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Módulo Geomorfología
A. Monti, 2005-FHyCS, UNPSJ Bosco
Unidad 2: La Tierra: un planeta dinámico (parte A)
Tectónica de placas
I. Introducción
En la unidad anterior vimos que el sistema geológico-geomorfológico forma parte del
ecosistema tierra y que la configuración que presentan los paisajes de la superficie depende
de la dinámica de las interacciones entre procesos endógenos y exógenos. Asimismo,
vimos que la unidad fundamental del paisaje físico son los rasgos morfológicos o
geoformas, resultado de la acción de distintos procesos geomorfológicos. De ese modo, la
generación y modificación de cada una de las geoformas depende de la combinación de
tres factores que son: a) estructura, b)proceso y c) tiempo. Al respecto, recordemos que los
paisajes son dinámicos y si su modificación esta en pleno progreso, algún componente del
paisaje (estructura geológica) esta siendo alterado por algún evento (proceso) durante un
intervalo de tiempo definido de modo que el sistema vaya hacia un momento determinado
de su evolución (estado).
Por lo tanto, en esta segunda unidad empezaremos a tratar el tema de las estructuras (en
sentido geomorfológico) que son factores de vital importancia para interpretar tanto la
evolución de las geoformas como de los paisajes resultantes de la asociación de distintas
geoformas. Recordemos entonces que consideramos como estructuras (en sentido
geomorfológico) a un grupo de factores litológicos y mineralógicos (factores geológicos) que
son el resultado pasivo de procesos deformacionales ó deposicionales previos al comienzo
del ciclo geomorfológico propiamente dicho.
II. Conceptos teóricos
Edad y Estructura interna de la tierra
Formación del planeta tierra
Las teorías sobre el inicio del universo sostienen que este se habría formado entre 10.000
millones y 20.000 millones de años atrás. Sin embargo, la mayoría de los astrónomos ha
indicado el inicio entre 15.000 y 20.000 millones de años. El sistema solar habría
comenzado hace unos 5.000 millones de años, a partir de una nube inmensa y muy fría que
rotaba lentamente en el espacio.
La Tierra se formó originalmente, como un agregado de partículas más pequeñas. La
energía calórica liberada en las profundidades de nuestro planeta fue retenida por una
espesa capa aisladora de rocas superficiales. Ese calor se acumuló y lentamente calentó el
interior del planeta hasta que el interior se fundió. Mientras tanto la superficie del planeta se
calentaba por un intenso bombardeo de meteoritos.
En una mezcla de agua y aceite, el aceite va a flotar en superficie y el agua va a ir al fondo.
DE igual modo en la tierra ocurrió algo similar. Cuando se fundieron grandes cantidades de
material, la mayoría de los elementos pesados como el hierro y níquel gravitacionaron hacia
el centro. Los materiales más livianos, compuestos por sílice y oxígeno, flotaron hacia arriba
para formar las rocas más livianas que componen la capa más exterior del planeta que es la
corteza. Inclusive los materiales aún más livianos, como los gases originados o atrapados
en el interior del planeta, escaparon y con la combinación del hidrógeno y el oxígeno
formaron los primeros océanos. Los gases más livianos de todos, ascendieron y dieron
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lugar a la atmósfera primitiva de la Tierra. Finalmente, poco después de la fusión y
separación en capas, la Tierra comenzó a enfriarse, proceso que continua hoy en día.
Estructura interna de la tierra
La tierra es un cuerpo casi esférico de unos 6400 km de radio ecuatorial. La corteza es una
delgada capa rocosa situada en la posición más externa de la tierra sólida. Su espesor varía
entre los 7 km que presentan algunos sectores oceánicos y los 70 km que se registran en
las cadenas montañosas más elevadas en los continentes. Esta conformada principalmente
por dos grandes grupos de rocas. Un grupo es el de rocas claras (rocas ácidas), de baja
densidad (aproximadamente 2,7) y mayormente compuestas por sílice y alúmina, en las
cuales se incluyen el “granito”, los tipos afines y las rocas sedimentarias como las
“areniscas”. En general se las encontrado más frecuentemente en las áreas continentales.
El otro grupo abarca las rocas oscuras (rocas básicas), pesadas (2,9-3) y compuestas por
sílice, pero menos abundante que en el grupo anterior. Entre ellas se incluye el “basalto” y
tipos afines. Este grupo de rocas se halla con más frecuencia en los fondos oceánicos. La
característica notoriamente frágil que presentan las rocas de la corteza, provoca que ante la
acción de fuerzas tensionales la misma se rompa, generando las fracturas y fallas que
cruzan la superficie del planeta.
Bajo la corteza y envolviendo el cuerpo central o núcleo terrestre, se desarrolla una capa
espesa mayormente sólida denominada manto. La superficie que separa físicamente al
manto de la base de la corteza se denomina discontinuidad de Mohorovicic. El manto se
extiende desde la base de la corteza hasta una profundidad de 2900 km. Se cree que esta
compuesto mayormente por rocas muy oscuras y densas (3,4) con poca sílice y abundantes
óxidos de hierro y magnesio. La sección superior del manto incluye rocas relativamente frías
y frágiles, las que sometidas a campos tensionales se fracturan de modo parecido a lo que
ocurre con las rocas de la corteza. Por ende, la porción fría y sólida de la Tierra que abarca
a la corteza y al manto superior se denomina litosfera. La misma se extiende desde la
superficie de la tierra hasta una profundidad promedio de 100 km.
Subyaciendo a la litosfera y hasta una profundidad cercana a los 350 km por debajo de la
superficie terrestre, se extiende otra capa denominada astenósfera. En esta porción tanto
la presión como la temperatura son altas, pero menores que en las capas subyacentes. Sin
embargo, tanto presión como temperatura son suficientes como para permitir la fusión de
pequeñas porciones del manto, mientras el resto de las rocas se comporta de manera
semiplástica. Vale decir, que ante las tensiones el material de la astenósfera puede cambiar
de forma sin romperse. Es por ello que se ha comparado a la astenósfera con el alquitrán o
la masilla. Si se tienen en cuenta los espesores de la astenósfera y del manto total, se ve
claramente que la mayor parte del manto está por debajo de la astenósfera. La presión en
esta porción del manto es tan alta que aunque el material rocoso está muy caliente,
permanece aún relativamente sólido y rígido.
Finalmente, el centro del planeta está ocupado por el núcleo, asimilable a una esfera de
3500 km de radio. Esta compuesto mayoritariamente por hierro y níquel, por lo que posee
una elevada densidad. Se subdivide en un núcleo interior sólido y un núcleo exterior líquido.
Las temperaturas en esta porción del planeta alcanzan los 6000° C, similar a la que posee
la superficie del sol.
Pero... ¿Cuál es la relevancia de conocer la estructuración interna de la Tierra para
interpretar los paisajes de la superficie de la corteza? La respuesta la hallaremos en las
teorías de la deriva continental y de la tectónica de placas.
Tectónica de placas y movimientos relativos
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La tierra puede efectivamente ser caracterizada como un planeta dinámico. Es decir, un
cuerpo en continuo movimiento y cambio. Los procesos internos responsables de las
modificaciones que el mismo ha sufrido y sufre a lo largo del tiempo, son una serie de
procesos físico-químicos que ocurren tanto en el interior como en el exterior de la litosfera.
Por ende, una gran variedad de procesos geológicos contribuyen a la conformación y
modelado del relieve que caracteriza las zonas más externas de la corteza.
Los procesos internos o endógenos son fenómenos que actúan en el interior de la corteza o
a través de ella, como resultado de las actividades físicas y químicas de los materiales de la
corteza y el manto. Éstas se manifiestan en la superficie mediante movimientos tectónicos,
vulcanismo y terremotos.
La dinámica interna tiene una fuerte vinculación con los fenómenos que ocurren entre las
capas internas del planeta, especialmente entre la litosfera y la astenosfera.
La teoría de la tectónica de placas sostiene que la litosfera delgada y sólida flota sobre la
astenósfera caliente y semiplástica del mismo modo que la madera flota en un tambor de
miel muy espesa. A la vez, considera a la litosfera RÍGIDA, FRÍA y FRÁGIL segmentada en
siete placas mayores y otras menores, ajustadas entre si como las piezas de un
rompecabezas. Si bien las placas menores serían enteramente de corteza continental, las
mayores son mixtas incluyendo en su conformación también porciones de corteza oceánica.
Así, resulta relativamente sencillo de ver que las placas litosféricas, independientemente de
su composición continental, oceánica o ambas, se mueven unas respecto a la otras al flotar
sobre la astenósfera semiplástica en distintos sentidos. De ese modo, en los límites entre
placas se producen tres tipos de movimientos:
a. Las placas se acercan unas a otras en los márgenes convergentes. De acuerdo con la
naturaleza de la corteza en los bordes entre placas hay tres tipos de interacciones: a)
continental-continental, b) continental-oceánica y c) oceánica-oceánica. En la zona de
convergencia entre dos placas continentales de densidad similar, las placas colisionan y la
corteza sufre una gran deformación, fracturación y replegamiento, generando cadenas
montañosas jóvenes. Este es el caso del choque de la India con Asia y la consecuente
generación de los Himalayas, como así también el modelo de colisión que generó las
montañas Rocallosas en América del Norte. Otra posibilidad es que choquen dos placas de
distinta densidad y entonces la placa oceánica más densa puede hundirse por debajo de la
placa continental mas liviana. Dicho proceso se denomina subducción. Como resultado de la
subducción de una placa bajo la otra, la tierra se sacude generando terremotos. Este
proceso también genera que parte de la astenósfera y la corteza se fundan, generando roca
líquida llamada magma. Cuando el magma asciende por las fracturas de la litosfera y
alcanza la superficie, se producen erupciones volcánicas y se conforma en el borde de
placa lo que se denomina arco magmático y consecuentemente cadenas montañosas de
importante relieve. Un ejemplo de margen convergente ó activo donde hubo subducción es
la costa oeste del continente sudamericano con la consecuente generación de la cordillera
de los Andes. Por otra parte, también puede ocurrir la colisión de dos placas oceánicas. Si
la densidad es suficientemente distinta, puede ocurrir un proceso de subducción,
formándose vulcanismo cuyo resultado final puede ser un arco de islas ó arco volcánico.
b. Las placas se separan unas de otras en los márgenes divergentes. Ello ocurre
principalmente en el fondo de los océanos, donde se han formado cordilleras que presentan
una hendidura central ó valle de rift. A medida que las placas se separan a ambos lados del
rift, fluye hacia arriba magma del manto y genera corteza oceánica nueva. La dorsal centroatlántica genera corteza y empuja a la placa sudamericana hacia el oeste. A partir de dicho
fenómeno la costa este del continente sudamericano constituye un margen pasivo y en
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cambio el margen occidental sudamericano es activo debido a la subducción de la placa del
Pacífico bajo el continente.
c. En los márgenes transformes ó transformantes las placas se deslizan paralelamente
unas respecto a las otras según un movimiento horizontal de sentido contrario. Ello se
manifiesta en la superficie a partir de la generación de terremotos en zonas de la corteza
con una importante zona de fracturación. Las montañas de San Gabriel se formaron por
acción de la falla de San Andrés en el oeste de California, Estados Unidos. Sin embargo,
se desarrollan pocas sierras a lo largo de las márgenes transformes.
En síntesis, podríamos decir que en los márgenes convergentes se destruye y/o transforma
corteza, mientras que en los márgenes divergentes se genera corteza nueva.
Procesos geológicos generadores de relieve
Como ya vimos en la unidad anterior no sólo los procesos endógenos son los responsables
de la generación de relieves. Como resultado de la degradación de las áreas elevadas y la
agradación de las zonas deprimidas, los procesos externos o exógenos tienden a nivelar la
superficie terrestre.
Ambos grupos de procesos (endógenos y exógenos) para conservar su actividad requieren
de una fuente adicional de energía. Los procesos externos son mantenidos específicamente
por la radiación de calor proveniente del sol. Por lo tanto, mucho tienen que ver las
variaciones climáticas a lo largo de la historia terrestre. De un modo similar, los de origen
interno se mantienen por la liberación de calor almacenada en el interior del planeta. Como
resultado de ello, a través del tiempo la faz de la tierra ha cambiado su aspecto. Unas veces
sus rasgos han sido lisos y monótonos y otras se han hecho empinados y vigorosos. Pero
en lo que parece ser una contienda permanente entre las fuerzas externas que tienden a la
destrucción y nivelación del relieve y las internas que tienden, en general, a la renovación de
tierra, ninguna de ellas ha conseguido el predominio. Por ejemplo una cordillera como la de
los Andes es elevada por los procesos internos, mientras que a lo largo del tiempo
geológico los procesos externos la desgastan, excavan cañones y valles y esculpen las
rocas.
Procesos endógenos: orogénesis, epirogénesis e isostacia
A lo largo del tiempo geológico la corteza terrestre ha sido combada, inclinada, elevada y
sumergida como resultado de movimientos tectónicos, muchos de los cuales tienen su
origen en la tectónica de placas. Los movimientos tectónicos generan momentos de
inestabilidad los que pueden ser caracterizados por dos tipos principales de movimientos de
la corteza terrestre. Estos son los movimientos orogénicos y epirogénicos.
El término orogenia se refiere al proceso de construcción de montañas, a partir del accionar
de los procesos geológicos internos. Un orógeno ó faja orogénica es una región elongada
y relativamente angosta cercana a un margen continental tectónicamente activo, donde
muchos o todos estos procesos han formado montañas. Recordemos ahora que hemos
visto que hay tres tipos de márgenes de placa: divergentes, transformes y convergentes,
en los que se generan distinto tipo de montañas. Como ya sabemos, la mayor actividad
tectónica de la Tierra se produce en los límites de placas litosféricas donde dos placas en
movimiento colisionan entre si. Por esta razón, la elevación de montañas está comúnmente
acompañada por otras actividades tectónicas asociadas con márgenes de placa activa
como deformación de rocas, terremotos, erupciones volcánicas e intrusión de grandes
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volúmenes de magmas. En síntesis los movimientos orogénicos generan episodios de
fuerte deformación de las rocas de la corteza, lo que en general está acompañado por una
intensa actividad magmática.
En contraposición están los movimientos epirogénicos. Estos producen ascensos y
descensos, en general suaves de ciertos sectores de la corteza sin generar en ellos
deformaciones de las rocas. Por ende, los movimientos epirogénicos reflejan una mayor
estabilidad de la corteza, en contraste con los movimientos orogénicos de compresión y
tensión que afectan áreas inestables.
Cuando movimientos epirogénicos fueron negativos, generando un descenso, grandes
áreas fueron sumergidas por el avance del mar sobre los continentes. Esa inundación dio la
oportunidad que grandes columnas de sedimentos se depositaran sobre los rocas ígneas y
metamórficas que conforman el basamento de los continentes. Con posterioridad
movimientos de ascensos expusieron los depósitos sedimentarios sobre el nivel del mar,
donde han sido retrabajados por los agentes externos en tiempos geológicos reciente. Este
tipo de movimientos ha generado como rasgos distintivos de paisajes actuales planicies
elevadas y mesetas.
Relacionado con estos movimientos de ascenso y descenso de los continentes ocurre un
fenómeno geológico llamado ISOSTACIA que es el balance o equilibrio entre los bloques
subyacentes de la corteza rígida, flotando sobre la parte superior del manto plástico. De
igual modo que un trozo de madera puede flotar sobre agua o un material más viscoso.
Bloques de madera flotando sobre agua ascienden o descienden hasta que desplazan un
volumen de agua que es igual a su peso. El peso del agua desplazada mantiene a flote a
los bloques.
En una manera simple es factible visualizar que una porción de corteza rocosa puede
presentar una tendencia a elevarse o descender gradualmente hasta que logre balancearse
por el peso del manto desplazado. Este concepto de movimiento vertical para alcanzar el
equilibrio se denomina Ajuste isostático.
El equilibrio puede verse afectado por una sobrecarga ó alivio de componentes en la corteza
lo cual produce que la misma deba moverse para reajustarse a las nuevas condiciones. Por
ejemplo, el desarrollo de grandes mantos glaciarios en distintos momentos del Cuaternario
aportó una sobrecarga a la corteza favoreciendo su hundimiento hasta que alcanza su
nueva condición de equilibrio. Luego, la desaparición de los mismos, produjo un alivio y con
el mismo una elevación del continente para ajustarse el peso a la nueva condición. Esto se
conoce en la bibliografía como Rebote isostático. De igual modo la erosión de una zona
montañosa y la consecuente depositación de los sedimentos en una cuenca aledaña,
genera un alivio en el primer sector y un hundimiento en la segundo. Cada uno de los
sectores necesita ajustarse a las nuevas condiciones en un descendiendo por el nuevo
sobrepeso y en el otro elevándose como resultado del alivio de peso. Obviamente este
ajuste necesita que el manto plástico fluya para acomodar el movimiento.
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