TEMA 2 ESTRUCTURA Y COMPOSICION DE LA TIERRA 2.1. Introducción 2.2. Métodos de estudio del interior de la Tierra. Ondas sísmicas y discontinuidades. Los

métodos gravimétricos y magnéticos. Otras fuentes de información. 2.3. Composición y estructura del núcleo y manto terrestre. 2.4. La estructura vertical y horizontal de la corteza terrestre. Corteza continental y

corteza oceánica. 2.1. INTRODUCCION La Tierra es uno de los planetas interiores, que junto con Venus, Marte y Mercurio, pertenece al Sistema Solar. Pertenece a la categoría de los pequeños planetas, siendo a su vez el mayor de ellos.

Desde 1961 el Sistema Geodésico Mundial se ha dedicado a establecer los parámetros que caracterizan a la Tierra, tales como:

Duración del movimiento de traslación alrededor del sol 365,26 días Duración del movimiento de rotación 23h. 56m. 4s. Diámetro medio 12.756 Km. Radio ecuatorial 6.378 Km. Radio polar 6.356 Km. Densidad 5,5 gr. cm-3 Gravedad 9,8 m. s-2 Edad 4.500 m.a.

Al parecer la Tierra nació, hace 4.500 millones de años junto con el resto del sistema solar, no apareciendo vida en ella hasta 1.000 millones de años después. Esta apareció en el agua y posteriormente fueron conquistadas las tierras emergidas.

Desde nuestra posición en la superficie terrestre, sólo podemos advertir y

examinar los procesos y resultados de la acción geológica en el exterior y no la estructura y composición del interior del planeta, aunque algunas propiedades físicas ayudan a su interpretación. Estas propiedades son, por ejemplo:

- La variación de la densidad: La densidad de la Tierra asciende hacia el interior,

aumentando desde 2,7 gr/cm3 en la superficie a valores comprendidos entre 13 y 14 gr/cm3 en el núcleo interno. Este incremento no es gradual, si no que se produce de una forma irregular destacando el paso del manto al núcleo, en el que la densidad aumenta de 5,6 gr/cm3 a 9,9 gr/cm3. Brusco incremento que debe ser no sólo consecuencia de un cambio en el estado físico si no en la composición química.

- La presión, en el interior de la Tierra, asciende 0,3 Kb por cada Km. de

profundidad (1 bar = 1 Kg./cm2 aproximadamente igual a una atmósfera) de una forma prácticamente constante desde la superficie hasta la discontinuidad de Gutemberg (separa manto del núcleo), a partir de aquí aumenta más rápidamente para decaer en las zonas más internas.

- Otra característica física del planeta Tierra, de interés geológico, es la existencia

de un campo magnético alrededor de la Tierra, que recibe el nombre de magnetosfera. Actualmente se acepta la idea de la dinamo terrestre, que supone que el campo magnético se origina por rotación diferencial entre el núcleo interno (sólido), que actúa como inductor y el conjunto manto-corteza (sólido) que actuaría de inducido, y gracias a la existencia de una capa intermedia fundida que es el núcleo externo. El campo magnético total puede considerarse formado por:

a) Un campo dipolar que representa el 95% del campo magnético total. Este campo puede considerarse semejante al que desarrollaría una gigantesca barra magnética que

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atravesase el globo. El eje magnético se aproxima, pero no coincide, con el eje de rotación terrestre, y forma con él un ángulo de 11° (llamado declinación magnética). Las líneas de fuerza de éste campo magnético se disponen en planos que pasan por el eje magnético y son perpendiculares al ecuador geomagnético. Actualmente, el flujo magnético va del Polo N al Polo Sur.

b) Un campo magnético residual (10% del total), que no tiene distribución dipolar, que es el causante de que no coincidan los ejes magnéticos y los geográficos, y hacen que las líneas de inducción magnética del campo total no pasen por el centro de la Tierra si no desviadas hacia el W.

LINEAS DE FUERZA

NORTE MAGNETICO NORTE GEOGRAFICOEJE DE ROTACION

SUR MAGNETICOSUR GEOGRAFICO 11°

PLANO ECUADORMAGNETICO

PLANO ECUADORGEOGRAFICO

79°N, 70°W

NUCLEO

79°S, 11°E Por el momento se ignora como es realmente el interior de nuestro planeta y

cuales son los complejísimos movimientos de masas semifundidas que allí se encuentran. Aunque, hoy en día, con las modernas tecnologías, especialmente con las de carácter sísmico, se ha llegado a un conocimiento más detallado y fiable.

2.2. METODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA. ONDAS SISMICAS Y DISCONTINUIDADES. LOS METODOS GRAVIMETRICOS Y MAGNETICOS. OTRAS FUENTES DE INFORMACION. 2.2.1. METODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA.LOS METODOS GRAVIMETRICOS Y MAGNETICOS. OTRAS FUENTES DE INFORMACION.

Se han empleado gran variedad de métodos encaminados a determinar la

composición y estructura de la Tierra, los cuales se pueden agrupar de la siguiente forma: A. METODOS DIRECTOS: basados en la observación directa de la superficie terrestre. Son de varios tipos:

A.1. ANALISIS DE ROCAS EXISTENTES EN LA SUPERFICIE: A.1.1. Rocas terrestres:

- Rocas formadas en superficie: Consisten en el estudio directo de las rocas sedimentarias. Accesibilidad inferior a 8 Km. - Rocas formadas en el interior, emplazadas en la superficie debido a algunos procesos geológicos:

. Rocas ígneas (metamórficas, plutónicas y filonianas), formadas entre 15 y 20 Km., puestas al descubierto por erosión de los materiales existentes encima.

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. Rocas volcánicas, formadas a mayor profundidad que las anteriores, incluso a 100 Km, que han sido arrojadas al exterior mediante erupciones volcánicas.

A.1.2. Rocas extraterrestres:

Se trata de rocas formadas en el exterior del planeta y han llegado a la superficie de la Tierra en forma de meteoritos. El estudio de meteoritos pone en evidencia la abundancia de los elementos químicos que existen en el Sistema Solar y permite calcular la edad de éste.

A.2. ANALISIS DE ROCAS EXTRAIDAS EN SONDEOS:

Se trata del estudio y observación de los testigos procedentes de sondeos.

Mediante éste método se han estudiado rocas situadas a profundidades entre 8 y 15 Km. El proyecto Mohole consistió en realizar un sondeo hasta la discontinuidad de Moho, en la corteza oceánica (+delgada) en el océano Pacífico. (Se abandonó por costoso). La mayoría de los datos de sondeos proceden de los pozos petrolíferos. En la Corteza Continental, se localiza el sondeo más profundo realizado hasta el momento, cuya finalidad era conocer la Corteza Continental profunda. Se trata del Sondeo de Kola, en la Península de Kola (URSS). Lamentablemente la tecnología utilizada, a partir de los 12 Km. comenzó a plantear problemas en su funcionamiento y sólo se llegó a los 15 Km. de profundidad.

B. METODOS INDIRECTOS Basados en los cálculos y deducciones obtenidos al estudiar las propiedades físicas y químicas que posee la Tierra. Se trata de métodos geoquímicos y geofísicos. Estos métodos solamente proporcionan gráficas que cuidadosamente interpretadas permiten sugerir hipótesis razonables sobre la composición y estructura del interior de la Tierra. De entre ellos destacan:

B.1. METODO SISMICO: basado en el estudio de la propagación de las ondas sísmicas por el interior de la Tierra. Es el que mayor número de datos proporciona sobre la estructura interna de la Tierra. B.2. METODO MAGNETICO: basado en el magnetismo terrestre, se ha utilizado para demostrar la movilidad continental, mediante las pruebas paleomagnéticas. Y para demostrar la expansión del fondo oceánico, mediante el bandeado magnético. En geofísica, la intensidad magnética en un lugar dado se mide con el Magnetómetro. La diferencia entre el valor teórico del campo magnético en un punto dado y el valor real medido en ese punto se llama anomalía magnética. Las anomalías pueden ser debidas a la presencia de minerales o rocas con propiedades magnéticas (normalmente minerales de hierro como magnetita, ilmenita etc, o a rocas básicas como basaltos y gabros). El campo magnético terrestre no es constante, sufre lentas y graduales variaciones a lo largo de los tiempos geológicos llamadas variaciones seculares. Estas variaciones se traducen en cambios del valor de la declinación magnética, con la consiguiente traslación a través del tiempo de los polos magnéticos alrededor de los geográficos pudiéndose calcular las curvas de migración de los polos magnéticos. Al conocimiento de las variaciones del campo magnético, ha contribuido bastante el estudio del paleomagnetismo de las rocas, ya que algunas rocas como las lavas y algunas rocas sedimentarias (areniscas) que contienen minerales magnéticos, éstos se orientan en la dirección del campo magnético que existía en el momento que se formaron dichas rocas. Las lavas, al enfriarse para formar rocas volcánicas, pasan por la temperatura que corresponde de Curie de los minerales magnéticos que puedan contener, ya que su temperatura de cristalización es superior a la de dicho punto. Esto permite que los minerales se imanten en la dirección del campo magnético existente en ese momento, orientación magnética que permanece en la roca aunque el campo magnético varíe posteriormente. A éste fenómeno se llama Paleomagnetismo. Este mismo fenómeno de magnetización y conservación de la dirección del campo magnético ocurre en algunas rocas sedimentarias, sobre todo en las areniscas durante el proceso de consolidación.

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El estudio del paleomagnetismo de las rocas ha permitido verificar que la variación del campo magnético (variación secular) ha ocurrido durante los últimos 2600 m.a., que es la edad de las lavas más antiguas conocidas. Midiendo rocas de distintas edades se observa que los polos magnéticos varían a lo largo del tiempo, fenómeno denominado migración polar. Esta variación, no describe curvas caprichosas si no que se realiza alrededor de los polos geográficos confirmando en líneas generales que el campo magnético terrestre se ha mantenido como un campo fundamentalmente dipolar. B.3. METODO ELECTRICO: basado en la conductividad y resistividad de las rocas, que depende de: la cantidad de minerales metálicos, la porosidad de las rocas y el contenido en agua. Se utiliza fundamentalmente para localizar aguas subterráneas. A partir de éste método se ha deducido que en la corteza oceánica existen dos capas: Una superior de conductividad eléctrica alta, de 1,5 Km. de grosor formada por basaltos fracturados, relativamente modernos, con infiltraciones de agua marina. Otra inferior, que posee una conductividad eléctrica menor (intermedia entre la corteza inferior y el manto), de 7 Km. de grosor formada por capas de gabro en las que ha penetrado el agua. B.4. METODO ELECTROMAGNETICO: Informa de los cambios de temperatura con la profundidad, y por tanto de la presencia de material fundido en las zonas profundas de la corteza. También informa de las condiciones de las zonas cercanas al Moho. B.5. METODO RADIOACTIVO: Basado en el estudio del porcentaje de elementos radioactivos. Los elementos radioactivos migran del manto a la corteza. Este método sólo se puede utilizar en la corteza y proporciona datos de edades absolutas B.6. METODO GEOTERMICO: Basado en el flujo térmico, es decir, en las variaciones de calor existentes en el interior. El calor imanado se llama flujo térmico y procede fundamentalmente de la desintegración de elementos radiactivos. El calor aumenta de una forma constante en los 10 primeros kilómetros de la corteza, aumentando un grado por cada 33 m. de profundidad, valor que se conoce con el nombre de gradiente geotérmico. Este método se utiliza solamente en la Corteza terrestre y mediante pruebas con Rb/Sr se ha comprobado que:

Los valores de flujo térmico son bajos y uniformes en: las cuencas oceánicas profundas, las fosas oceánicas y las zonas continentales inactivas.

Los valores de flujo son elevados e inestables en: las zonas de fractura y las dorsales oceánicas. B.7. METODO GRAVIMETRICO: Basado en las anomalías de la gravedad. Sirve para interpretar algunos procesos tectónicos de elevación o hundimiento que afectan a la corteza terrestre. Una anomalía de la gravedad es la diferencia entre los valores calculados teóricamente y los reales medidos en un punto. Existen anomalías debidas a la altitud, latitud, topografía y a la presencia de masas de densidades diferentes. Las anomalías pueden ser: - positivas: cuando el valor medido supera al valor teórico calculado - negativas: cuando el valor medido es inferior al valor teórico calculado. Las anomalías más interesantes son las anomalías residuales (diferencia que existe entre el valor teórico de la gravedad y el valor registrado por el gravímetro una vez que ha sido corregido teniendo en cuenta la altitud, la topografía y la latitud) ya que informan sobre la distribución de masas y su densidad en la vertical de la zona donde se ha realizado la medida. Estas anomalías presentan elevados valores negativos (valor medido inferior al teórico) en las montañas, es decir existe un déficit de peso asociado a un relieve positivo. La idea de que las montañas no son un exceso de carga situado sobre la superficie, si no que su masa visible es compensada por un defecto de masa en profundidad se llama Teoría Isostática. Existen una serie de modelos de compensación isostática, que calculan matemáticamente un nivel en profundidad, a partir del cual las masas de la Tierra estarían en equilibrio. Estos explican la existencia en la Tierra de dos tipos de Cordilleras:

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1. Cordilleras con raíces (Modelo de Airy): Supone bloques de igual área y densidad, por lo que los bloques serán de volúmenes diferentes y para alcanzar la condición de equilibrio a una profundidad determinada, existe sobre el nivel de compensación, que él calcula situado a 56,7 Km., una zona superior (corteza) de menor densidad, con forma irregular (produciéndose raíces corticales) hundiéndose en un manto de material más denso. Ejemplo de cordillera con raíces la Meseta del Tíbet.

2 km4 km 6 km

3 km5 km

densidad 2,67

Nivel de compensación

26,7 km

30 km

densidad 3,27

2. Cordilleras sin raíces: Si una cordillera no posee raíces ha de estar apoyada en una roca dura, es decir en un fuerte basamento (modelo de Pratt) o ser un fenómeno regional (modelo de Vening-Meinesz). Ejemplo de cordillera sin raíces ---Himalaya. 2.1. Modelo de Pratt: supone bloques de igual masa cuya densidad varia lateralmente, el límite de los bloques sería una línea regular (no raíces) y el nivel teórico de compensación lo calcula a los 100 km. de profundidad.

Nivel de compensación

100 km

2 km4 km 6 km 3 km

5 km

2,67 2,62 2,57 2,52 2,59 2,67 2,76

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2.2 Modelo de Vening-Meinesz: supone que la compensación tiene carácter regional. El peso de la cordillera dobla a la corteza. El combamiento de la corteza distribuye la carga por una amplia región. Las montañas se elevan más sobre la corteza gruesa ya que esta se dobla menos que la delgada. Este modelo presenta un problema ¿ Como se engrosa la corteza bajo las cordilleras para sostenerlas? existen dos posibilidades: · adición de plutones que espesarían y reforzarían las zonas profundas · engrosamiento por acortamiento debido a la acción de fuerzas horizontales (efecto de

cobijadura=fuerte plegamiento que acortaría y espesaría la corteza, produciéndose el acortamiento cortical).

Los métodos directos, así como algunos de los indirectos, sólo informan de la

estructura y composición de los primeros kilómetros de la Tierra, que comparados con los 6.378 km. del radio medio de la Tierra ,es insignificante, lo cual hace necesaria la integración de todos los datos obtenidos tanto de los métodos directos como de los indirectos para elaborar un MODELO de la estructura de la Tierra que explique los procesos geológicos pasados y actuales.

2.2.2. METODO SISMICO. ONDAS SISMICAS Y DISCONTINUIDADES.

El metodo sísmico se basa en el estudio de la propagación de las ondas sísmicas,

por el interior de la tierra, producidas en los terremotos. Los terremotos, son el resultado de una liberación brusca de energía en el interior

terrestre, debida fundamentalmente a la reacción de las rocas frente a un esfuerzo tectónico determinado. Esta liberación de energía se produce en forma de ondas sísmicas. Las ondas sísmicas transportan mediante vibraciones cantidades variables de energía a través de la Tierra, energía que es absorbida por los medios atravesados en función de las propiedades físicas de éstos.

Observaciones y experimentos han permitido cuantificar los parámetros que

influyen en el comportamiento de las ondas. Así, los materiales más densos requieren más energía para vibrar, y por tanto frenan mucho a las ondas sísmicas. Por su parte los medios más rígidos vibran con más eficacia, por lo tanto la transmisión a través de ellos es más rápida.

2.2.2.1. ONDAS SISMICAS

Existen tres tipos de ondas sísmicas: Ondas P (Primarias), longitudinales, de compresión: Se llaman ondas primarias porque son las que viajan a mayor velocidad, y por lo

tanto son las primeras que se reciben en los sismógrafos. Se llaman longitudinales porque el movimiento de vibración de las partículas se

produce en la dirección de propagación del rayo sísmico (cada partícula empuja a la siguiente). Se llaman ondas de compresión ya que su velocidad de propagación depende de

la compresibilidad del medio

V = K +

Dp

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µ

K: Inverso del módulo de compresibilidad. µ: Módulo de rigidez. D: Densidad.

Estas ondas se transmiten por todos los medios (sólidos, líquidos, gaseosos). Pero

cuanto mayor sea la rigidez de los materiales atravesados, las partículas vibran con mayor eficacia, luego la transmisión de las ondas P a través de ellos es más rápida. Por ello, en fluidos las ondas P se transmiten pero a velocidades muy reducidas.

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Ondas S (secundarias), transversales: Se llaman ondas S porque al viajar a menor velocidad que las P, son registradas

más tarde por los sismógrafos. Se llaman transversales ya que el movimiento de vibración de las partículas se

produce en sentido transversal a la dirección de propagación del rayo sísmico. (imprimen un movimiento más complejo a las partículas, que las ondas P, éstas vibran con respecto a posiciones fijas)

Su velocidad de propagación depende de la elasticidad del medio que atraviesan.

V = Dsµ

µ: Módulo de rigidez. D: Densidad.

Como los sólidos tienen propiedades elásticas y los fluidos carecen de ellas, las

ondas S solamente se pueden propagar por medios solidos, pero no en fluidos. Cuanto más rígido es el sólido por el que se propagan mayor es la velocidad de propagación. En fluidos no se propagan, dejan de transmitirse.

Ondas L, superficiales: Se transmiten por la superficie muy lentamente por lo que son las últimas en ser

recibidas por los sismógrafos. Son las causantes de las catástrofes superficiales en los terremotos de gran intensidad. Al transmitirse por la superficie no proporcionan ninguna información sobre la estructura interna de la Tierra.

Desde el punto de vista del estudio estructural de la Tierra, las ondas sísmicas

más importantes son las P y las S, ya que se comportan reflejándose o refractándose cuando encuentran una superficie de separación entre dos medios de densidades distintas y por lo tanto estas ondas recibidas en toda una red de observatorios suministran una valiosa información acerca de las propiedades del material existente a distintas profundidades en el interior (en realidad, proporcionan una especie de radiografía del interior de la Tierra).

Si se consideran para el epicentro de un terremoto dado los sismogramas

obtenidos en estaciones cada vez más alejadas del epicentro, se observa que a ambos lados del epicentro, y sobre la superficie de la Tierra, ocurre lo siguiente en los distintos observatorios sismológicos.

a) De 0 a 200 km. de distancia del epicentro se reciben ondas P y S reflejadas con velocidades casi constantes (5,6 y 3,4 km/s

respectivamente) .Que se llaman ondas individuales. b) De 200 a 800 km. de distancia del epicentro se reciben dos ondas P que viajan a 5,6 y 8 km./s. y dos ondas S que viajan a 3,4 y

5,5 km./s. A las ondas P y S que viajan a mayor velocidad se las llama ondas normales c) De 800 a 11.500 km. (103° de latitud del epicentro) de distancia al epicentro se reciben solamente las ondas normales P y S que viajan a 8 y 5,5 km/s.

respectivamente d) De 11.500 (de 103° latitud del epicentro)a 14.000 km.(a unos 142° de latitud del

epicentro) de distancia al epicentro desaparecen las ondas S completamente, y las ondas P que se reciben son ondas

refractadas, de menor velocidad que la que cabría esperar. Hay, por tanto, entre los 103° y los 142° de latitud respecto a un epicentro dado, una zona de sombra de unos 39°, en la que las ondas S no se reciben y las P se reciben débilmente por estar amortiguadas.

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e) Más allá de los 14.000 km. Las ondas P vuelven a recibirse fuertes y claras, pero con una velocidad

notablemente amortiguada.

ZONA DESOMBRA

EPICENTRO

200 km

800 km

11500 km (103°)

14000 km (142°)

INTERPRETACION 1- El estudio de sismogramas de estaciones cercanas al epicentro permite deducir

la existencia de dos capas de distinta naturaleza. · corteza ---- por la cual las ondas P y S viajan a menor velocidad · manto --- por la cual las ondas P y S viajan a mayor velocidad. Al límite de separación entre la corteza y manto, que viene marcado por el gran

aumento en la velocidad de las ondas sísmicas, aumento que pone de manifiesto un cambio en la naturaleza del medio, se le conoce con el nombre de discontinuidad de Mohorovicic.

2- El estudio de sismogramas alejados del epicentro permitió deducir la existencia

del núcleo terrestre y la discontinuidad de Gutemberg. La presencia de una zona de sombra implica que existe una superficie de discontinuidad que separa un medio exterior (en el que la velocidad de las ondas es muy grande) de un medio interior (donde la velocidad es más débil). Gutemberg demostró que ésta discontinuidad existía a unos 2900 km. de profundidad, separando una zona de material menos denso, el manto (donde la velocidad era lógicamente mayor, de una zona de material más denso, el núcleo (donde la velocidad de las ondas P era menor, por efecto de la mayor densidad).

¿Como interpretar esta zona de sombra y llegar a la conclusión de la separación

manto-núcleo a través de la discontinuidad de Gutemberg? Las ondas P+S de diversas clases (individuales y/o normales) se reciben

directamente hasta los 11.500 km. (= 103° latitud del epicentro). El último rayo sísmico P+S que se recibe a los 103° de latitud es un rayo tangente a la discontinuidad de Gutemberg, el cual no penetra en el núcleo.

Los rayos S no se reciben más allá de los 103°, no penetran en el núcleo, por lo

que se supone que el núcleo externo está en estado líquido (fundido), ya que las ondas S no se propagan en los líquidos.

Los rayos que penetran en el núcleo y lo atraviesan son rayos P, siendo el último

rayo P directo el recibido a los 103° en el observatorio (2) [ver figura]

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El siguiente rayo geométricamente trazado se refracta en el núcleo, que es de densidad distinta a la del manto, y surge a los 183° de distancia del epicentro. Los siguientes rayos incidentes, que cada vez van siendo más perpendiculares al centro de la Tierra, se refractan dentro del núcleo, apretándose más y más hacia el centro (acercándose a la normal).

Desde el centro hacia el sur siguen el camino inverso, separándose de la normal,

ya que van pasando a medios de menor densidad, y van a salir entre los 103° y los 142°, medidos desde el epicentro, es decir, dentro de la zona de sombra.

La recepción de ondas P, muy débiles dentro de la zona de sombra, revela la

existencia de un pequeño núcleo sólido que desvía las ondas P hacia el exterior.

2.2.2.2. DISCONTINUIDADES SISMICAS Las discontinuidades sísmicas son los límites de separación entre dos capas de

estado físico o de composición diferentes. Estos límites son detectados por métodos sísmicos ya que vienen marcados por una variación en la velocidad de las ondas sísmicas P y S. [ver fig.1].

Del estudio detallado de la gráfica de velocidades de propagación de las ondas S y P por el interior de la Tierra, se desprende la existencia de dos discontinuidades de primer orden (se consideran de primer orden cuando se observa un cambio de velocidad muy brusco de una capa o otra). Se consideran pertenecientes a este grupo la discontinuidad de Mohorovicic y la de Gutemberg, las cuales permiten subdividir a la Tierra en tres capas concéntricas, que son: CORTEZA, MANTO Y NUCLEO.

También se han observado otras discontinuidades llamadas de segundo orden, en

las cuales la variación de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas es acusada, pero no tan brusca como en las anteriores, que son: la discontinuidad de Conrad, la de Reppeti y la de Lheman (Wiechert o Jeffreys) que permiten subdividir las tres capas anteriores.

- Discontinuidad de Mohorovicic (o Moho) D1: la profundidad a la que se localiza varía respecto a la superficie, según las zonas entre 7 (por debajo de la corteza oceánica) y 100 km. (por debajo de las cordilleras montañosas en la corteza continental) de profundidad , se toma como 50 km. de media. Separa la Corteza del Manto.

- Discontinuidad de Gutemberg D2: localizada a los 2.900 km. de profundidad.

Separa el Manto del Núcleo. Se caracteriza por un brusco descenso en la velocidad de propagación de las ondas P y por que las ondas S dejan de transmitirse indicando que el núcleo externo es fluido.

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- Discontinuidad de Reppeti d3 : localizada a los 1.000 km. de profundidad separa al manto en un manto superior, donde la velocidad de propagación de las ondas sísmicas aumenta rápidamente con la profundidad de un manto inferior en el que la velocidad de las ondas sísmicas aumenta más lentamente con la profundidad.

- Discontinuidad de Lheman (Wiechert o Jeffreys) d4 : localizada a los 5.100

km. de profundidad. Separa el núcleo en dos partes, un núcleo externo fluido (ya que dejan de transmitirse las ondas S) y un núcleo interno nuevamente sólido. Algunos autores no la admiten y suponen una zona de transición entre el núcleo externo y el interno situada entre los 4980 km. y los 5120 km. de profundidad.

- Discontinuidad de Conrad d5 : discontinuidad que sólo se observa en algunos

puntos de la corteza continental. Esta cuando existe marca el límite de separación entre una corteza continental ácida y una corteza continental básica. Se localiza a profundidades variables. 2.2.2.3. ESTRUCTURA VERTICAL DE LA TIERRA EN FUNCION DE LAS ONDAS SISMICAS

A partir de éstos datos Bullen (1963) propone el siguiente modelo de la estructura vertical de la Tierra. [ver fig. 2].

2.2.2.4. ESTRUCTURA VERTICAL DE LA TIERRA EN FUNCION DEL COMPORTAMIENTO MECANICO DE SUS DOS PRIMERAS CAPAS

Hoy en día y a partir de los años 60, en que se formuló la teoría de la Tectónica de

Placas, los geofísicos que estudian el interior de la Tierra, establecen una nueva división de ella, útil para explicarla dinámica de las capas externas de la Tierra, en función del comportamiento mecánico de éstas capas más externas.

Proponen un modelo formado por 4 capas concéntricas, que son: Litosfera, Astenosfera, Mesosfera y Endosfera. [ver fig. 3].

La Litosfera: es la capa más externa de la Tierra, que engloba a la corteza y a los

50 primeros kms. del manto (lo que se ha llamado manto externo). Tiene un espesor entre los 70 y 150 km. dependiendo de la zona en la que nos encontremos, por debajo de los océanos o en las grandes cordilleras. Así, la litosfera puede ser oceánica y continental dependiendo de que englobe a una u otra corteza. Se trata de una capa sólida y rígida. Está cubierta por la Hidrosfera y Atmósfera y descansa sobre la Astenosfera.

La litosfera se caracteriza por encontrarse dividida en una serie de casquetes

esféricos que se llaman placas litosféricas estables en sus zonas centrales y que poseen una gran inestabilidad en sus bordes. Estos casquetes se mueven unos con respecto a los otros, cuyo movimiento relativo entre ellos puede ser de alejamiento o de acercamiento, y cuya velocidad de desplazamiento es de unos pocos mm./s. [ver. fig. 4].

La litosfera se caracteriza porque es una capa rígida cuya rigidez aumenta con la

profundidad, como lo demuestra la velocidad de las ondas sísmicas. Esta capa es capaz de soportar esfuerzos tectónicos considerables, durante largos periodos de tiempo sin deformarse y cuando se deforma lo hace fracturándose, superado el límite de elasticidad.

La Astenosfera: es la capa que se encuentra inmediatamente debajo de la

litosfera, comprende parte del manto superior y parte de la zona de transición, ya que se extiende desde los 70 o 150 km. hasta los 700 km. de profundidad aproximadamente, según los últimos datos sísmicos.

También recibe el nombre de canal de baja velocidad, ya que en ella se produce

un retardo de las ondas sísmicas S y P, (según datos iniciales de Gutemberg ésta disminución de la velocidad se produce entre los 50 y 250 km. de profundidad, pero estudios más recientes han demostrado que el fenómeno de retardo de las ondas sísmicas se da desde los 50 a los 700 km. de profundidad aproximadamente). Este descenso brusco en la velocidad de las ondas sísmicas no se puede atribuir exclusivamente a la elevación de la densidad, si no que se

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atribuye a que los materiales en ésta capa se encuentran parcialmente fundidos, lo que permite el desplazamiento de las placas litosféricas por encima de ella.

Se trata de una capa sólida de rigidez muy pequeña, por lo que tiene

comportamiento plástico. Esta capa responde a los esfuerzos tectónicos deformándose plásticamente. Existe en esta capa un flujo, quizá en forma de corrientes de convección, debido a diferencias de temperatura entre unas áreas y otras.

La Mesosfera: Se extiende por debajo de la Astenosfera hasta una profundidad de

2.900 km., englobando parte del manto superior y todo el manto inferior. Se encuentra separado del núcleo por la discontinuidad de Gutemberg.

La Endosfera: Se localiza debajo de la mesosfera, se divide en dos capas una

externa fluida, y otra interna sólida. Se corresponde con el núcleo

2.3. COMPOSICION Y ESTRUCTURA DEL MANTO Y NUCLEO TERRESTRE 2.3.1. COMPOSICION , ESTRUCTURA Y ORIGEN DEL NUCLEO TERRESTRE 2.3.1.1.ESTRUCTURA

El núcleo es la capa más interna de la Tierra. La variación de las ondas sísmicas permiten una subdivisión del núcleo en dos zonas de comportamientos bien distintos, que corresponden:

- núcleo externo: se supone fluido, ya que las ondas S dejan de transmitirse. Va desde los 2.900 km. de profundidad a los 4.980 km.

- núcleo interno: sólido, que va desde 5.120 km. hasta los 6.378 km. Los cuales se encuentran separados según Bullen (1963) por una zona de

transición (4.980 km. - 5.120 km.) . Mientras que para otros autores, éstas dos capas del núcleo se encuentran separadas por la discontinuidad de Lheman (Jeffreys o Wiechert) localizada a los 5.100 km. de profundidad.

2.3.1.2. COMPOSICION

Actualmente se sigue aceptando que el núcleo en su mayor parte se encuentra

formado por Fe. Los datos que avalan como candidatos al Fe son: - datos geofísicos de tipo sismológico y cálculos de densidades: la densidad

calculada para el núcleo se corresponde con la de numerosos elementos químicos del sistema periódico, entre ellos se encuentra el Fe. Los valores de las ondas sísmicas también son acordes con los calculados para el Fe.

- datos geomagnéticos: La existencia de un importante campo magnético de

estructura dipolar sólo puede explicarse con la presencia de un elemento metálico en el núcleo, ya que para que la geodinamo funcione, el núcleo ha de ser conductor eléctrico, y el hierro es un buen candidato, lo suficientemente abundante en el Universo, que cumple ésta propiedad.

- datos cosmológicos: El Fe es el único metal lo suficientemente abundante en el

universo como para formar una masa tan importante como es el núcleo terrestre. Ningún otro elemento abunda en el cosmos como para erigirlo como candidato alternativo, que presente las propiedades observadas en el núcleo.

Existe un inconveniente que es que el Fe es demasiado denso, para las

condiciones de presión reinantes en el núcleo. Hay que buscar candidatos que rebajen la densidad del hierro, por aleación con él.

Por analogía con la composición de los sideritos, parece probable la existencia en el núcleo terrestre de Níquel (que entraría en una proporción aproximada de un 4%), pero esto apenas

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cambia la densidad. Haría falta un elemento ligero, que además de disolverse en el hierro fundido, forme aleación con el hierro sólido a alta presión. De los muchos candidatos (H, He, C, N, MgO, O y S) tan sólo el S reúne las dos condiciones.

La presencia de troilita (SFe) en los meteoritos, refuerza la hipótesis de un núcleo

de sulfuros de hierro y níquel, en el que el azufre ascendería a un 8 a 10% en peso. Esta aleación tendría un punto de fusión unos 1000° centígrados más bajo que el hierro puro, lo que ayudaría a explicar el estado líquido del núcleo externo.

El principal inconveniente del azufre, es que, a largo plazo, su carácter volátil

debería haberle hecho migrar hacia el exterior de la Tierra. CONCLUSION: Se sigue aceptando que el núcleo en su mayor parte se encuentra

formado por hierro o bien por una mezcla de Níquel y Hierro, pero un 8 a un 10% de su composición química está constituida por componentes más ligeros, que muy bien podrían ser sulfuros del mismo hierro.

Hoy en día se supone, aunque no esta demostrado, que el núcleo interno y el

externo tienen igual composición y que el núcleo interno se formó y se está formando por cristalización del núcleo externo: si esto es así, la discontinuidad entre uno y otro correspondería al intervalo de fusión del material componente. Así, la zona de transición localizada entre los 4980-5120 km de profundidad, en la que se han observado velocidades sísmicas intermedias, entre las del núcleo externo e interno, se interpreta como una mezcla de partes sólidas y partes fundidas (zona que se encuentra en el punto de fusión, por encima del punto de fusión se encontraría el núcleo externo fundido, por debajo del punto de fusión se encontraría el núcleo interno sólido). 2.3.1.3. ORIGEN DEL NUCLEO

El origen del núcleo terrestre es sin duda uno de los grandes temas de la geofísica y el centro de una polémica aún sin resolver.

Existen tres hipótesis que intentan explicar la formación del núcleo, que son [ver

fig. 5] : a) hipótesis de la acreción homogénea Supone que el planeta inicialmente homogéneo, se diferenció después de una

forma catastrófica (hipótesis de la condensación en equilibrio). Así, la Tierra se habría formado por acción de partículas con una misma

composición (silicatos + metales). Posteriormente el Fe (elemento + denso y menos refractario, se habría fundido, cayendo gravitatoriamente hasta ocupar el centro del planeta, del que desplazaría a los silicatos, al hacerlo se desprendería una gran cantidad de calor, en lo que habría sido el mayor episodio térmico de la Historia de la Tierra: que se ha llamado El Gran Acontecimiento Térmico.

b) hipótesis de la acreción heterogénea Esta hipótesis propone que las primeras partículas condensadas y acrecionadas

serían metálicas y formarían el núcleo directamente; sólo después se condensarían los silicatos para formar el manto. Esta hipótesis ha sido ya descartada, ya que deja sin resolver un aspecto fundamental: si el Fe ya estaba en el núcleo desde el principio, no hay desprendimiento de energía, con lo que no es fácil explicar que el núcleo esté aún semifundido.

c) hipótesis sintética Supone que la Tierra comenzaría a crecer a partir de silicatos+metales mezclados,

pero se calentaría rápidamente debido a los impactos, y cuando tenía tan sólo la mitad de su tamaño actual, el hierro se fundió y descendió para formar el protonúcleo. Este no seria previo al manto, pero sí anterior al final de la formación del planeta, aunque en ésta Tierra semifundida y aún en crecimiento, las nuevas partículas metálicas se fundirían y se añadirían al núcleo metálico, que terminaría de formarse al mismo tiempo que la Tierra.

Una vez formado, éste núcleo fundido comenzaría a enfriarse y su parte central se solidificaría formando el núcleo interno: el calor latente de fusión desprendido pondría al núcleo

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externo en un movimiento convectivo complejo que, por producirse en el seno del campo magnético protosolar, generaría un campo eléctrico y, en último término el campo magnético descrito. 2.3.2. ESTRUCTURA, COMPOSICION Y ORIGEN DEL MANTO 2.3.2.1. ESTRUCTURA DEL MANTO

El manto es la capa que se sitúa entre la corteza, separada de ella por la discontinuidad de Mohorovicic, y el núcleo, separado de él por la discontinuidad de Gutemberg.

Dentro del manto se diferencian: - Manto superior

· Manto externo: va desde el limite inferior de la corteza hasta los 70 o 150 km. de profundidad. Junto con la corteza forma la Litosfera.

· Astenosfera: desde los 70-150 km. a los 600-700 km. de profundidad · Zona de transición : va desde los 700 km. a los 1000 km. de profundidad

- Manto inferior: va desde los 1000 Km. (donde se localiza la discontinuidad de Reppeti) hasta los 2900 km. de profundidad (donde se localiza la discontinuidad de Gutemberg).

2.3.2.2. COMPOSICION DEL MANTO

Las hipótesis sobre la composición química del manto se basan en dos hechos fundamentalmente:

- los datos geofísicos obtenidos del mismo. - el estudio de las rocas que se suponen derivadas de ésta zona. a) Manto externo: es la capa más externa del manto superior, que junto con la

corteza forma la capa que hemos denominado como Litosfera. La composición química del manto externo no es conocida con certeza, aunque

existe actualmente un acuerdo general de que el manto superior está formado por algún tipo de peridotitas, que en determinadas condiciones habrían podido llegar a la superficie a través de la corteza, ya que se ha observado la existencia en una serie de afloramientos de rocas ultrabásicas (rocas sin feldespatos y pobres en sílice) de peridotitas, que tienen igual densidad que la calculada para el manto superior (3,3 gr.cm-3) y que afloran tanto en zonas oceánicas como en las cadenas montañosas (donde forman parte de los complejos ofiolíticos u ofiolitas).

Las peridotitas son rocas ígneas (magmáticas) formadas fundamentalmente por

olivino, piroxenos y espinela o granates. Esta hipótesis (manto superior formado por peridotitas) se ve apoyada por las

siguientes evidencias indirectas: - A las temperaturas del manto algunos minerales de las peridotitas (granates y

algunos piroxenos: aproximadamente el 25% de la roca) se funden, dando líquidos basálticos, que son precisamente los magmas más abundantes producidos en el manto.

Frecuentemente, los basaltos poseen en su interior enclaves de Dunitas (rocas

formadas por minerales refractarios, sobre todo 90% de olivino y algo de espinela) o sea, rocas formadas por los minerales de las peridotitas no fusibles las temperaturas del manto. [ver fig. 6].

- Similitud química de las peridotitas con las partes no metálicas ni volátiles de las

condritas carbonáceas, que son un tipo de meteoritos, cuya composición presentan también algunos de los mayores asteroides, esto indica que las rocas de tipo peridotítico eran condensados frecuentes en la nebulosa solar cuando ésta se enfrió. [ver fig. 7].

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Actualmente se supone que el manto superior es químicamente homogéneo y que está compuesto por algún tipo de peridotitas, de manera que la discontinuidad del Moho supondría un cambio químico de los materiales que componen la corteza inferior basáltica (olivino, piroxenos, plagioclasas) al manto.

También hay que recordar que el manto externo está incluido actualmente en la

litosfera y que la rigidez del mismo no difiere mucho con la de la corteza, por lo que la discontinuidad del Moho puede deberse a un aumento de la densidad únicamente debido al aumento de presión, sin que existan excesivos cambios en cuanto a la composición química ni mineralógica.

b) Astenosfera: Su estructura y límites ya han sido definidos en un párrafo

anterior, solamente indicar aquí una pequeña referencia a su composición. Esta capa no se encuentra separada por ninguna discontinuidad del manto

externo, por lo que se piensa que el paso de una a otra es gradual y que la composición no debe ser distinta de las capas superiores.

Sin embargo, a lo largo de esta capa las ondas sísmicas presentan un descenso

brusco de velocidad que se ha atribuido al estado de fusión parcial en el que se encuentran los materiales que componen a esta capa.

c) Zona de transición: Llega hasta los 1.000 km. de profundidad y representa un

cambio o bien en la composición química o bien en la mineralogía, entre la astenosfera y el manto inferior.

d) Manto inferior: Corresponde a la parte inferior del manto, la cual se encuentra

separada del manto superior por la discontinuidad de reppeti (localizada a los 1.000 km. de profundidad) y del núcleo por la de Gutemberg (localizada a los 2.900 km.) que con su enorme caída de velocidad en las ondas P y desaparición de las ondas S marcan la entrada a un núcleo externo, que en un principio será fluido.

En cuanto a su composición química, existen dos posibilidades: - Que el manto inferior esté formado por silicatos semejantes, en cuanto a

composición química a los del manto superior, pero que presentan un empaquetamiento distinto, el cual puede deberse al aumento de presión.

Esta posibilidad implica que la única diferencia entre el manto superior e inferior

sea física: en el manto superior cada átomo de silicio esta rodeado por 4 oxígenos, en una estructura muy abierta (estructura tipo olivino) que luego se comprime (estructura tipo espinela) y por último, en el manto inferior, se deforma, pasando cada silicio a estar rodeado por 6 oxígenos (estructura tipo perovskita). Con cada cambio estructural aumenta la rigidez de la roca y con ella la velocidad sísmica. [ver fig. 8].

- Que el manto inferior esté formado fundamentalmente por óxidos de

determinados cationes tales como (Fe, Mg, Al, y Si), que son las combinaciones geoquímicas que poseen valores de densidad y de incompresibilidad coherentes con los calculados teóricamente para estas profundidades. Y por lo tanto esta segunda alternativa, supone la existencia de un cambio más radical en la composición química entre el manto superior y el inferior.

Resumiendo: en el manto al aumentar la profundidad se debe pasar por una zona

de silicatos a otra formada bien por silicatos similares pero con un empaquetamiento distinto, o bien formada por óxidos o bien por las dos cosas a la vez.

2.3.2.3. ORIGEN DEL MANTO

En la hipótesis de la condensación en equilibrio, el manto se considera en un

principio como el complemento no fundido del núcleo. Sin embargo, probablemente los materiales que hoy forman el manto se pudieron fundir en alguna medida cuando el hierro del núcleo se separó. En los últimos años se han popularizado hipótesis sobre la existencia en éste

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momento de la historia de la Tierra de un océano de magma, o sea de una superficie magmática libre (como la que se cree que existió en la luna). Para ello habría hecho falta que los silicatos que luego formarían el manto, se hubiesen fundido en su mayor parte.

Sin embargo, aunque algunos autores defienden esta posibilidad, la mayoría la

rechazan basándose en que esta fusión generalizada habría dejado como señal una fuerte estratificación por densidades en la corteza continental y en el manto superior y al no encontrarse esta estratificación, se concluye que el porcentaje de fusión de los silicatos durante la formación del núcleo debió ser menor del 20%, lo que excluye la existencia de un océano de magma. Por lo tanto no se descarta la existencia de un nivel profundo fundido, una especie de océano subterráneo de magma que sería el precursor de la actual Astenosfera.

2.4. ESTRUCTURA VERTICAL Y HORIZONTAL DE LA CORTEZA TERRESTRE. CORTEZA CONTINENTAL Y OCEANICA. 2.4.1. ESTRUCTURA VERTICAL DE LA CORTEZA. CORTEA CONTINENTAL Y CORTEZA OCEANICA.

Es la capa más superficial de la Tierra, se extiende hasta la discontinuidad del Moho, esta no es un plano ideal si no una zona de transición de varios kms. de espesor. Se localiza a una profundidad variable, que es máxima bajo los continentes, bajo las cordilleras geológicamente recientes (100 km.) y mínima bajo los océanos (de 5 a 10 km.).

En función de la composición química y de las grandes diferencias en espesor, etc.

se diferencian dos tipos de corteza [ver fig. 9]. - corteza continental - corteza oceánica

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a) Estructura de la corteza continental Tradicionalmente y hasta los años 1970, se había supuesto que la C.C. tenía una

estructura estratificada (como la C.O.) formada por tres niveles: . nivel de sedimentos . nivel superior de tipo granítico (rocas ácidas) . nivel inferior de tipo basáltico (rocas básicas) donde el nivel superior estaría separado del inferior por la discontinuidad de

Conrad. [ver fig. 10]. Actualmente se divide a la corteza en tres niveles en función del grado de

metamorfismo que ha sufrido, así se diferencian: . nivel superior: que está sin metamorfizar o ha sufrido un metamorfismo leve

(rocas sedimentarias, o volcánicas etc.). . nivel intermedio: que ha sufrido un intenso metamorfismo. El quimismo de las

rocas suele ser ácido o intermedio (gneisses, migmatitas y otras rocas plutónicas). . nivel inferior: formado por rocas de quimismo variable (granulitas, gabros, arcillas,

calizas metamorfizadas), aunque suelen ser básicas, las cuales se encuentran muy intensamente metamorfizadas [ver fig.11].

Cuando el nivel inferior es básico, se puede detectar un cambio en la velocidad de

las ondas sísmicas respecto a los niveles superiores (la discontinuidad de Conrad), que por el contrario es inexistente en otras zonas.

b) Estructura de la corteza oceánica En la corteza oceánica se diferencian, de arriba a abajo [ver fig. 12 y 13]: . nivel 1- Capa de sedimentos: formada por sedimentos poco consolidados y

empapados en agua. Esta capa es de desarrollo variable según las zonas. Siendo prácticamente inexistente cerca del eje de las dorsales oceánicas activas y su espesor aumenta progresivamente, hacia las cuencas oceánicas, cerca de los continentes, donde puede alcanzar 2 o 3 km.

. nivel básico, formado a su vez por dos niveles que son: . nivel 2- Formado por un complejo de diques basálticos y coladas basálticas

submarinas (lavas almohadilladas). . nivel 3- Formado por Gabros (rocas ígneas plutónicas)

En la interfase entre continentes y océanos existe un tipo de corteza con estructura tipo continental pero de grosor intermedio (20 km.) que se conoce con el nombre de corteza de transición.

Algunos autores hacen corresponder esta corteza continental transicional a los

bordes continentales estirados y adelgazados durante la apertura de un nuevo océano tras la aparición del continente original ("rifting"). En la mayor parte de los casos, este tipo de corteza queda cubierta por las aguas y los sedimentos, cada vez más potentes del borde continental.

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DIFERENCIAS ENTRE LA CORTEZA CONTINENTAL Y LA OCEANICA CORTEZA CONTINENTAL CORTEZA OCEANICA ESPESOR MEDIO MAYOR: 35 km., pudiendo alcanzar valores de unos 100 km. debajo de las cordilleras.

ESPESOR MEDIO MENOR: 7 km.

QUIMISMO: composición más ácida, ya que la corteza continental posee aproximadamente un 60% de SiO2. De ello resulta que la corteza continental posee menor densidad.

QUIMISMO: composición más básica, ya que la corteza oceánica posee menos del 50% de SiO2. De ello resulta que la corteza oceánica posee mayor densidad.

EDAD: las rocas más antiguas conocidas de la corteza continental poseen una edad de hace 3.500 millones de años. La corteza continental no es reciclable.

EDAD: Las rocas más antiguas de la corteza oceánica poseen una edad de hace 180 millones de años (no se conocen sedimentos anteriores al Jurásico). Se supone que la corteza oceánica producida desde el comienzo de la Tierra hasta hace 180 millones de años ha sido destruida (en los bordes de placa destructivos) y por lo tanto es reciclable.

VELOCIDAD DE CRECIMIENTO: La corteza continental es de crecimiento lento ya que en los últimos 3.500 millones de años ha cubierto sólo el 40% de la superficie terrestre.

VELOCIDAD DE CRECIMIENTO: La corteza oceánica es de crecimiento rápido, ya que en los últimos 180 millones de años ha cubierto el 60% de la superficie terrestre.

TIPO DE CRECIMIENTO: La distribución de edades muestra que en los continentes, las rocas más antiguas se sitúan en el centro de los continentes y las más modernas en los bordes, por lo que los continentes parece que se forman por los bordes, debido a un repetido parcheo.

TIPO DE CRECIMIENTO: La distribución de edades muestra que en las cuencas oceánicas las rocas más antiguas se sitúan en los bordes de la cuenca, cerca de los continentes y las más modernas en el centro de la cuenca oceánica, lo cual indica que la corteza oceánica crece por el centro de la cuenca oceánica debido al ascenso de material magmático por las dorsales.

ORIGEN Y FORMACION DE LA CORTEZA

Partiendo de la teoría de la condensación en equilibrio o de la sintética y de la suposición de que los silicatos del manto se fundieron en el interior formando una especie de océano subterráneo de magma , resto del cual es la actual astenosfera.

Se supone que la corteza inicial sería transitoria, ya que se refundiría al descender

arrastrada por corrientes convectivas y sería perforada por los frecuentes impactos de planetoides.

Según los datos lunares, hace unos 3.900 m. de a. existió un bombardeo masivo

de asteroides y cometas. Este periodo, en el que las rocas superficiales probablemente de tipo basáltico y en equilibrio inestable sobre una capa fundida y eran acribilladas desde el espacio por planetoides, no ha podido dejar huellas.

Hacia el final de este movido comienzo, algunas zonas del planeta (probablemente

situadas sobre columnas convectivas ascendentes) pudieron acumular suficiente cantidad de roca como para formar un germen de corteza estable. Alguna zona del océano subterráneo de magma más rica en K pudo dar lugar a rocas graníticas, que formarían la primera corteza estable. [ver fig.14].

Como ya se ha indicado, la distribución de edades de las rocas en los continentes

muestra que las rocas más antiguas se sitúan en el núcleo o núcleos centrales y las más modernas en los bordes. Parece que los continentes se forman por los bordes y el proceso formador parece consistir en un continuo parcheo, tanto en la vertical como en la horizontal. [ver fig. 15].

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El crecimiento en grosor de la corteza continental se realiza mediante los

siguientes procesos [ver fig.16]: a) vulcanismo : porciones de magma suben desde el manto perforando la corteza. b) plutonismo: o incrustándose en ella. c) con frecuencia, las rocas de la base de la corteza son menos densas que el

magma, que cristaliza en su base. La corteza oceánica se forma actualmente por ascenso de material magmático,

procedente de la astenosfera que sale por las dorsales oceánicas, este magma se adosa a cada borde de la dorsal haciendo diverger a cada borde de placa. La distribución de edades muestran que las cuencas oceánicas las rocas más antiguas se sitúan en los bordes, cerca de los continentes lo cual indica que crece por el centro de los océanos, y como ya se ha indicado por ascenso de material magmático por las dorsales oceánicas.

La corteza oceánica más antigua conocida es de hace 180 m. de a. ¿Que existió

antes donde ahora existe corteza oceánica?. A no ser que pensemos que hasta hace 180 m.a. el manto no estaba cubierto por corteza, lo que implica que la Tierra actual es mucho más capaz de generar magmas que la antigua, cosa poco probable, se debe llegar a la conclusión de que la corteza oceánica producida desde el comienzo de la Tierra hasta los 180 m.a. ha sido destruida, luego es reciclable. Además, es de crecimiento rápido, en 180 m.a. ha cubierto el 60% de la superficie terrestre.

2.4.2. ESTRUCTURA HORIZONTAL DE LA CORTEZA

En la horizontal, en la corteza se diferencian una serie de conjuntos

morfoestructurales, llamados así porque el relieve es consecuencia de la estructura interna, en vez de ser debido a la morfología externa:

a) CONTINENTES En sentido fisiográfico estricto, las masas continentales se definen como los

lugares que se encuentran por encima del nivel medio del mar. Desde un punto de vista geológico, esta definición no es válida y se definen los continentes por sus relaciones con el manto y por su espesor, de tal modo que se fijan sus límites en los lugares en que la potente corteza continental, pasa bruscamente a la más delgada corteza oceánica. Así, considerados, los continentes comprenden a las masas continentales definidas fisiográficamente y a las zonas cratogénicas sumergidas (también llamadas plataformas continentales). [ver fig.17].

Dentro de los continentes se diferencian las siguientes unidades: a.1.- Cordilleras u orógenos: son las áreas inestables de la corteza de edad

postcámbrica. Corresponden a edificios de porte prismático, más o menos arqueados constituidos por rocas metamórficas y/o sedimentarias que alcanzan grandes espesores (superiores a los 10.000 m. en muchos casos) que se encuentran plegadas, fracturadas y han sido intruidas por formaciones ígneas.

Existen dos tipos de cordilleras u orógenos: · Orógenos Caledónicos y Hercínicos: Son las cordilleras formadas durante el

Paleozoico. Poseen relieves maduros y suaves. · Orógenos Alpinos : relieves juveniles formados durante el Mesozoico. a.2.- Cratones o escudos: áreas muy estables de la corteza de edad antecámbrico.

Son antiguas cordilleras arrasadas y peneplanizadas (relieves llanos). Existen dos tipos de cratones o escudos: · Escudos Precámbricos o zonas cratogénicas emergidas: son unidades

rígidas, estables, sin manifestaciones actuales de tipo ígneo o sísmico notables, constituidos

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por rocas metamórficas total o parcialmente intuidas por rocas ígneas. Cuyas edades son en casi la totalidad de los casos, anteriores al Cámbrico (600 m.a.). Presentan evidencias de haber sufrido varias fases de plegamiento y/o fracturación. Su forma actual salvo "rejuvenecimientos" recientes por tectónica de fractura vertical, es el de amplias regiones arrasadas que presentan modelado de tipo senil (amplias regiones de relieves llanos), se trata de penillanuras.

Los escudos constituyen en todos los casos los "núcleos de los continentes, apoyándose sobre ellos todas las demás formaciones, y por las estructuras presentes se puede deducir que se trata de antiguas cordilleras que han sido llevadas a su estado actual por una continua erosión a lo largo del tiempo.

Se encuentran éstos escudos rodeados por orógenos. Sobre los escudos se sitúan las plataformas interiores, algunas plataformas

poseen surcos aulacógenos o cubetas sedimentarias donde se depositan sedimentos que proceden de la erosión de los orógenos que existen alrededor, estos sedimentos se disponen horizontales (a diferencia de los sedimentos de los geosinclinales). [ver fig. 18].

Buenos ejemplos son el escudo Báltico, gran parte del Canadá, al norte de la región de los grandes lagos y, a escala más modesta, la región noroccidental de la Península Ibérica.

· Escudos o cratones sumergidos o Plataformas continentales: Se trata de las

zonas de escudo que bordean a los continentes y que se encuentran cubiertas por una película de agua de 200 m. que reciben el nombre de mares epicontinentales. Se trata de un área de muy baja sismicidad cuyo límite superior es el de las mareas. Su pendiente es relativamente uniforme (2 por 100), alcanza distancias de la costa de hasta 50 km. y como ya se ha dicho se sitúa hasta profundidades de 200 m.

Las plataformas son zonas de escudo arrasadas y peneplanizadas que han sido cubiertas por el mar después de la última glaciación.

Es la zona donde se produce la mayor sedimentación actual, aparece como área de intensa sedimentación detrítica de origen continental, así como química (principalmente carbonatos) y bioquímica.

b) MARGENES CONTINENTALES Son las zonas de frontera entre el continente y el océano. Existen dos tipos de

márgenes continentales: b.1.- Márgenes continentales pasivos: Son aquellos que no coinciden con bordes

de placas, si no que se sitúan en el interior de una placa. En ellos no existe ninguna manifestación actual que permita suponer una tectónica activa. En sentido amplio se suele llamar así al conjunto formado por la plataforma continental y la pendiente continental (también conocido éste conjunto con el nombre de Precontinente), pero geológicamente la plataforma continental es la prolongación débilmente sumergida de los continentes (zonas cratogénicas sumergidas).

En sentido estricto los bordes continentales pasivos corresponden a la pendiente continental que es la zona de tránsito entre las plataformas continentales (continente) y el fondo de la cuenca oceánica (océano). Se trata de una zona que posee una mayor pendiente que la plataforma. En ella se diferencian dos zonas [ver fig. 19]:

· Talud continental: Definido a partir de una brusca inclinación de la pendiente

con respecto a la plataforma, que puede alcanzar valores de hasta el 40 por 100. Por la superficie del talud se desciende de una forma bastante uniforme. Se encuentra atravesado por unos accidentes que reciben el nombre de cañones submarinos, los cuales se inician en la plataforma, se trata de verdaderos barrancos o cañones similares a los fluviales, originados por la erosión producida por masas de sedimentos que se desplazan, embebidos en agua, a altas velocidades hacia las zonas más profundas de la cuenca oceánica, llamadas corrientes de turbidez.

Su mayor importancia reside en el papel que juega como transmisor de sedimentos, entre la plataforma y los fondos oceánicos, principalmente por medio de las corrientes de turbidez que corren por los cañones submarinos. Muy importante es, en este sentido, el hecho de que el talud sea una región de alta sismicidad, lo cual favorece la inestabilidad y consecuente movilidad de los materiales sedimentarios que hasta aquí llegan.

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· Glacis continental: Es la parte baja de la pendiente continental, es la continuación del talud, pero con pendientes mucho menores, del orden del 10 por 100. Se trata de la zona de enlace con las llanuras abisales profundas, y en ella se realiza una intensa sedimentación (incluso de hasta 8.000 m.) ya que aquí se acumulan los sedimentos deslizados de la plataforma a través de los cañones submarinos que recorren el talud.

Los bordes continentales pasivos nacen de la fragmentación de un continente

formándose una dorsal (apertura de un océano por fracturación de una placa continental inicial y formación de una dorsal) y comienza la divergencia entre las dos placas formadas [ver fig. 1.10].

b.2.- Márgenes continentales activos: Son aquellos que coinciden con bordes de

placas entre los que existe una convergencia y por lo tanto colisión entre placas donde una de ellas se introduce debajo de la otra produciéndose la destrucción de la litosfera de la placa que se introduce debajo. Se trata por lo tanto de zonas de subducción donde existe gran actividad geológica (sísmica y volcánica).

Los conjuntos morfoestructurales más típicos de las zonas de subducción son: · Fosas oceánicas: Se presentan como profundas depresiones de más de 10.000

m. que se extienden lateralmente bordeando a los continente o a los arcos islas volcánicos. Se forman por el propio proceso de subducción en la zona de choque entre dos placas [ver fig. 1.13]. En conjunto, las fosas presentan fuertes anomalías negativas de la gravedad acompañadas de una acusada sismicidad y vulcanismo. Dependiendo donde se sitúen se distinguen dos tipos de fosas:

- Fosas del borde precontinental: Son aquellas que se sitúan bordeando a los

continentes, se caracterizan porque presentan grandes acumulaciones de depósitos detríticos de origen continental. Presentan asociadas a su borde interno (el que queda hacia el continente) cordilleras perioceánicas. Por ejemplo la fosa de Chile. [ver fig. 1.13].

- Fosas oceánicas en sentido estricto: Se caracterizan por presentar asociadas a

su borde interno (el que queda hacia el continente) islas volcánicas que describen un arco con la convexidad hacia el océano y que reciben el nombre de arcos islas. Por ejemplo la fosa de Tonga.

Las características físicas y geológicas de las fosas oceánicas se pueden resumir

de la siguiente forma: - Son las zonas más profundas de los océanos. - Están normalmente desprovistas de sedimentos a pesar de situarse junto a los

continentes que son los proveedores de material sedimentario a las cuencas oceánicas.

- Cuando poseen sedimentos, están muy plegados como si hubiesen sido comprimidos.

- Flujo térmico bajo. · Arcos islas volcánicos: Conjunto de islas volcánicas, rodeadas de mar que se

disponen en forma de arco, dispuestas paralelas a la costa y con la convexidad hacia el océano. Se producen al chocar dos placas litosféricas por sus partes oceánicas, en la que una de ellas subduce o se introduce debajo de la otra, con un ángulo determinado (al plano de subducción se le conoce con el nombre de plano de Benioff), el rozamiento entre las dos placas eleva la temperatura, originando magmas debajo de la placa que no subduce, magmas que ascienden a la superficie originando las islas volcánicas en el borde de la placa que no subduce. [ver fig. 20].

Las características físicas y geológicas son: - Son cadenas curvas de islas volcánicas convexas hacia el lado oceánico. - Están compuestas por material volcánico y sedimentario. - Se encuentran separadas del continente por un mar interior (Asia, Oceanía). - Vulcanismo actual muy activo.

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· Orógenos térmicos o cordilleras perioceánicas: Son cordilleras montañosas

con actividad volcánica, que se desarrollan encima de los continentes, en las márgenes continentales activas. Se producen al chocar dos placas litosféricas, convergiendo el borde continental de una y el oceánico de la otra. Al chocar, y como la litosfera oceánica es más delgada, es ésta placa la que subduce debajo de la continental, elevando la temperatura y originando magmas que salen a la superficie como erupciones volcánicas en la placa continental. A su vez la placa continental se engrosa y se pliega formándose éstas cordilleras, que se caracterizan por la presencia de manifestaciones magmáticas Ej. Andes [ver fig. 1.13.].

c) OCEANOS Se trata de los fondos de las cuencas oceánicas que están formados por corteza

oceánica. Dentro de los océanos se diferencian: c.1.- Llanuras abisales: Son zonas llanas que forman el fondo de las cuencas

oceánicas, formando amplias superficies de forma impresionantemente plana (pendiente menor del 1 por 1000) situadas a profundidades medias de 5.000 m. y que presentan un recubrimiento sedimentario que se adelgaza según nos alejamos del continente hasta llegar a casi desaparecer por completo, quedando tan sólo una película formada por restos de esqueletos de organismos planctónicos.

Por debajo de la capa sedimentaria todo el fondo oceánico es de constitución volcánica. En efecto, las rocas que se han alcanzado en todos los sondeos realizados, así como las que afloran y se han podido estudiar por observación directa o detectado por geofísica, son basaltos, principalmente toleíticos, que presentan estructuras típicas de erupciones subacuáticas (lavas almohadilladas); localmente y, asociadas a zonas de fracturas, existen serpentinas y peridotitas que se interpretan como unidades del manto superior que han alcanzado su actual posición como consecuencia de procesos tectónicos.

A veces la monotonía de éstas llanuras se ve rota por la presencia de montes marinos de forma cónica, que corresponden a volcanes submarinos, algunas de estas formas poseen la parte superior plana, corresponden a volcanes que han sido erosionados y sumergidos, reciben el nombre de Guyots.[ver fig. 10.29].

Las características físicas y geológicas de las llanuras abisales son: - Bajo flujo térmico en comparación con la dorsal. - Zonas llanas. - Acumulación de sedimentos que aumentan de manera gradual, conforme nos

alejamos de la dorsal. - Las rocas de la llanura abisal presentan un bandeado magnético, que es

simétrico en el Atlántico con respecto a la dorsal.

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c.2.- Dorsales oceánicas: Son los bordes divergentes de dos placas litosféricas que se separan. Se trata de relieves abruptos que se encuentran normalmente en la zona media de las llanuras abisales y que poseen una gran continuidad longitudinal, forman una doble alineación simétrica, con una depresión o "rift" central que alcanza anchuras de 25-50 km. Las elevaciones laterales del rift (que pueden llegar a emerger, como las Azores) presentan una acusada disimetría, siendo mucho más pendientes hacia el centro que hacia el exterior.

El rift constituye un foco térmico importante, pudiéndose constatar la existencia de temperaturas superiores a 17°C a profundidades mayores de 2.500 m., situándose su causa en la existencia de aportes relativamente continuos de material fundido (basaltos), que consolida en condiciones submarinas.

Este material fundido produce la creación de fondo oceánico y la progresiva expansión de éste a ambos lados de la dorsal (fenómeno opuesto a la subducción). [ver fig. 1.10].

Además, destacan fracturas transversales a la dorsal, que dan a la dorsal, vista en planta, un aspecto quebrado. Se llaman fallas transformantes y son un tipo especial de falla de desgarr, donde el desplazamiento relativo entre A y B es contrario [ver fig. 1.14]. Las fallas transformantes corresponden a bordes de placa pasivos, donde no se crea ni se destruye litosfera.

Las características físicas y geológicas de las llanuras abisales se pueden resumir de la siguiente forma:

- Elevado flujo térmico. - Vulcanismo actual. - Sismicidad muy frecuente. - Elevaciones topográficas, tanto paralelas como transversales a la dirección de

la dorsal. - Ausencia de sedimentos sobre las rocas volcánicas que forman la dorsal.

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