en la que
la temperatura y la presión alcanzan valores que permiten que se fundan las rocas en algunos puntos.
3) A continuación se encuentra la mesosfera, que equivale al resto del manto.
En la zona de contacto con el núcleo se encuentra la región denominada zona D”, en la que se cree que podría haber
materiales fundidos.
3) La capa más interna es la endosfera, que comprende el núcleo interno y el núcleo externo. Los estudios de propagación de
las ondas sísmicas han puesto de manifiesto que la parte externa de la endosfera (el núcleo externo) está compuesta por
materiales fundidos, ya que en esa zona se interrumpe la transmisión de algunas de las ondas.
LITOSFERA
La litosfera (de la palabra del griego que significa literalmente "esfera de piedra") es la capa más superficial de la Tierra sólida,
caracterizada por su rigidez. Está formada por la corteza terrestre y por una zona externa del manto y "flota" sobre la
astenosfera, una capa “blanda” que forma parte del manto superior. Tiene un espesor que varía entre aproximadamente 100
km para los océanos y 150 km para los continentes y es la zona donde se produce, en interacción con la astenosfera, la
tectónica de placas.
La litosfera está fragmentada en una serie de placas tectónicas o litosféricas, en cuyos bordes se concentran los fenómenos
geológicos endógenos, como el magmatismo (incluido el vulcanismo), la sismicidad o la orogénesis. Las placas pueden ser
oceánicas o mixtas, cubiertas en parte por corteza de tipo continental.
ASTENOSFERA
La astenosfera o astenosfera es la zona del manto terrestre que está inmediatamente debajo de la litosfera, aproximadamente
entre 100 y 240 kilómetros por debajo de la superficie de la Tierra.
Constituye una extensión de la corteza terrestre.
Descansan en ella los fondos oceánicos y los bloques continentales que por hallarse dotada de cierta fluidez (a pesar de tratarse
de roca sólida), absorbe los movimientos a que da lugar la isostasia.
En ella existen lentos movimientos de convección que explican la deriva continental. Además, el basalto (el magma o lava) de
la astenosfera fluye por extrusión a lo largo de las dorsales oceánicas, lo cual hace que se renueve constantemente el fondo del
océano. El borde opuesto, cuando se enfrenta con el obstáculo representado por un continente, se hunde bajo éste, volviendo
así la materia del fondo a asumirse en la astenosfera, fenómeno conocido como subducción.
MESOSFERA
En geología se denomina mesosfera a la parte del manto situada entre la astenosfera y la discontinuidad de Gutenberg. Su
estado físico es sólido, y es una capa muy rígida.
4
ENDOSFERA
Es la fuente del calor interno. Corresponde al Núcleo terrestre, responsables también de la formación del campo magnético
terrestre.
Núcleo externo: Se encuentra debajo del manto y llega hasta los 5.150 kilómetros de profundidad. Es líquido, agitado por
corrientes de convección y en el disiparía la energía térmica mediante estas corrientes. También ahí se origina el campo
magnético terrestre.
Núcleo interno: Es la parte más profunda del planeta. Está formado por hierro sólido, ya que al liberar el núcleo el calor a
través del manto, el hierro cristaliza y se acumula en el fondo, por lo que aumenta de tamaño a razón de unas décimas de
milímetro al año.
Secuencia didáctica 2 Dinámica de la Corteza terrestre.
LA TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL
En el periodo entre 1908 y 1912, las teorías de la deriva continental fueron propuestas por el geólogo y meteorólogo alemán
Alfred Wegener (1880-1930).
Wegener, defendió la teoría de la deriva de los continentes en una época en que los medios tecnológicos para demostrarla no
se habían desarrollado todavía. Fue profesor de meteorología en la Universidad de Graz desde 1924 hasta 1930.
Esto sugiere que los continentes estuvieron unidos en el pasado formando un supercontinente llamado Pangea (en idioma
griego significa "todas las tierras") que se fragmentó durante el período Pérmico, originando los continentes actuales.
A partir de diversas evidencias, renovó la idea de que todos los continentes estuvieron en un momento dado unidos en una
gran área de tierra que él llamo Pangea. Más tarde sostuvo que ese supercontinente habría comenzado a dividirse hace
aproximadamente 200 millones de años en dos partes: una norte que él llamo Laurasia, y una sur llamada Gondwana por el
geólogo austríaco Eduard Suess.
Las teorías de Wegener, descritas en “El origen de los continentes y de los océanos” (1915), no fueron corroboradas por los
científicos hasta 1960, cuando la investigación oceanográfica reveló el fenómeno conocido como expansión del fondo del mar,
atribuida al geólogo norteamericano Harry Hammond Hess.
Wegener descubrió que las placas continentales se rompen, se separan y chocan unas con otras.
Estas colisiones deforman los sedimentos geosinclinales creando las cordilleras de montañas futuras. Los trabajos geofísicos
sobre la densidad de la Tierra y las observaciones de los petrólogos habían mostrado con anterioridad que la corteza terrestre
se compone de los materiales bien distintos: el sima, formado por silicio y magnesio, por lo general basáltica y característica de
la corteza oceánica; y el sial, de silicio y aluminio, por lo general granítica y característica de la corteza continental.
Wegener creía que las placas continentales sial se deslizaban sobre la corteza oceánica sima como hacen los icebergs en el
océano. Después los geólogos descubrieron la llamada astenosfera, capa semisólida, situada en el manto terrestre debajo de la
corteza, a profundidades entre 50 y 150 km. Para Wegener, las causas de la deriva continental se podían deber a diversas
causas como: la fuerza centrífuga de la tierra, el efecto de las mareas y a la fuerza polar, que hacía que los continentes se
desplazaran desde los polos al Ecuador.
La teoría de expansión del piso oceánico fue propuesta hacia la mitad del siglo XX y está sustentada en observaciones
geológicas y geofísicas que indican que las cordilleras meso-oceánicas funcionan como centros donde se genera nuevo piso
oceánico conforme los continentes se alejan entre sí. Esto fue propuesto por John Tuzo Wilson.
PRUEBAS O EVIDENCIAS DE LA DERIVA CONTINENTAL
 Pruebas paleontológicas. Se hallaron fósiles de un mismo helecho de hoja caduca en Sudamérica, Sudáfrica,
Antártida, India y Australia. Así como fósiles del reptil Lystrosauros en Sudáfrica, India y Antártida, y fósiles de
Mesosauros en Brasil y Sudáfrica. Esto indicaba que tanto esta fauna como la flora pertenecían a unas mismas zonas
comunes que se irían distanciando con el paso del tiempo, claro está, con el deslizamiento de los continentes.
 Pruebas geológicas. Por un lado, el ajuste de los bordes de la plataforma continental entre los continentes africano y
sudamericano, esto es, que encajaban el uno con el otro. Por otro lado, la continuación de las cadenas montañosas en
el continente sudamericano y en el africano, hoy en día separadas por el océano Atlántico. Y por último, la
continuación de las cadenas montañosas europeas y norteamericanas. Actualmente separadas por el océano Atlántico.
 Pruebas paleomagnéticas. Se puede saber cuál era la posición de los continentes con respecto a los polos, atendiendo
al magnetismo procedente de la composición de sus rocas. De esta forma, observando los trazados magnéticos se llego
a la conclusión de que hubo con anterioridad una conglomeración de los continentes actuales.


5
Pruebas paleoclimáticas. La presencia de un mismo modelo erosivo en distintos continentes, da pie a pensar, que
todos ellos permanecieron en el pasado unidos ya que poseían el mismo clima. Por ejemplo, los mismos depósitos
morrénicos en Sudáfrica, Sudamérica, India y Australia.
Distribución actual de los seres vivos. Después de la fragmentación de los continentes, se han encontrado especies que
poseen características iguales, en determinados continentes, con la única diferencia de que éstas han ido
evolucionando según su nuevo entorno. Por ejemplo, el caracol de jardín encontrado tanto en Norteamérica como en
Eurasia.
TECTÓNICA DE PLACAS
La tectónica de placas (del griegoτεκτων, tekton, "el que construye") es una teoría geológica que explica la forma en que está
estructurada la litósfera (la porción externa más fría y rígida de la Tierra).
La teoría da una explicación a las placas tectónicas que forman la superficie de la Tierra y a los desplazamientos que
se observan entre ellas en su deslizamiento sobre el manto terrestre fluido, sus direcciones e interacciones.
También explica la formación de las cadenas montañosas (orogénesis).
Así mismo, da una explicación satisfactoria de por qué los terremotos y los volcanes se concentran en regiones
concretas del planeta (como el cinturón de fuego del Pacífico) o de por qué las grandes fosas submarinas están junto a
islas y continentes y no en el centro del océano.
Las placas tectónicas se desplazan unas respecto a otras con velocidades del orden de 2,5 cm/año por lo que interaccionan
unas con otras a lo largo de sus fronteras o límites provocando intensas deformaciones en la corteza y litósfera de la Tierra, lo
que ha dado lugar a la formación de grandes cadenas montañosas (verbigracia los Andes y Alpes) y grandes sistemas de fallas
asociadas con éstas (por ejemplo, el sistema de fallas de San Andrés). El contacto por fricción entre los bordes de las placas es
responsable de la mayor parte de los terremotos. Otros fenómenos asociados son la creación de volcanes (especialmente
notorios en el cinturón de fuego del océano Pacífico) y las fosas oceánicas.
Estas, junto a otro grupo más numeroso de placas menores se mueven unas contra otras. Se han identificado tres tipos de
bordes: convergente (dos placas chocan una contra la otra), divergente (dos placas se separan) y transformante (dos placas se
deslizan una junto a otra).
La teoría de la tectónica de placas se divide en dos partes, la de deriva continental, propuesta por Alfred Wegener en la década
de 1910, y la de expansión del fondo oceánico, propuesta y aceptada en la década de 1960, que mejoraba y ampliaba a la
anterior. Desde su aceptación ha revolucionado las ciencias de la Tierra, con un impacto comparable al que tuvieron las teorías
de la gravedad de Isaac Newton y Albert Einstein en la Física o las leyes de Kepler en la Astronomía.
Se piensa que el origen de las placas se debe a corrientes de convección en el interior del manto, las cuales fragmentan a la
litósfera. Las corrientes de convección son patrones circulatorios que se presentan en fluidos que se calientan en su base. Al
calentarse la parte inferior del fluido se dilata.
Así, en zonas donde dos placas se mueven en direcciones opuestas (como es el caso de la placa Africana y de Norte América,
que se separan a lo largo de la cordillera del Atlántico) las corrientes de convección forman nuevo piso oceánico, caliente y
flotante, formando las cordilleras meso-oceánicas o centros de dispersión. Conforme se alejan de los centros de dispersión las
placas se enfrían, tornándose más densas y hundiéndose en el manto a lo largo de zonas de subducción, donde el material
litosférico es fundido y reciclado. La tectónica de placas tiene su origen en dos teorías que le precedieron: la teoría de la deriva
continental y la teoría de la expansión del fondo oceánico.
La teoría de la tectónica de placas fue forjada principalmente entre los años 50 y 60 y se le considera la gran teoría unificadora
de las Ciencias de la Tierra, ya que explica una gran cantidad de observaciones geológicas y geofísicas de una manera
coherente y elegante.
TIPOS DE PLACAS
Las placas litosféricas son esencialmente de dos tipos, en función de la clase de corteza que forma su superficie.
Placas oceánicas. Son placas cubiertas íntegramente por corteza oceánica, delgada y de composición básica.
Aparecerán sumergidas en toda su extensión, salvo por la presencia de edificios volcánicos intraplaca, de los que más
altos aparecen emergidos, o por arcos de islas en alguno de sus bordes. Los ejemplos más notables se encuentran en el
Pacífico: la placa Pacífica, la placa de Nazca, la placa de Cocos y la placa Filipina.
Placas mixtas. Son placas cubiertas en parte por corteza continental y en parte por corteza oceánica. La mayoría de las
placas tienen este carácter. Para que una placa fuera íntegramente continental tendría que carecer de bordes de tipo
divergente (dorsales) en su contorno. En teoría esto es posible en fases de convergencia y colisión de fragmentos
continentales, y de hecho pueden interpretarse así algunas subplacas de las que forman los continentes.
6
LÍMITES DE PLACAS
Son los bordes de una placa y es aquí donde se presenta la mayor actividad tectónica (sismos, formación de montañas,
actividad volcánica), ya que es donde se produce la interacción entre placas. Hay tres clases de límite:
1.- Límite divergente o constructivo (las dorsales):
Son límites en los que las placas se separan unas de otras y, por lo tanto, emerge magma desde regiones más profundas (por
ejemplo, la dorsal mesoatlántica formada por la separación de las placas de Eurasia y Norteamérica y las de África y
Sudamérica).
Corresponden al medio oceánico, que, de manera discontinua, se extiende a lo largo del eje de las dorsales. La longitud de
estas dorsales es de unos 65 000 km. La parte central de la dorsal está constituida por un amplio surco denominado valle de
rift, por el cual desde el manto asciende magma y provoca actividad volcánica lenta y constante.
2.- Límite convergente o destructivo:
Son límites en los que una placa choca contra otra, formando una zona de subducción (la placa oceánica se hunde bajo de la
placa continental) o un cinturón orogénico (si las placas chocan y se comprimen). Son también conocidos como "bordes
activos". Hay dos casos muy distintos:
+Límites de subducción o colisión. Una de las placas se dobla, con un ángulo pequeño, hacia el interior de la Tierra,
introduciéndose por debajo de la otra.
+Límites de fricción. Es como llamamos a la situación en que dos placas aparecen separadas por un tramo de falla
transformante. Las características de los bordes convergentes dependen del tipo de litosfera de las placas que chocan:
 Cuando una placa oceánica (más densa) choca contra una continental (menos densa) la placa oceánica es
empujada debajo, formando una zona de subducción. En la superficie, la modificación topográfica consiste en
una fosa oceánica en el agua y un grupo de montañas en tierra.
 Cuando dos placas continentales colisionan (colisión continental), se forman extensas cordilleras formando un
borde de obducción. La cadena del Himalaya es el resultado de la colisión entre la placa Indoaustraliana y la
placa Euroasiática.
3.-- Límite transformante o conservativo.
Son límites donde los bordes de las placas se deslizan una con respecto a la otra a lo largo de una falla de transformación. El
movimiento de las placas a lo largo de las fallas de transformación puede causar considerables cambios en la superficie,
especialmente cuando esto sucede en las proximidades de un asentamiento humano. Un ejemplo de este tipo de límite es la
falla de San Andrés, ubicada en el Oeste de Norteamérica, que es una de las partes del sistema de fallas producto del roce
entre la placa Norteamericana y la del Pacífico.
Las zonas de las placas contiguas a los límites, los bordes de placa, son las regiones de mayor actividad geológica interna del
planeta. En ellas se concentran:
El vulcanismo. La mayor parte del vulcanismo activo se produce en el eje de las dorsales, en los límites divergentes,
pero al ser submarino y de tipo fluidal, poco violento, pasa muy desapercibido.
La orogénesis, es decir, el levantamiento de montañas. La orogénesis acompaña a la convergencia de placas, tanto
donde hay subducción, donde se levantan arcos volcánicos y cordilleras, como los Andes, ricas en volcanes.
La sismicidad. Existen terremotos intraplaca, originados en fracturas en las regiones centrales y generalmente estables
de las placas; pero la inmensa mayoría se producen en bordes de placa. Algunos terremotos importantes, como el
terremoto de San Francisco de 1906, se originan en límites de fricción. Los terremotos más importantes de las
dorsales son los que se producen en donde las fallas transformantes actúan como límite entre placas.
TEORÍA DE LA EXPANSIÓN DE LOS FONDOS OCEÁNICOS. (Harry Hess)
A partir de la década de los 1960-70, y gracias a estudios oceanográficos, se empezaron a obtener datos sobre el fondo
oceánico. A partir de ellos se propuso una nueva teoría: expansión del fondo oceánico.
Según esta teoría el suelo oceánico se desplaza a un lado y otro de las dorsales por inyección constante de materiales
ígneos procedentes de la astenosfera, a través del eje de dichas dorsales.
Las dorsales oceánicas son lugares donde se genera nueva corteza oceánica, que provoca la expansión de los océanos. La
velocidad de expansión es la misma a un lado y otro de la dorsal, variando la tasa de expansión de un océano a otro. Así,
en el Atlántico Norte, la velocidad de expansión es de 2 cm por año, de 3 en el Atlántico Sur y de 6 a 10, en el océano
Pacífico.
Esta hipótesis está apoyada por la simetría de varios elementos a ambos lados de la dorsal: edad de la corteza, espesor de
sedimentos, y, especialmente, por la polaridad magnética (los cambios de polaridad son simétricos respecto al eje de la
dorsal).
7
Si el proceso se inicia sobre un continente, el resultado será la separación del mismo en dos partes separadas por un
océano. En sus primeros pasos la dorsal ocupará una posición continental, durante esta fase se le denomina Rift
continental.
GRAVIMETRÍA: LA ISOSTASIA
La gravimetría es la ciencia que estudia la gravedad. En nuestro caso nos interesa la gravedad terrestre, y particularmente la
caída libre y la isostasia.
La 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.
Se enuncia: la corteza flota sobre el manto como un iceberg en el océano; o, el sial flota sobre el sima como un iceberg en el
océano.
El principio básico es que para que un cuerpo flote sobre otro este debe ser más denso, con lo que se sitúa debajo. El material
que flota se hunde en un porcentaje variable, pero siempre tiene parte de él emergido.
El equilibrio isostático puede romperse por un movimiento tectónico o el deshielo de una capa de hielo. La isostasia es
fundamental para el relieve de la Tierra.
Los continentes son menos densos que el manto, y también que la corteza oceánica. Cuando la corteza continental se pliega
acumula gran cantidad de materiales en una región concreta. Terminado el ascenso comienza la erosión. Los materiales se
depositan, a la larga, fuera de la cadena montañosa, con lo que esta pierde peso y volumen.
8
9
10
11