1. EL CALOR INTERNO DE LA TIERRA
Gradiente geotérmico: aumento de temperatura desde la
superficie de la Tierra hacia el interior. Cerca de la superficie es de unos
30° C por cada kilómetro de profundidad. A partir de unas decenas de
kilómetros, se suaviza pero aún así, al llegar a 300 km de profundidad la temperatura
es de más de 1000° C.
1.1. Origen
del calor interno de la Tierra
·
Hace 4550 millones de años, cuando se formó el
planeta, grandes cantidades de polvo fueron colisionando entre sí. Al
colisionar y unirse, fueron formando planetas que, debido a las continuas
colisiones, liberaron gran cantidad de calor que calentó los materiales hasta
fundirlos.
·
Descomposición de isótopos radiactivos (como el
Uranio 235) que al desintegrarse de forma natural, calientan las rocas que se
encuentran a su alrededor hasta fundirlas.
2. MÉTODO SÍSMICO PARA CONOCER EL INTERIOR DE LA TIERRA
Las ondas sísmicas son
registradas en sismógrafos de todo el mundo, conociéndose así datos sobre su
comportamiento. Hay tres tipos de ondas:
©
Ondas
superficiales: ondas que viajan por la superficie de la Tierra.
Provocan daños.
©
Ondas
de cuerpo: se propagan en el interior de la materia. Dos tipos:
-
Ondas
P: o primarias o de compresión. Atraviesan materiales sólidos, líquidos
y gaseosos.
-
Ondas
S: o secundarias o de cizalla. Solo se propagan en sólidos.
Las ondas presentan variaciones
cuando atraviesan las diferentes discontinuidades que separan dos capas de
materiales de distinta composición. Hay cuatro discontinuidades:
Ø
Discontinuidad
de Mohorovicic (Moho): Entre la corteza y el manto. 30 – 70 km.
Ø
Discontinuidad
de Repetti: Manto superior del inferior. 670 km.
Ø
Discontinuidad
de Gutenberg: Manto del núcleo externo. 2900 km.
Ø
Discontinuidad
de Lehmanm: Núcleo externo del interno. 5150 km.
3. ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA
3.1.
Según su composición
©
Corteza:
capa más superficial. Rocosa, delgada y sólida. Puede llegar a tener una
temperatura de 600° C. Dos tipos:
-
Corteza
continental: 30 – 70 km de grosor. Compuesta por granito (roca
magmática plutónica).
-
Corteza
oceánica: 10 km de grosor. Forma los fondos de los océanos. Compuesta
por basalto (roca magmática volcánica) y gabros (roca magmática plutónica).
©
Manto:
capa intermedia. 2900 km de grosor. Compuesto por peridotita (composición es
prácticamente olivino). La temperatura varía entre 600 – 2500° C.
©
Núcleo:
zona más interna. 3500 km de grosor. Compuesto por hierro y níquel (composición
metálica). Temperatura entre 2500 –
6600° C. Dos partes:
-
Núcleo
externo: desde los 2900 km hasta los 5150 km. Estado líquido.
-
Núcleo
interno: una esfera de 120 km de radio. 90 % sólido.
3.1. Según
su dinámica
©
Litosfera:
capa sólida superficial de la Tierra. Constituida por la corteza y una pequeña
poción de manto.
©
Mesosfera:
comprende la mayor parte del manto.
©
Endosfera:
formada por el núcleo externo (líquido) y el núcleo interno (sólido) .
* En algunas zonas, debajo de la
litosfera se encuentra una zona en la que los materiales están líquidos. Se
llama astenosfera.
** En el límite mesosfera –
endosfera existe una capa llamada “Nivel
D”.
4. TEORÍAS MOVILISTAS
4.1.
Hipótesis de la deriva continental
En 1912 el geofísico y
meteorólogo Alfred Wegener dio una
explicación al hecho de que las costas de África y Sudamérica coinciden
perfectamente. Su teoría de la Deriva Continental:
Ø
Las masas continentales ligeras (SIAL), flotan sobre el SIMA, más
denso. En su movimiento, los continentes arrastraron sedimentos acumulados en los fondos oceánicos, acumulándolos de tal
forma que se formaron las cordilleras.
Ø
En el pasado había existido un súper continente llamado Pangea (“toda
la Tierra”) y hace unos 200 millones de años se rompió en continentes más
pequeños que se desplazaron hasta sus posiciones actuales.
Ø
Sobre los continentes actúan fuerzas que pueden causar la deriva continental.
-
Fuerza centrífuga de la Tierra
-
Atracción de la Luna
La principal objeción de su
teoría radica en la inadecuación de las fuerzas aducidas para producir el
movimiento de los continentes.
Ø
Wegwner y quienes defendían su hipótesis
recogieron pruebas sustanciales que
apoyaban sus afirmaciones.
ü
Pruebas
paleogeográficas: el perfil de los continentes encaja.
ü
Pruebas
paleontológicas: se encuentran fósiles iguales en continentes
diferentes.
ü
Pruebas
paleoclimáticas: la huella de erosión del hielo de hace 300 millones de
años cobraba sentido si en esa época los continentes estaban juntos.
ü
Pruebas
geológicas: se encuentran rocas magmáticas iguales en distintos
continentes.
4.2.
Teoría de la Tectónica de Placas
En la actualidad la teoría de la
deriva continental se integra en la Teoría
de la Tectónica de Placas. En 1962, Hess propuso que las dorsales oceánicas
fueran zonas en las que se creaba corteza oceánica y que ésta era empujada
hacia los lados, de tal forma que el océano iba aumentando su extensión. Los
estudios sísmicos demostraron que no era la corteza, sino toda la litosfera la
que se desplazaba.
Esta teoría de la expansión de
los fondos oceánicos junto la hipótesis de la deriva continental, dieron lugar
a la Teoría de la Tectónica de Placas.
4.2.1.
Placas litosféricas
La litosfera es una capa mixta formada por la corteza y parte
del manto. Su espesor es variable (100 – 300 km). Hay dos tipos que se
diferencian por su composición: litosfera oceánica y continental. Ambos tipos
están fragmentados en una serie de placas que se deslizan sobre la mesosfera.
El movimiento del magma obliga a las placas a estar en continuo movimiento.
4.2.2.
Límites o bordes de las placas
©
Límites
divergentes o constructivos: el magma asciende hasta romper la placa y
separarla en dos fragmentos. Cuando tiene lugar en la litosfera oceánica, se
producen las dorsales oceánicas. Cuando tiene lugar en la litosfera continental,
se generan los rifts. Tipos de rocas: magmáticas volcánicas (basaltos) y
magmáticas plutónicas (gabros).
©
Límites
convergentes: se producen tras el choque de dos placas una contra otra.
En estos casos la litosfera continental siempre que da por encima de la
oceánica, debido a la menor densidad continental. Tres casos:
-
Convergencia
oceánica – continental: la placa oceánica se hunde bajo la continental
(subducción). Como consecuencia se forman cordilleras volcánicas (orógeno
térmico). Ej: los Andes. Tipos de rocas:
magmáticas volcánicas (piedra pómez) y plutónicas (granito, sienita,
diorita)además de metamórficas (mármol, por aumento de temperatura y esquistos,
por aumento de presión)
-
Convergencia
oceánica – oceánica: se produce subducción (una se hunde bajo la otra
formándose un arco de islas volcánicas y una fosa oceánica). Ej: Archipiélago
de Japón. Tipos de rocas: magmáticas
volcánicas (piedra pómez) y plutónicas (granito, sienita, diorita) además de
metamórficas (esquistos, por amento de presión).
-
Convergencia
continental – continental: se pliegan formando cordilleras (obducción).
Tipos de rocas: magmáticas
plutónicas (granito, sienita, diorita) y metamórficas (pizarras, esquistos y
gneis, por aumento de temperatura y presión).
-
Límites
transformantes o pasivos: ni se crea ni se destruye corteza. Las placas
se deslizan lateralmente sin subirse una sobre la otra. Provocan la formación
de grandes fallas, así como una gran actividad sísmica y volcánica.
4.4. El
motor del movimiento
Debido al calor interno de la Tierra, en el interior de la misma se producen
una serie de corrientes que implica a todo el manto, llamadas corrientes de convección.
Así el material del manto (pluma mantélica) se calienta en contacto con el
núcleo externo (zona D) y empieza a ascender saliendo a la superficie (dorsal
oceánica) y en las zonas de subducción donde ya esta frio debido a que tiene
millones de años, desciende de nuevo.
5. PRUBAS DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS
©
Pruebas
de la deriva continental: Las mismas que aportó Wegener
(paleogeográficas, paleontológicas, paleoclimáticas y geológicas)
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Expansión
de los fondos oceánicos: En 1962 el geofísico Harry Hess propuso que
las dorsales eran zonas en las que se creaba corteza oceánica, y que esta era
empujada hacia los lados, de modo que el océano estaba en continuo crecimiento.
©
Bandeado
magnético de los fondos oceánicos: La polaridad de la Tierra se
invierte cada cierto tiempo, de forma que el polo sur magnético pasa a ocupar
el lugar del polo norte magnético y viceversa. Actualmente, el polo norte
magnético está a 11° del polo norte geográfico. En los últimos 5 millones de
años se han producido más de 20 inversiones.
Estas inversiones quedan registradas en las rocas volcánicas que
contienen minerales (como la magnetita) que pueden actuar como brújulas
microscópicas. Cuando la lava se solidifica, los cristales quedan orientados
norte – sur.
©
Islas
sobre puntos calientes: Algunas columnas de magma del manto, que se
encuentran en contacto con la “zona D”, al llegar a la superficie pueden
originar una zona de intenso vulcanismo (punto caliente). Así se forman un tipo
de islas volcánicas.
©
Distribución
mundial de volcanes y terremotos: hay una estrecha relación entre los
bordes de placa y los terremotos, al igual que ocurre con los volcanes.
6. CICLO DE WILSON: EVOLUCIÓN DE LAS PLACAS EN EL TIEMPO
Tuzo Wilson elaboró un mecanismo
cíclico para explicar la evolución de las placas litosféricas, que se inicia y
finaliza con una situación de supercontinente.
6.1.
Fracturación inicial de Pangea
El supercontinente empieza a
fracturarse. El resultado es la fragmentación de la corteza y emisión de magma
por la fractura. Cuando la Tierra se abomba y fractura, lo hace siempre
formando un punto triple. Dos de esas fracturas continuarán su movimiento
divergente (dorsal) y la otra rama abortará su crecimiento.
6.2.
Fase Rift intracontinental
La fracturación se propaga de
forma lineal. En el centro se forma una zona aplanada por donde sigue saliendo
material, que empieza a formar la nueva corteza oceánica (aunque todavía no hay
océanos).
6.3.
Fase océano estrecho (Mar Rojo)
La expulsión de magma continúa,
por lo que se sigue formando litosfera oceánica, que va separando los
continentes. Empieza a tener la invasión de aguas marinas.
6.4.
Fase de océano ancho o fase atlántica
Continúa la expansión de los
fondos marinos. La separación alcanza su máximo y entre ellos se encuentra un
océano. Esta fase recibe su nombre del océano Atlántico ya que es un océano en
apertura con un borde constructivo en el centro.
6.5.
Fase de cierre oceánico o fase pacífica
Como consecuencia de la expansión
del fondo oceánico, en las zonas más alejadas pueden provocarse fracturas que
produzcan subducción. Cuando se forma la zona de subducción, la litosfera más
densa subduce a la otra.
6.6.
Fase de choque continental o fase Himalaya
Si el proceso de subducción
continúa, los sedimentos acumulados en las cuencas de los bordes continentales
evolucionan por compresión a estructuras orogénicas. Cuando la aproximación es
máxima, se produce la colisión de los continentes y se logra la reunión
continental (obducción).
7. FORMACIÓN DE CORDILLERAS
Las cordilleras montañosas u
orógenos térmicos se forman por la colisión de placas litosféricas:
©
Orógeno
térmico de borde continental: se forma en el límite convergente de
placa oceánica bajo placa continental y forma cordilleras (Ej: Los Andes). Se
forman también áreas volcánicas. Las deformaciones se producen gracias al
empuje horizontal de las placas que se aproximan. También son destacables los
procesos metamórficos de la zona, debido al aumento de presión y temperatura.
©
Orógeno
de colisión intercontinental: se forma por el límite convergente de
placa continental. Ej: Himalaya o los Pirineos
©
Arco islas volcánicas: constituido
sobre todo por volcanes y se forma en los límites convergentes de placa
oceánica bajo placa oceánica. Ej: Japón o Filipinas
8. CICLO DE LAS ROCAS
- Ciclo
de las rocas: conjunto de procesos que pueden experimentar los
materiales de la corteza, formando rocas sedimentarias, metamórficas y
magmáticas, que son llevadas a zonas profundas o a la superficie.
- Procesos
exógenos: erosión, meteorización, transporte y sedimentación.
- Procesos
endógenos: tectónica de placas.
9. RIESGOS ASOCIADOS A LA DINÁMICA INTERNA DE LA TIERRA
Los terremotos y los volcanes no
se distribuyen al azar por la superficie de la Tierra, sino que se alinean
formando zonas sísmicas y zonas volcánicas, coincidiendo con los bordes de las
placas litosféricas.
9.1.
Terremotos
Los terremotos o seísmos se deben a la vibración producida por
movimientos bruscos o roturas de la corteza terrestre. El lugar donde se
produce la rotura recibe el nombre de hipocentro
mientras que el punto de la superficie terrestre situado justo encima es el epicentro y es el punto donde
primero se percibe, y donde tiene mayor intensidad.
La magnitud de un terremoto se mide con la escala Ritcher, con la que se indica la cantidad de energía
liberada en el hipocentro. Cada grado de esta escala es diez veces mayor al
anterior.
La intensidad del terremoto se mide con la escala Mercalli, con la que se
indica la cantidad de destrozos producidos.
Cuando el seísmo ocurre en la
corteza oceánica, parte de la energía es transmitida al agua, lo que produce
olas gigantes que al llegar al continente producen grandes daños (tsunami).
9.2.
Volcanes
Las rocas fundidas (magma) son más ligeras que las
rocas sólidas y tienden a ascender apartando los materiales que están sobre
ellos. El magma es una mezcla de roca fundida y gases. Si en su ascenso se
encuentra una grieta, se producen erupciones volcánicas, durante las cuales los
gases escapan y la roca fundida se derrama formando coladas de lava.
Productos volcánicos:
Ø
Gases:
dióxido de carbono y vapor de agua además de gases de azufre.
Ø
Líquidos:
la lava es más líquida cuando más caliente está. Cuando está a 700° Co menos,
se encuentra muy viscosa.
Ø
Sólidos:
reciben el nombre de piroclastos y son fragmentos de rocas lanzados al aire.
Pueden ser:
-
Bombas
volcánicas: de gran tamaño (hasta más de 1 m de diámetro).
-
Lapilli:
presentan el tamaño de grava fina.
-
Cenizas:
fragmentos del tamaño de la arena.
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