Estructura y composición de la Tierra: Tectónica de placas

BLOQUE III. GEOSFERA. 1. Estructura y composición de la Tierra. Tectónica de placas

1.1. Modelos del interior de la Tierra

Según se deduce de la propagación de las ondas sísmicas, la Tierra está estructurada en capas. El estudio de las características de dichas capas se aborda en función de dos criterios: la composición química de la capa (modelo geoquímico) o el comportamiento de los materiales ante las deformaciones (modelo dinámico).

Modelo geoquímico

Intenta determinar la composición química del interior terrestre.

• Corteza: Tiene un grosor de 3 a 70 Km (discontinuidad de Mohorovicic).
• Manto: Se extiende hasta los 2.900 Km (discontinuidad de Gutenberg).
• Núcleo

Modelo dinámico

Tiene en cuenta que la presión y la temperatura afectan mucho al comportamiento mecánico, a la densidad y al estado fisicoquímico de los materiales del interior de la Tierra.

• Litosfera: Tiene 100 Km de espesor medio, aunque puede alcanzar 300 Km bajo las zonas montañosas. Formada por rocas rígidas. Coincide con la corteza y con la parte rígida del manto superior.
• Astenosfera: 100 a 670 Km (discontinuidad de Repetti). Zona en la que las rocas del manto, debido a las altas presiones y temperaturas, se vuelven plásticas y capaces de fluir.
• Mesosfera: Desde 670 hasta 2.900 Km.
• Endosfera

Descripción del interior terrestre

Corteza

Espesor medio de 20 Km (Discontinuidad de Mohorovicic).

Corteza continental

Su espesor es de unos 30 Km; en zonas montañosas puede llegar a 70 Km. Forma los continentes y las plataformas continentales. En su zona superficial abundan rocas sedimentarias, rocas metamórficas y rocas ígneas (plutónicas y volcánicas). En zonas profundas y cercanas al manto, abundan rocas metamórficas e ígneas.

Corteza oceánica

De 3 a 15 Km.

• Sedimentos marinos
• Rocas ígneas de naturaleza basáltica.
• Las rocas de la corteza oceánica nunca superan los 180 m.a. de edad. La litosfera oceánica se crea y destruye constantemente.

Manto

De 30-70 Km a 2.900 Km (Discontinuidad de Gutenberg). Formada por rocas ricas en minerales de hierro y magnesio.

• Manto superior: Parte de la litosfera. Capa sólida y rígida. Astenosfera: 100 hasta 670 Km. Capa sólida pero sin rigidez.
• Manto inferior: Al aumentar la presión y la temperatura, los materiales se vuelven más densos.
• Límite núcleo-manto o capa D: Ocupa 200 Km justo antes del comienzo del núcleo. En algunas zonas de esta región, las ondas P disminuyen bruscamente la velocidad. Una posible interpretación considera que las rocas de esta capa se encuentran parcialmente fundidas en algunos lugares. Estas rocas parcialmente fundidas son capaces de ascender hasta la litosfera, generando corrientes.

Núcleo

Núcleo externo

De 2.900 a 5.100 (Discontinuidad de Wiechert-Lehman). Su estado es fluido.

Núcleo interno

A partir de 5.100 Km. Su estado es sólido. Se considera formado por Fe prácticamente puro, aunque probablemente contiene otros elementos (8 o un 10%) como níquel, azufre, oxígeno o silicio.

1.2. Dinámica de placas

1.2.1. Placa litosférica. Principales placas litosféricas (página 145)

1.2.2. La dinámica de las placas litosféricas

A. Dinámica de los bordes divergentes

Los bordes divergentes o constructivos coinciden con dos tipos de estructuras en la superficie terrestre actual: las dorsales oceánicas y los valles de rift intracontinentales.

Las dorsales oceánicas

Son cordilleras de miles de Km de longitud y decenas de Km de anchura. Altura media 1.500 a 2.000 m (4.000 m de altura, llegando a emerger Islandia, Azores). En el eje central de la mayor parte de las dorsales existe una gran depresión conocida como valle rift o fosa tectónica de 2-3 Km de profundidad. Está formada por un sistema de fracturas escalonadas que separa físicamente las dos placas tectónicas situadas a ambos lados de la dorsal. Aparecen numerosas fallas de transformación. En los rift hay abundantes lavas basálticas de tipo almohadillado, lo que prueba que, con frecuencia, surgen allí rocas incandescentes. La ausencia de sedimentos sobre el fondo de las dorsales demuestra que sus rocas son más recientes. El espesor y la edad de los sedimentos depositados sobre el fondo oceánico aumenta gradualmente a medida que nos alejamos del eje de la dorsal. Las rocas de la corteza oceánica son mucho más jóvenes que las de la corteza continental (las más antiguas 3.800 m.a., Groenlandia); las más antiguas sólo alcanzan unos 180 m.a. La corteza oceánica presenta una serie de bandas magnéticas paralelas y simétricas con respecto al eje del rift. Su orientación es alternativamente coincidente y opuesta con el campo magnético actual.

Los valles de Rift intracontinentales

Lo forman los bordes divergentes de dos placas que forman parte de un mismo continente. Son grandes depresiones alargadas, con los bordes levantados y con abundante actividad volcánica. Uno de los más conocidos es el valle de Afar (región comprendida entre el mar Rojo y la meseta etíope) y en la zona de los lagos africanos. Si sigue saliendo lava basáltica continuamente, se formará allí una auténtica dorsal y África quedará dividida en dos partes, porque el fondo oceánico que se genera desplazará los labios superiores, con lo que comenzará una deriva. Un caso parecido ocurrió con el mar Rojo, que se abrió hace 20 millones de años tras una ruptura del continente que, en aquella época, unía África con lo que hoy es la península arábiga. El mar Rojo representa, por tanto, una etapa intermedia entre el rift africano y el océano Atlántico.

B. Dinámica de los bordes convergentes

En los bordes convergentes aparecen estructuras como las fosas submarinas, las grandes cordilleras continentales y los arcos islas.

Zonas de subducción

• Cuando dos placas convergentes colisionan, el empuje que experimentan obliga a una de ellas (la que presenta mayor densidad) a introducirse bajo la otra, es decir, a experimentar una subducción.
• La penetración de la litosfera en el manto no es continua, pues tiene que vencer la resistencia que esta última le opone. Cuando la presión de la litosfera llega a superar la resistencia, se producen avances bruscos, seismos intermedios y profundos.
• La fricción entre las dos placas litosféricas provocadas por la subducción hace aumentar la temperatura, llegando a provocar la fusión de las rocas y la formación de magmas que serán expulsados al exterior formando volcanes. Dichos volcanes, inicialmente submarinos, llegan a aflorar sobre el nivel del mar haciendo surgir archipiélagos volcánicos.
• Toda la zona que se sumerge se denomina zona de Benioff (en honor al geólogo que la estudió y describió).

Tipos de convergencia:

• Convergencia entre dos placas de litosfera oceánica.
• Convergencia entre una placa de litosfera oceánica y otra de litosfera continental.
• Convergencia entre placas de litosfera continental.

C. Los bordes pasivos y las zonas de intraplaca

• Se origina entre dos límites de placas que se deslizan lateralmente uno con respecto al otro. En este tipo de bordes se detectan fallas transformantes.
• Son bordes pasivos porque ni se crea ni se destruye litosfera oceánica.
• Ejemplo: la falla de San Andrés.
• Las fallas transformantes presentan una intensa actividad sísmica debida al rozamiento entre las dos placas que origina abundantes terremotos.

1.2.3. Los “puntos calientes”

Un punto caliente tiene su origen en una anomalía térmica en el límite núcleo-manto, que produce el ascenso de una pluma de materiales muy calientes. Cuando el chorro de material ascendente alcanza la litosfera, una parte se funde, formando magmas. Si las rocas fundidas atraviesan la litosfera oceánica, aparecen islas volcánicas. Si atraviesan litosfera continental, se forma un vulcanismo intenso, que da lugar a mesetas de lava.

1.2.4. Las corrientes de convección en el interior de la Tierra

a) Modelo astenosférico clásico

Propone que bajo la litosfera existe la astenosfera, que presenta fusión parcial de las rocas. En la astenosfera se producen unas células de convección capaces de arrastrar los fragmentos de litosfera. En los lugares donde las corrientes calientes ascienden y se separan, se forman las dorsales; y donde las corrientes frías se hunden, se originan fosas.

b) Explicación actual

• Considera que la astenosfera no existe y que la totalidad del manto presenta un lento flujo de materiales.
• La litosfera oceánica se introduce en el manto en las zonas de subducción, se precipita hasta el límite manto-núcleo y tira de la placa causando su movimiento. Por otra parte, desde este límite se produce un ascenso hasta la superficie de materiales que, a menudo, no surgen por las dorsales, sino por los puntos calientes.

1.2.5. La sismología y su aplicación al conocimiento del interior de la Tierra. La propagación de las ondas en el interior de la Tierra.

Discontinuidad sísmica: es la superficie de separación entre dos medios, en la que cambia la velocidad y la dirección de las ondas sísmicas.

Principales discontinuidades sísmicas:

• Discontinuidad de Mohorovicic: Situada a unos 10 Km bajo el fondo de los océanos y a 30-40 Km bajo los continentes. Es el límite entre la corteza y el manto.
• Discontinuidad de los 670 Km: Señala el límite entre el manto superior y el inferior. A partir de aquí, las condiciones de presión y temperatura producen un cambio en la estructura de los minerales del manto, que se vuelve más denso.
• Discontinuidad de Gutenberg: Situada a 2.900 km de profundidad. Las ondas S no pasan del aquí, por lo que se cree que el núcleo externo es líquido.
• Discontinuidad de Lehman: Situada a los 5.100 km de profundidad. Las ondas P vuelven a aumentar su velocidad, por lo que se piensa que el núcleo interno es sólido.