Esta fué la ultima entrada relacionada con este tema sobre conocer la tierra. Y también es el último tema que se ha estudiado este curso en la asignatura de Biología y Geología.

Espero que haya servido de ayuda.

5.3. Las zonas de falla transformante.

Este tipo de fallas aparece en dos situaciones, como límite neto entre dos placas o separando diferentes tramos activos de una dorsal (ver las dorsales) . En ambos casos se genera una importante sismicidad.

El ejemplo típico de este tipo de límites es la Falla de San Andrés, que pone en contacto la placa Norteamericana con la Pacífica. Su movimiento ha originado terremotos con devastadores efectos para las cercanas ciudades de San Francisco y Los Ángeles. Mientras las placas se desplazan, las rugosidades del límite hacen que este permanezca estático, acumulando energía en forma de deformación elástica. Así, cuando la energía es capaz de vencer el rozamiento, se

libera de forma repentina en forma de desplazamiento y de ondas sísmicas.

La colisión continental:

Supone el final del proceso de subducción por la completa desaparición de la litosfera oceánica que existía entre dos masas continentales, dando lugar a que una cabalgue sobre la otra, puesto que la Corteza continental es poco densa para subducir. Una colisión de este tipo origina grandes cordilleras (orógenos de colisión) como los Alpes o el Himalaya.

Las ofiolitas:

Representan fragmentos de corteza oceánica que han sido obducidos (lo contrario de subducidos) en un proceso de colisión continental. Los cuatro niveles de la secuencia estudiada en la corteza oceánica son perfectamente reconocibles. A su base pueden aparecer Peridotitas del Manto.

¿Hasta dónde subduce la Litosfera?

Hasta hace unos años se ponía como límite los 670 km, origen de los terremotos más profundos detectados y frontera del Manto superior e inferior. Actualmente se piensa que la subducción llega en forma de cascada hasta el contacto con el Núcleo externo formando el nivel D" del Manto.

5.2. La convergencia de placas: La subducción y la colisión continental.

En el movimiento de aproximación de dos placas litosféricas se verifica el proceso de subducción, esto es, se introduce una bajo la otra. La desaparición de toda la litosfera oceánica implica un proceso de colisión continental.

La subducción: La placa que subduce se curva originándose una zona de fosa donde se alcanzan las mayores profundidades oceánicas. La fricción entre las dos placas da lugar a zonas muy activas desde el punto de vista sísmico. La Litosfera de la placa que subduce se introduce en zonas del Manto a mayores temperaturas, produciendo su progresiva desaparición por fusión y provocando la aparición de un cinturón volcánico paralelo a este tipo de límites. Los sedimentos del primer nivel de la corteza oceánica pueden no subducir y ser incorporados al margen de la otra placa (prisma de acrección). Se pueden dar dos modalidades de subducción, según la naturaleza de las placas puestas en contacto:

*Corteza oceánica-Corteza oceánica. Se origina la formación de n arco isla volcánico. Esta modalidad se produce, por ejemplo, a lo largo de toda el límite occidental de la placa Pacífica, configurando la aparición de numerosos arcos islas, que dominan toda esa costa (Aleutianas, Filipinas, Japón, etc.). A veces se puede originar una pequeña dorsal tras el arco isla (extensión tras arco).

*Corteza continental - Corteza oceánica. La Corteza oceánica se introduce bajo la litosfera de la otra placa de forma mucho más pronunciada puesto que es más profunda. Se origina todo una cordillera paralela al límite (orógeno de subducción) donde las máximas alturas coinciden por lo general con edificios volcánicos. Así, una zona de este tipo es el límite de la placa Pacífica con la Sudamericana.

El origen de las dorsales: Ruptura continental.

La aparición de una dorsal y el proceso de ruptura continental son pasos de un mismo proceso que sucede en tres etapas, denominadas con los nombres de las zonas geográficas donde
actualmente tienen lugar:

* Etapa de Rift: (Llamada de este modo por el valle en el que actualmente está teniendo lugar). Se produce un estiramiento de la litosfera continental que origina la aparición de grandes fallas normales. El adelgazamiento de la litosfera y del Manto a una mayor temperatura permite la aparición de vulcanismo aprovechando estas fallas.

* Etapa de Mar Rojo: Se inicia la producción de litosfera oceánica gracias a la aparición de una dorsal. Se produce la entrada de agua de mar. Los antiguos bordes del valle del Rift quedan como márgenes pasivos.

* Etapa Océano Atlántico: Continúa la producción de litosfera oceánica y la separación de las masas continentales.

Más sobre las dorsales

La edad de la corteza oceánica no sobrepasa los 180 m.a. (millones de años). Al retirar los fondos oceánicos más recientes, y hacer coincidir los bordes de la antigua dorsal se pueden reconstruir las posiciones relativas de las masas continentales en el pasado.

Estas reconstrucciones se denominan reconstrucciones paleogeógráficas. El inicio de nuestra historia sería un continente único denominado Pangea por Wegener, muchos años antes de que se empezase a hablar de la Tectónica de placas. De aquí se pasa a cuestionar el proceso de división de una placa continental para originar dos diferentes.

5.1. Los movimientos divergentes

Los movimientos divergentes producidos por las dorsales, implican una permanente expansión de los fondos oceánicos. Esta expansión se origina en un proceso de ruptura continental.

Dorsales: Expansión de los fondos oceánicos: Las dorsales constan de diversos tramos activos en los que se está creando corteza oceánica. Se encuentran separados y desplazados por fallas transformantes. Así, las dorsales muestran un aspecto escalonado, consecuencia de las diferentes velocidades de creación de corteza oceánica.

La expansión permanente del fondo oceánico hace desplazarse y crecer a las placas situadas a ambos lados de la dorsal. Cada nueva emisión de lavas, al enfriarse, va registrando el campo magnético existente en ese momento. Ese campo magnético sufre inversiones repentinas en intervalos de tiempo variables. Así, al medir el campo magnético de las rocas a ambos lados de una dorsal se aprecia un aspecto de bandeado simétrico. Completando esta información con la de la edad de la roca, se han obtenido detallados mapas de la edad de los fondos oceánicos.

5. EL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS LITOSFÉRICAS.

Las corrientes convectivas del Manto hacen que la Litosfera situada sobre él sea arrastrada en diversas direcciones. Esto origina la división de la Litosfera en placas con diferentes movimientos.

A las zonas de separación de la placas litosféricas se les denomina límites de placa. Debido a los posibles movimientos relativos de dos placas, estos límites se clasifican en:
Límites divergentes: Cuando el movimiento de las placas es de separación, deja un "hueco" aprovechado por rocas magmáticas para generar nueva corteza oceánica. También se les llama Zonas de Dorsal o límites constructivos.

Límites convergentes: Cuando el movimiento que realizan las placas es de aproximación, obliga a una de las placas (la más densa) a introducirse bajo la otra en un proceso que se denomina subducción. A estas zonas también se les denomina zonas de subducción o límites destructivos.

Límites transcurrentes. Existen zonas donde el movimiento de las placas es paralelo y de sentido contrario, conocidas también por zonas de falla transformante.

Así, estos límites dividirían en placas una litosfera en continuo movimiento, con unas placas creciendo a partir de su límite de dorsal y otras menguando a partir de su zona de subducción.

4. CONDUCCIÓN Y CONVECCIÓN DEL CALOR INTERNO.

El calor se puede transferir de 3 maneras

Conducción: Transferencia de calor sin movimiento de materia. Depende de la conductividad térmica de la sustancia.

Convección: Transferencia de calor con movimiento de materia. El movimiento está ocasionado por los cambios de densidad de la sustancia dentro de un campo gravitatorio.

Radiación: Transferencia de calor por medio de ondas. No precisa materia para su propagación.

El Núcleo irradia calor con facilidad, su composición metálica lo hace muy conductivo. Además, ambas partes del Núcleo (interno y externo), están en convección y el Núcleo externo, al estar fundido, fluye con mayor facilidad. El Manto no es un buen conductor y, por tanto, tiende a acumular calor en las zonas próximas al Núcleo. El Manto caliente va adquiriendo menor densidad y ascendiendo hasta niveles superiores sin fundirse. En contacto con la Litosfera, el Manto se enfría, haciéndose más denso, y, tiende a descender a niveles inferiores. A este movimiento se le denomina convección.

De este modo, las zonas de ascenso gravitacional del Manto (menos denso y caliente) coinciden con zonas de dorsal, donde la Litosfera oceánica es arrastrada dejando paso a nuevos materiales volcánicos. Las zonas de descenso del Manto (más frías y densas) coinciden, a su vez, con zonas de subducción.

Si la cantidad de calor que le llega al Manto es mayor que la que puede ceder por convección se puede producir la fusión parcial del Manto, iniciándose el ascenso más rápido del material fundido. A este material caliente y fundido en ascenso se le denomina penacho o pluma del Manto.

Las plumas, al tomar contacto con la litosfera, provocan su fusión y generan un vulcanismo al margen de los límites de placa, el vulcanismo de punto caliente. En este tipo de vulcanismo, el desplazamiento de la placa sobre el punto caliente va generando un rosario de edificios volcánicos alineados, cada vez más modernos, en donde únicamente permanecen activos los situados sobre el punto caliente.

3. LA MÁQUINA TÉRMICA DEL INTERIOR TERRESTRE.

Al observar los demás planetas terrestres del Sistema Solar, se encuentra, como caso extremo de bajo flujo térmico, Mercurio. Es un planeta sin actividad interna y con nula renovación de su superficie, evidenciada por su intensa craterización.

Al otro lado de la balanza, se halla una de las lunas de Júpiter, que muestra una superficie totalmente cubierta por volcanes en erupción casi permanente. La Tierra se encuentra a mitad de camino entre ambos.
Todos los procesos internos de la Tierra se basan en las transferencias de calor que mantienen en continuo movimiento las rocas del interior de la Tierra. Este calor queda en evidencia en procesos como el magmatismo y el metamorfismo.

Todos los procesos internos de la Tierra se basan en las transferencias de calor que mantienen en continuo movimiento las rocas del interior de la Tierra. Este calor queda en evidencia en procesos como el magmatismo y el metamorfismo.

El origen de este calor se debe a dos posibles causas:
El Núcleo guarda calor desde el momento de formación de la Tierra. Su composición hace que sea muy conductivo y, además, esté en convección. Este calor lo va liberando de forma progresiva al Manto.
La desintegración de elementos radiactivos en el Manto (U235,U238,Th232 y K40), produce calor que se libera de forma gradual.

Cualquiera de ambos orígenes basta por sí sólo para justificar la cantidad de calor que llega a la superficie. Sin embargo, se cree que intervienen los dos y, en mayor medida, el calor del Núcleo.
Este calor interno trasmitido por el Manto y la Corteza es el responsable de la actividad tectónica, y de los procesos geológicos internos, constituyendo así el autentico motor de la Tectónica de placas.

2.3. Núcleo:

La densidad es muy alta, de tal manera que su composición debe ser parecida a los sideritos (meteoritos de hierro). Está constituido en su mayor parte por una aleación de hierro y níquel. El comportamiento de las ondas S nos muestra dos partes muy diferenciadas, separadas hacia los 5.100 kilómetros:
Núcleo externo:Fundido, puesto que las ondas S no lo atraviesan. La temperatura alcanza los 5.000 grados. La menor densidad con respecto al interno hace pensar que, además de hierro y níquel, puede haber otros elementos, fundamentalmente, azufre y, en menor cantidad, silicio y oxígeno. Presenta fuertes corrientes de convección. Núcleo interno:Sólido, evidenciado por una mayor velocidad de las ondas P. Por su mayor densidad se piensa que su contenido en azufre es mucho menor que el del Núcleo externo. Esta circunstancia, junto con las mayores presiones existentes en el interior, posibilita su estado sólido pese a existir mayores temperaturas (superiores a 6000 º C).

En el Núcleo está el origen del campo magnético terrestre. Su convección genera una corriente de electrones que crea por inducción ese campo magnético (hipótesis de la dinamo autoinducida). Los cambios de polaridad detectados en el campo magnético terrestre podrían estar causados por cambios drásticos en la distribución de las corrientes de convección del Núcleo.

Manto inferior

Más rígido, de composición similar al Manto superior, presenta una mayor densidad debido a un mayor empaquetamiento en los minerales. Cada átomo de silicio está rodeado de seis átomos de oxigeno (coordinación octaédrica) en vez de cuatro (coordinación tetraédrica), por efecto de las mayores presiones existentes. Además, puede existir una mayor proporción de hierro frente a magnesio en los minerales.

En el límite del Manto con el Núcleo se establece un nivel de transición (nivel D). Este nivel es el origen de las plumas del Manto y el final de los restos de Litosfera que subducen.

2.2. Manto:

De mayor densidad que la corteza. Hacia 1.950, el objetivo prioritario consistía en la obtención de muestras directas del Manto por medio de sondeos, pero los métodos indirectos actuales han cubierto gran parte de ese objetivo. En términos generales, los cambios estructurales en los minerales que lo componen hacen que varíe de densidad y rigidez en profundidad, originándose dos divisiones:

Manto superior:Su parte superior, junto a la corteza, forma parte de la Litosfera. La aparición de rocas ultrabásicas en la base de los complejos de ofiolitas (ver colisión continental), entre las que destacan las peridotitas, permitió suponer que estas rocas son las que se encuentran bajo la corteza, formando, al menos, parte del Manto superior. Su composición es rica en silicatos magnésicos, los minerales típicos de este tipo de roca son el olivino, los piroxenos, los granates y la espinela.

Pueden existir zonas del Manto con mayor plasticidad debido a que ciertos minerales (granate y algunos piroxenos) de las peridotitas se funden. Así, tendríamos un Manto en el que, entre sus minerales (olivino), circula una cierta cantidad de material fundido de composición basáltica. Este mineral puede ascender originando magmas y dejando una roca rica en olivino, la Dunita.

Corteza Continental: de 0-70 kilómetros.

Menos densa y más gruesa que la Corteza Oceánica. Se encuentra en las tierras emergidas y plataformas continentales. Muestra edades mucho más antiguas que la Corteza Oceánica, pudiendo encontrarse rocas que se formaron hace 4000 millones de años. Las rocas más antiguas tienden a presentarse en el interior de los continentes y a ser rodeadas por otras más modernas, siendo el aspecto de esta Corteza un continuo parcheo de todo tipo de rocas. La Corteza Continental, a diferencia de la Oceánica, no ofrece ninguna estructura definida. Su origen está en sucesivos procesos de colisión continental. En la base de la Corteza Continental aparece un nivel más plástico, causado por la deshidratación de ciertos minerales, lo que unido a su menor densidad, evita su posible subduccion.En la interfase de ambas tipos de Corteza, se halla la Corteza transicional que se presenta como una Corteza continental adelgazada por fallas normales. Aparecen, además, intercalaciones de rocas volcánicas antes de llegar a la corteza oceánica. Se manifiesta recubierta por sedimentos de plataforma continental. Su origen está en el comienzo del proceso de ruptura continental, correspondiéndose con uno de los laterales del antiguo valle de Rift. Debido a su baja actividad tectónica, frente a las zonas de subducción, también recibe el nombre de margen continental pasivo.

2.1. Corteza

Es la capa más superficial y la menos densa, con una densidad media de 2,7 g/cm3 y una profundidad media de 30 kilómetros. Presenta una gran variabilidad, desde 5 km bajo los océanos, a los 70 km bajo las grandes cordilleras. Aparentemente, es la más heterogénea, tal vez por ser la mejor conocida. Desde el punto de vista composicional y genético se presentan dos variedades bien definidas: Corteza oceánica y Corteza continental.

Corteza oceánica: 0-10 kilómetros.Es más densa y más delgada que la corteza continental, y muestra edades que, en ningún caso, superan los 180 millones de años. Se encuentra en su mayor parte bajo los océanos y manifiesta un origen volcánico. Se forma continuamente en las dorsales oceánicas y, más tarde, es recubierta por sedimentos marinos. Presenta una estructura en capas.

Nivel 1: Capa de sedimentos. Desde un espesor muy variable, 1.300 metros de media, pero inexistente en las zonas de dorsal, hasta espesores de 10 km en las zonas que bordean a los continentes. Nivel 2: Lavas almohadilladas. Basaltos submarinos emitidos en las zonas de dorsal que, al sufrir un rápido enfriamiento, ofrecen superficies lisas y semiesféricas. Nivel 3: Diques Basálticos. Son de composición similar a las lavas almohadilladas y están solidificados en forma de diques verticales. Cada dique tiene un antiguo conducto por donde se emitía la lava que formó el nivel anterior. Nivel 4: Gabros. Representa material solidificado en la cámara magmática existente bajo la zona de dorsal. Este material solidificado alimentó los dos niveles anteriores.

2. LA ESTRUCTURA Y LA NATURALEZA FÍSICOQUÍMICA DE LA TIERRA

Al analizar los datos de la velocidad de las ondas P y S que atraviesan el interior de la Tierra se obtuvo la siguiente gráfica:

Teniendo en cuenta los cambios bruscos en la velocidad de las ondas se establecen dos discontinuidades, una más superficial, denominada discontinuidad de Mohorovicic, que supone un gran aumento en la velocidad de las ondas y, otra a los 2.900 km, denominada discontinuidad de Gutenberg, no atravesada por las ondas S y que hace disminuir la velocidad de las ondas P.Así, según estos cambios de velocidad, se establecen una serie de niveles: Corteza (A), Manto (B+C+D) y Núcleo (E+F), separados los dos primeros por la discontinuidad de Mohorovicic, y los dos últimos por la de Gutenberg. Dentro del Manto se realizan más divisiones atendiendo al incremento en la velocidades de las ondas sísmicas (superior e inferior), y en el Núcleo se diferencian: Núcleo externo (fundido) e interno (sólido).

Desde el punto de vista de la tectónica de placas se utiliza también el término Litosfera (A+B) para referirse a la corteza más la parte del Manto superior, de profundidad variable y que se traslada solidariamente con ella.

¿Y la Astenosfera?Los últimos estudios demuestran que la astenosfera no existe, puesto que la zona de baja velocidad no es universal y, al parecer, las pequeñas zonas donde se encuentra un Manto más plástico, serían debidas a restos de antiguas plumas.

1.2. Ondas sísmicas.

Los terremotos son vibraciones que atraviesan las rocas cuando éstas se fracturan y se propagan en forma de ondas. Según se propaguen, por el interior de la roca o en la superficie, se denominan:

-Ondas de volumen. Las distintas rocas son atravesadas de diferente manera según su naturaleza y estado. Las vibraciones se transmiten formando frentes esféricos de ondas que dan lugar a ondas de volumen. Estas pueden ser de dos tipos:

* Ondas P (primarias). Son las más rápidas y las que llegan antes. La vibración se produce en el sentido de avance de la onda.
La velocidad de estas ondas es mayor cuanto menor es la densidad de la roca (inversamente proporcional) y, mayor cuanto más rígida (directamente proporcional). Además, las ondas P se pueden transmitir en fluidos (rigidez=0) pues su velocidad depende también de la incompresibilidad.

* Ondas S (secundarias). Son más lentas, puesto que la vibración se produce en el sentido perpendicular a la propagación de la onda.

Al igual que en las anteriores la velocidad de estas ondas es mayor cuanto menor es la densidad de la roca (inversamente proporcional) y mayor cuanto más rígida (directamente proporcional), pero en ningún caso pueden atravesar fluidos.

-Ondas de superficie: Cuando las ondas P y S llegan a la superficie se originan ondas superficiales (R y L) muy similares a las que se forman en la superficie del agua de un recipiente al que le golpeamos un lateral. Los daños causados por los terremotos y los maremotos son consecuencia de estas ondas de baja frecuencia y gran longitud de onda. Desde el punto de vista de la estructura del interior de la Tierra no aportan información.

En este video se ve muy bien lo antes explicado, es decir, ayuda a entenderlo.

http://sciencestage.com/v/1251/terremotos.html