Download ORIGEN Y ESTRUCTURA DE LA TIERRA ORIGEN Y EVOLUCIÓN

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1. ORIGEN Y ESTRUCTURA DE LA TIERRA
ORIGEN Y EVOLUCIÓN DEL UNIVERSO.
ORIGEN Y EVOLUCIÓN DE LA TIERRA
MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA
INTERPRETACIÓN DE LOS DATOS PROPORCIONADOS POR LOS DIFERENTES
MÉTODOS
ESTRUCTURA INTERNA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA.
TEORÍA DE LA TECTÓNICA GLOBAL
1. ORIGEN Y EVOLUCIÓN DEL UNIVERSO.
2. ORIGEN Y EVOLUCIÓN DE LA TIERRA.
El sol, la Tierra y los demás componentes del sistema solar serían coetáneos. La
hipótesis Nebular explica que el sistema solar se originaría a partir de la condensación de una
nebulosa, en el brazo de Orión de la Vía Láctea, hace unos 5000 millones de años.
1) La onda de choque provocada por una supernova cercana iniciaría la agitación del
gas y polvo de la nebulosa enriqueciéndola además con elementos químicos más
pesados como el carbono.
2) La fuerza de atracción gravitatoria. se aceleraría, girando y concentrando la materia en
su centro hasta la formación de un núcleo o protosol y de un disco protoplanetario.
La mayor parte de esta masa formaría una esfera central y, a su alrededor, quedarían
girando masas mucho más pequeñas.
3) La temperatura y la presión fueron aumentando en su interior hasta iniciar reacciones
termonucleares. La masa central se convirtió en una esfera incandescente, irradiando
luz y calor, una estrella, nuestro Sol. Se proyectaría entonces, buena parte de la
materia residual hacia el exterior del sistema. A partir de anillos concéntricos de
materia (formado a partir del disco protoplanetario) y de manera simultánea se habrían
concentrado cuerpos con masas menores, pequeños y fríos. Son los planetas,
planetas enanos, satélites, asteroides, cometas…que la fuerza gravitatoria mantiene
en órbita alrededor del sol.
4) Se habrían diferenciado dos grandes conjuntos:
a. Los planetas más densos, próximos al sol, llamados planetas interiores o
rocosos. Son Mercurio, Venus, la Tierra y Marte formados por elementos
químicos más pesados como el carbono, el silicio, el hierro. Son planetas
pequeños con una atmósfera delgada.
b. Los planetas exteriores o gaseosos, son menos densos, de gran tamaño,
compuestos por un núcleo sólido y una gran envoltura gaseosa de hidrógeno y
helio. Son Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno.
c. Ambos conjuntos están separados por el cinturón de asteroides. Son pequeños
y numerosos planetoides, el mayor es de 400 km de diámetro. De esta zona
provienen los meteoritos que colisionan con la Tierra. Cuando estos son
pequeños y llegan a nuestra atmósfera se desintegran por el intenso
rozamiento, produciendo un fenómeno luminoso llamado estrella fugaz. En
cambio si son de gran tamaño, chocan con la superficie terrestre produciendo
cráteres de impacto. Se denominan entonces, meteoritos, pudiendo ser
analizados (si no caen sobre océanos y mares) para confirmar la edad de
nuestro planeta.
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5) ¿Cómo se formó la Tierra?
Un planetesimal inicial recibió impactos de otros planetesimales menores. La compresión
debido a la fuerza gravitatoria fue la causa de un aumento de presión y de temperatura que
inició la desintegración de elementos radiactivos (U, Th…) que fundieron totalmente el planeta.
La Tierra era una masa incandescente, las capas exteriores empezaron a solidificarse,
pero el calor procedente del interior las fundía de nuevo. Por diferenciación gravitatoria los
elementos más densos migraron hacia el interior y los más ligeros hacia la superficie.
Finalmente, la temperatura bajó lo suficiente como para permitir la formación de una corteza
terrestre estable. Así se formó una estructura interna en capas:

Un núcleo interno metálico de hierro.

Un manto formado por silicatos de magnesio y de hierro a partir de una
masa de rocas incandescentes.

Una corteza o fina capa de materiales más ligero en la superficie de
silicatos de aluminio.
Al principio no tenía atmósfera, y recibía muchos impactos de meteoritos. La actividad
volcánica era intensa, lo que motivaba que grandes masas de lava saliesen al exterior y
aumentasen el espesor de la corteza, al enfriarse y solidificarse. Esta actividad de los volcanes
generó una gran cantidad de gases que acabaron formando una capa sobre la corteza, una
atmósfera. Su composición era muy distinta de la actual (más de 80% de agua y más de 10%
de dióxido de carbono), pero fue la primera capa protectora y permitió la aparición del agua
líquida. En las erupciones, a partir del oxígeno y del hidrógeno se generaba vapor de agua, que
al ascender por la atmósfera se condensaba, dando origen a las primeras lluvias. Al cabo del
tiempo, con la corteza más fría, el agua de las precipitaciones se pudo mantener líquida en las
zonas más profundas de la corteza, formando mares y océanos, es decir, la hidrosfera.
3. MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA
4. INTERPRETACIÓN DE LOS DATOS PROPORCIONADOS POR LOS DIFERENTES
MÉTODOS
Método de estudio directo
1. Sondeos
Se realizan en la corteza oceánica
más delgada, la profundidad máxima
alcanzada es muy superficial de 13
Km (¡RT=6370Km!).
2. Materiales arrojados por los
volcanes
Los materiales arrojados por los
volcanes se generan a decenas de
kilómetros en el subsuelo.
Interpretación de los datos
Son poco significativos para el estudio del interior
terrestre. Las rocas encontradas son comparables con
las que afloran en superficie. Se usan para buscar
trampas petrolíferas, gas…
El análisis petrológico nos da una idea de la
composición química de la zona profunda donde se ha
originado el magma. Tiene dos limitaciones importantes
por lo que estos datos son poco significativos:
 Los Xenolitos que son fragmentos de roca no
fundida, representarían las rocas existentes en la
zona, pero su composición podría haber sido alterada
por reacciones químicas con el propio magma.
 La diferenciación magmática hace la composición
de la lava arrojada no sea representativa del magma
original.
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Método de estudio indirecto
3. Estudio de laboratorio
Se usan unas celdillas de yunque de
diamante
para
observar
el
comportamiento de los materiales
geológicos en condiciones de altas
presiones y temperaturas comparables a
las existentes a varios miles de kilómetros
de profundidad.
4. Estudio de la densidad de la Tierra
Averiguamos
a partir de cálculos
matemáticos la densidad media de la
Tierra: dT=MT/VT=5.5g/cm3.
Esta
densidad media es más alta que la de las
rocas superficiales a las que tenemos
acceso de modo directo como el granito
2.7g/cm3, el basalto 3g/cm3, la peridotita
3.3 g/cm3.
5. Estudio de los meteoritos
Son fragmentos de un protoplaneta que
se formó a la vez y en las mismas
condiciones que la Tierra. Se formó y se
desarrolló en capas y luego se disgregó.
Otra hipótesis sería que la intensa fuerza
gravitatoria de Júpiter, que es el mayor
planeta del sistema solar, impidiera la
acreción de los planetoides para formar
un planeta.
6. Método geotérmico
El calor interno de nuestro planeta proviene
del calor residual de formación de nuestro
planeta, de la descomposición de isótopos
radioactivos existentes en el núcleo, de la
fricción entre capas que se genera por
rotación diferencial y del cambio de estado
que se produce cuando los materiales se
depositan en el núcleo interno. Se origina un
gradiente geotérmico, un aumento de la
temperatura a medida que aumenta la
Interpretación de los datos
Proporciona datos sobre los cambios de densidad, el
estado físico o la composición mineralógica de los
materiales.
Concluimos que los materiales internos tienen mucha
mayor densidad que los materiales superficiales.
Su edad, su composición química y su densidad son
comparables con los de la Tierra. Así gracias a la
datación isotópica de los meteoritos se ha establecido
que la edad de la Tierra es de 4.500 Millones de
Años. Según su composición química existen tres
categorías de meteoritos:
 Los sideritos(5%) compuestos por un 98% de
aleación de ferroníquel comparable con la
composición del núcleo.
 Los siderolitos(2%) que contienen materiales
silicatados fer rromagnesianos. Por lo que
suponemos que la composición del manto es
silicatada básica con minerales de olivino y
piroxeno.
 Los Aerolitos formados por silicatos básicos de
aluminio comparables con la composición de la
corteza.
Se detectan irregularidades en la emisión térmica y se
relacionan con una distribución irregular de la fuente de
calor interno (materiales radioactivos) y/o con
mecanismos de transmisión térmica no uniformes
(corrientes de convección/ conducción). El gradiente
asciende en zonas de dorsales y de intenso vulcanismo
y desciende en zonas de subducción.
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profundidad. Este no es uniforme pero su
valor medio es de 33ºC/100m de profundidad.
7. Método magnético
La Tierra se comporta como un gigantesco
imán caracterizado por un polo sur y un polo
norte magnéticos que genera un campo
magnético dipolar.
Se emplea principalmente en la búsqueda de recursos
minerales (elementos metálicos como el hierro,
capaces de alterar el campo magnético). Ha sido un
método esencial para demostrar la separación de las
placas litosféricas del fondo oceánico al haberse
descubierto las propiedades paleomagnéticas de la
corteza submarina.
La posición de los polos magnéticos no
coincide con los polos geográficos, el ángulo
de inclinación entre ambos se denomina
declinación. La posición de estos polos se
invierte periódicamente (actualmente el polo
sur magnético está próximo al polo norte
geográfico).Se estudia la variación del campo
magnético en la superficie. Se compara el
valor teórico del campo magnético con el valor
observado. La diferencia existente entre estos
valores se denomina anomalía magnética.
8. Método gravimétrico
Permite deducir diferencias en la composición y
densidad de los materiales internos de la Tierra.
Existen anomalías positivas en los fondos oceánicas y
anomalías gravitatorias negativas en las cordilleras
continentales. Lo que nos lleva a suponer la existencia
de materiales de mayor densidad bajo el fondo
oceánico y material más ligero bajo las cordilleras
continentales. Llevó a la hipótesis del equilibrio
isostático en la corteza terrestre.
El campo gravitatorio de la Tierra se expresa
por medio de una fuerza, que origina en la
superficie terrestre una aceleración media de
9.8 m/s2. Este valor es variable según la latitud
y la altitud del lugar donde se realiza la
medición, pero existen unas fórmulas que
permiten calcular el valor teórico de la
gravedad en cualquier punto. Comparando el
valor teórico con el valor real obtenido
mediante el gravímetro, se calculan las
anomalías gravitatorias.
9. Método sísmico
La sismología se aplica al estudio de la estructura interna
de la Tierra determinando los cambios de densidad, de
Se estudia la propagación de las ondas estado físico, de los materiales en función de la
sísmicas (S y P) a través del interior del profundidad, según cual sea la velocidad de propagación
planeta. Un terremoto es una brusca liberación de las ondas sísmicas.
de energía en un punto del interior terrestre
llamado foco o hipocentro. El punto de la Para el estudio de la estructura interna de la Tierra solo
superficie, localizable en la vertical del nos ayudan las ondas profundas que son las únicas que
hipocentro, es el epicentro. El epicentro es el se propagan por el interior. Nos indican si el medio que
punto de la superficie dónde el terremoto tiene atraviesan es homogéneo (velocidad constante) o
mayor intensidad. Este energía se propaga en heterogéneo (no es constante la velocidad, varia). La
forma de ondas en todas direcciones desde el presencia de una capa fluida genera una zona de sombra
hipocentro y constituye las ondas sísmicas (de a las ondas s. Una discontinuidad sísmica genera como
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forma natural
explosiones).
o
provocadas
mediante resultado de la refracción, de 2 áreas de silencio sísmico.
Las ondas sísmicas al igual que las ondas
luminosas experimentan fenómenos de
reflexión y de refracción cuando pasan de un
medio a otro. Existen varios tipos de ondas:
Las ondas profundas (S y P) y las ondas
superficiales (L). Las ondas sísmicas provocan
deformaciones en los materiales que
atraviesan.
Éstas se clasifican según la manera de oscilar
las partículas con respecto a la dirección de
propagación. Según esto:


Ondas longitudinales o primarias
(P). Son las ondas más rápidas, son las
primeras en llegar a la superficie. Las
partículas vibran longitudinalmente es decir
paralelamente a la dirección de
propagación de la onda (como la
compresión y la descompresión de un
muelle). Son capaces de atravesar
materiales sólidos (rocas) y materiales
fluidos (magma), aunque su velocidad
disminuye
al
atravesar
fluidos
(incompresibilidad K0). La velocidad de
propagación de la onda disminuye cuando
disminuye la rigidez (r) del medio y cuando
aumenta la densidad (d) del medio.
Ondas transversales o secundarias
(S). Las partículas se desplazan en un
plano perpendicular al de propagación de la
onda. La dirección de la vibración de la
onda es transversal a su dirección de
propagación (como el movimiento de una
cuerda a modo de látigo). Su velocidad de
propagación es menor por lo que llegan a la
superficie después que las P. Se propagan
únicamente en medio sólido, no en fluidos.
Las zonas donde la velocidad cambia bruscamente,
corresponderán a superficies que separan dos medios
con diferentes características físicas. Estas zonas se
denominan discontinuidades.
Según estas discontinuidades, se puede establecer un
modelo básico de la estructura interna de la Tierra. No
proporciona ninguna información sobre la composición
química o mineralógica de las capas.
Existen dos discontinuidades de 1º orden: suponen una
variación importante de VP y VS y representan cambios
mayores en la naturaleza de los materiales.
La discontinuidad de Mohorovicic (Moho), tiene una
profundidad de 5-10 km bajo los océanos y de 40-70km
bajo los continentes. Se corresponde con un brusco
aumento de la velocidad de las ondas (VP y VS)
observable a profundidad variable. (separación cortezamanto)
La discontinuidad de Gutemberg se localiza alrededor de
los 2900 Km. Se produce un descenso brusco de V P
mientras que las ondas s se detienen totalmente. Lo que
nos hace suponer que los materiales inmediatamente

Ondas superficiales (L). se propagan debajo de la discontinuidad se encuentran en estado
por la superficie. Son las más lentas de fluido.(división manto-núcleo)
todas y además se propagan tan solo por la
superficie del terreno en todas direcciones Existen dos discontinuidades de 2º orden.
a partir del epicentro. Son las que
presentan una mayor intensidad de La discontinuidad de Repetti es anterior a los 800 km y
vibración, a ellas se deben los efectos supone una estabilización en el ritmo de crecimiento de
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catastróficos de los terremotos. Hay de dos las ondas S y P.(manto superior- manto inferior)
tipos:
La discontinuidad de Wiechert–Lehmann se observa un

Ondas de Love o de torsión. Las aumento relativamente importante de Vp a partir de los
partículas vibran perpendicularmente a la 5100 km.(núcleo externo-núcleo interno)
dirección de propagación (como una
serpiente).
Ondas de Rayleigh o circulares. Las
partículas vibran de forma circular
(oscilaciones ascendentes y descendentes
como el oleaje).
Tomografía sísmica
Ha demostrado que la convección abarca la totalidad del
manto. La subducción sería la rama descendente de la
Se trata de imágenes tridimensionales, del convección y baja hasta el núcleo. Existen zonas de baja
manto, se realizan a partir de cambios mínimos velocidad de las ondas sísmicas pero a nivel local o
de velocidad de las ondas en el manto que se regional en el manto superior. lo que no hay es un nivel
traducen a zonas calientes y frías y por tanto a universal semifundido (Astenosfera). Se considera, que
todo el manto es sólido pero muy plástico, de manera
corrientes convectivas.
que permite un lento flujo de materiales a través de sus
rocas.

5. ESTRUCTURA INTERNA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA.
5a. MODELO GEOQUÍMICO
Sería una división de la tierra en capas según la composición química.
5ai-
Corteza:
La corteza terrestre es la capa sólida externa del planeta limitada en su base por la
discontinuidad de Mohorovicic. Su espesor es muy variable según la región considerada. Por
este motivo diferenciamos entre corteza continental y corteza oceánica.

Corteza continental
Presenta una estructura compleja y variable, según se trate de zonas estables o zonas
orogénicas. Tiene una edad de hasta 3.800 millones de años. Espesor muy variable, de 10 a 70
km. Densidad media de 2.7 g/cm3. Su estructura vertical es variable:
Capa 1: Capa sedimentaria, discontinua, con un espesor variable medio de 1.8 km.
Formada por rocas sedimentarias sin metamorfizar o metamorfizadas por las deformaciones
tectónicas y por intrusiones graníticas.
Capa granítica formada por materiales ácidos o intermedios esta capa tiene una
composición química variable, pueden ser tanto rocas ácidas como básicas. Son rocas
plutónicas y rocas intensamente metamorfizadas (granito, gneis y migmatitas).
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Los continentes tienen una estructura horizontal formada por dos grandes zonas:
Escudos o cratones. Son áreas formadas por rocas muy antiguas, se trata de materiales
precámbricos con más de 600 millones de años de antigüedad. Son rígidas y estables, es decir
que en la actualidad no presentan fenómenos sísmicos ni de tipo ígneo.
Constituyen los núcleos de los continentes por lo que sobre ellos se apoyan las demás
formaciones. Plataformas. Son zonas en que los escudos se encuentran cubiertos por una serie
de sedimentos, de edad inferior a los 600 millones de años, que ha permanecido horizontal.
Cordilleras u orógenos. Son estructuras de edad inferior a los 600 millones de años.
Formadas por rocas metamórficas y sedimentarias, los sedimentos han sufrido un intenso
plegamiento, que es lo que ha elevado la cordillera. Se sitúan en las zonas más inestables de la
Tierra, en general en las zonas periféricas continentales donde se concentra la actividad sísmica
y volcánica.

Corteza oceánica
Presenta una estructura sencilla y uniforme. Edad inferior a los 200 millones de años.
Espesor entre 6 y 12 km. Densidad media de 3 g/cm3. Su estructura vertical es:
Capa 1: Capa sedimentaria, formada por sedimentos no consolidados. (Espesor muy
variable importante cerca de los continentes y casi inexistente en las dorsales.)
Capa 2: Zócalo oceánico. Basaltos submarinos. Espesor medio de 1.5 km. Formado por
lavas almohadilladas y diques basálticos.
Capa 3: Capa oceánica. Es la capa principal, con un espesor de unos 5 km. Formada por
gabros, rocas plutónicas básicas, zona de transición hacia las características del manto.
Su estructura horizontal está formada por
Litoral. Zona de contacto entre el océano y el continente.
Plataforma continental. Prolongación sumergida del continente con pendiente muy débil
(1%). Se extiende hasta los 400 m de profundidad. Área de intensa sedimentación de origen
continental.
Talud continental. Zona de transición entre el continente y el océano. Presenta una gran
pendiente, puede ser hasta del 40%. Se extiende hasta los 2.000 m de profundidad. Importante
como transmisor de sedimentos desde la plataforma a zonas más profundas.
Llanura abisal. Amplias extensiones planas situadas a profundidades medias de 5.000 m.
Presenta una cubierta sedimentaria que se va adelgazando a medida que se aleja del
continente.
Dorsal medio-oceánica. Gran cordillera que atraviesa los océanos del planeta. Tiene una
altura media de 3 km y longitudes de hasta 7.000 km. Presenta dos crestas separadas por una
depresión central tipo fosa tectónica llamada rift con anchuras de 25 a 50 km. No son continuas,
si no que se encuentran desplazadas por fallas transformantes.
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Fosas oceánicas. Son grandes depresiones alargadas y estrechas de gran profundidad
(entre 6.000 y 11.000 m) que se encuentran junto a algunas costas.
5bii.
Manto
El manto es la capa terrestre que se extiende desde la discontinuidad de Mohorovicic
hasta la discontinuidad de Gutemberg a 2.900 km de profundidad. Las ondas sísmicas que
atraviesan el manto muestran una velocidad creciente. Pero este aumento de la velocidad no es
lineal, esto permite considerar que el manto se encuentra dividido en subcapas:
Manto superior. Se extiende hasta los 670 km de profundidad. Su densidad es de 3.5
g/cm3 En cuanto a su composición el manto está formado por peridotitas, son rocas
ultrabásicas en las que los minerales predominantes son el olivino y piroxeno. Entre 400 Km y
700 km el aumento de la presión hace que el olivino se transforme en espinela.
Zona de transición o discontinuidad de Repetti. Sobre los 700 km de profundidad se
produce un aumento brusco de la velocidad con la profundidad.
Manto inferior. Se extiende desde los 670 km hasta la discontinuidad de Gutemberg. Se
caracteriza por un aumento progresivo de la densidad con la profundidad y la presencia de
Óxidos de magnesio y silicio. Su densidad es de 5.5 g/cm3. Aquí la Espinela se transforma en
Perovskita aun más densa.
5ciii.
Núcleo
El núcleo es la capa interna de la Tierra. Se extiende desde la discontinuidad de
Gutemberg hasta el centro de la Tierra a 6.370 km de profundidad. Esta esfera central
representa 16% del volumen y 32% de la masa. Este exceso de masa se debe a su elevada
densidad. También por estudios de propagación de ondas sísmicas consideramos que el núcleo
está formado por:
Núcleo externo. Se extiende entre los 2.900 y los 5.100 km de profundidad. En el núcleo
externo, la velocidad de las ondas P disminuye, y además no se propagan las ondas S. Esto ha
permitido deducir que el núcleo externo es fluido. Su densidad es de 10 g/cm3. En cuanto a su
composición actualmente se acepta que el núcleo está formado principalmente por hierro y
níquel y posiblemente también azufre, silicio e incluso oxígeno.
Zona de transición o discontinuidad de Wiechert.-Lehmann Situada a los 5.100 km de
profundidad.
Núcleo interno. Se extiende desde la discontinuidad de Wiechert hasta el centro de la
Tierra. Está formado por materiales sólidos. Su densidad es de 13 g/cm3 en su parte interna
podría ser de hierro puro (o con un % muy bajo de níquel).
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5b. MODELO GEODINÁMICO
La división de la tierra en capas según su comportamiento mecánico:
Litosfera: capa rígida hasta los 150 Km. de profundidad. Está dividida en placas
litosféricas. Está formada por la corteza y los primeros kilómetros del manto. La transmisión del
calor a través de esta capa hasta la superficie se realiza por conducción.
Astenosfera: desde los 150 Km. hasta los 400 Km. Es una capa discontinua formada
por el manto semifundido. Por lo que tiene lugar una disminución de la velocidad de las ondas
sísmicas. Los materiales forman las corrientes de convección. Donde aparece, se relaciona con
la presencia cercana de puntos calientes que funden las rocas bajo la litosfera, en zonas muy
extensas.
Mesosfera: es el resto del manto, desde los 400 hasta los 2900km. Las rocas solido-plásticas de
la mesosfera se mueven con corrientes de convección desde la zona profunda caliente (la capa D”) en
contacto con el núcleo hasta la zona en contacto con la litosfera. Las teorías recientes consideran que
la convección afecta a todo el manto. En la Mesosfera, se sitúa la capa D” cuyo espesor es variable, en
él se producen reacciones químicas entre los materiales del manto y los del núcleo. Los descensos
están relacionados con la subducción de placas y los ascensos aislados vinculados con los puntos
calientes. En esta capa se concentran materiales muy densos que no pueden ascender pero que
podrían tener una circulación lateral.
En las zonas llamadas de subducción, grandes fragmentos de litosfera oceánica fría y
pesada se introducen en el manto superior, cambian sus minerales a unos 670 Km. y se
precipitan lentamente hasta la base del manto, donde se acumulan y se esparcen a zonas más
calientes. Las zonas de subducción serían el motor de la dinámica del manto arrastrando en la
litosfera, produciendo su fractura y formando así las dorsales oceánicas.
En las zonas del límite núcleo-manto, donde el calor procedente del núcleo es mayor, grandes
masas de esas rocas se funden parcialmente y adquieren una cierta flotabilidad. Así, se
produce un flujo ascendente de materiales muy calientes que, antes de llegar al manto
superior,
cambian
sus
minerales
a
unos
670
Km.
Este flujo es el resultado del tránsito del calor interno del planeta hacia el exterior y, el motor de
la dinámica terrestre.
Endosfera: coincide con el núcleo. El núcleo externo es fluido, sus corrientes de
convección, originarían el campo gravitatorio terrestre. El núcleo interno es metálico y sólido.
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Completa el siguiente esquema de la estructura terrestre (como en clase):
6. TEORÍA DE LA TECTÓNICA GLOBAL
6a. La teoría de la tectónica de placas (de la tectónica global):
Surge en la década de los 70, como consecuencia de numerosos antecedentes científicos
entre los que cabe destacar a A. Wegener y su Teoría de la deriva continental propuesta en 1915.
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La corteza terrestre y los primeras decenas de kilómetros del manto forman una copa rígida
llamada litosfera (tiene un espesor de 50-150km). Dependiendo del tipo de corteza que la forma
existen dos tipos de litosfera: la litosfera oceánica y la litosfera continental.
La litosfera está dividida en fragmentos llamados placas litosféricas. Las placas con ambos
tipos de corteza se denominan placas litosféricas mixtas. Estas placas se mueven, cambian e
interactúan. Existen 6 grandes placas: la Americana, la Indoaustraliana, la Africana, la Euroasiática,
la Antártica y la Pacífica y otras menores como la de Nazca, Cocos, del Caribe…
La mayoría de la actividad geológica se produce en los bordes (o límites) de estas placas,
aunque algunos procesos se desarrollen en el interior de estas placas (intraplaca).
Las placas se mueven sobre la mesosfera sólida y plástica que tiene capacidad de fluir. Se
transporta el calor desde el núcleo (capa D”segunda o doble prima) hasta la litosfera mediante
corrientes de convección. Entre los 150- 400 km de profundidad existen zonas semifundidas
discontinuas que forman la Astenosfera. Los bordes de placas se denominan, bordes
convergentes cuando las placas colisionan, divergentes cuando las placas se separan, pasivos
cuando las placas se deslizan una junto a la otra. Los bordes de placas se corresponden con
grandes accidentes tectónicos del fondo oceánico como las dorsales, las fosas o las fallas
transformantes. Los bordes de placas se denominan constructivos cuando en ellos se construye
litosfera oceánica, destructivos cuando en ellos se destruye litosfera oceánica, conservativos o
transformantes cuando en ellos ni se destruye ni se crea litosfera y además existen fallas
transformantes en él.
Esta teoría explica todos los procesos geológicos de origen interno como la formación de
orógenos, deformaciones, metamorfismo, magmatismo, sismicidad, vulcanismo.
6b. Límite de placas divergente o constructivo:
Es el límite entre 2 placas que se separan. Se sitúa sobre las cordilleras volcánicas oceánicas
llamadas dorsales oceánicas. La zona central o rift es muy delagada, en esa zona afloran los
magmas procedentes del manto en forma de erupciones volcánicas con emisión de lavas básicas y
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la consiguiente expansión oceánica. Los estudios geológicos y geofísicos demuestran que las
dorsales son zonas en las que se construye litosfera oceánica.
i. Las rocas volcánicas del rift son las más jóvenes del océano y son más antiguas
cuando aumenta la distancia a la dorsal.
ii. El espesor de sedimentos es nulo sobre la dorsal y aumenta a medida que nos
alejamos de ella.
iii. El flujo térmico en las dorsales es elevado y debajo de ellas las ondas sísmicas se
mueven con menor velocidad indicando la presencia de magmas.
iv. A ambos lados de las dorsales, las rocas están magnetizadas de forma alterna y
simétrica.
v. En las dorsales hay terremotos de tipo distensivo es decir seísmos que implican el
estiramiento de las rocas superficiales y están asociados a fallas normales.
6c. Límite de placas convergente o destructivo:
Es conocido como zona de subducción. Es un lugar donde se destruye la placa litosférica
oceánica. En general, se da en la interfase océano-continente porque es la zona de mayor debilidad
de la corteza, subduce la litosfera oceánica más densa y delgada, bajo la litosfera continental.
En
algunos
límites se
observa la
subducción de litosfera oceánica bajo litosfera oceánica. La subducción de una placa bajo otra,
forma una profunda depresión del fondo marino llamada fosa oceánica. La dirección del plano
inclinado teórico de la placa que se hunde se llama plano de Benioff-Wadati. Los bordes
destructivos se caracterizan por:
i.
La existencia de una cadena volcánica arqueada y alargada a continuación de la
fosa y paralela a esta que se llama arco volcánico. El calor producido por el rozamiento
además del agua que aporta al manto la litosfera que subduce provoca su fusión. Esas
rocas fundidas salen atraviesan la litosfera salen a la superficie formando el arco volcánico.
este arco puede formarse sobre un continente por ejemplo los Andes son un arco volcánico
continental. También puede constituir un arco isla volcánico como el archipiélago de Japón.
ii.
Se producen orógenos. Se crean enormes cantidades de rocas fundidas, plegadas,
grandes aumentos de temperatura debido a la actividad volcánica. Estos orógenos
aumentan de tamaño a medida que aumenta la subducción. Se llaman orógenos activos
o pericontinentales.
iii.
Bajo las fosas se detectan seísmos superficiales, intermedios y profundos. Sus
focos se distribuyen según el plano de Benioff.
iv.
El flujo térmico está muy por debajo de la media terrestre en las fosas y es mayor
sobre el arco volcánico.
v.
La velocidad de subducción (varios centímetros por año) es similar a la velocidad de
movimiento de las placas y es variable. Es muy lenta cuando llegan relieves oceánicos a la
fosa.
15
vi.
En la fosa se acumulan grandes cantidades de sedimentos que provienen del
continente y de la placa que subduce.
Tras la subducción de una placa mixta bajo una placa continental ocurre el proceso de Obducción.
Cuando la litosfera oceánica se acaba, la
continental no puede subducir y colisiona contra
el continente. El océano que existía entre los dos
continentes se destruye y se forma un nuevo
continente como resultado de la unión de los dos
anteriores. Esta unión está formada por un nuevo
erógeno con fuertes relieves y deformaciones
llamado de colisión o intracontinental. Se
forma siempre sobre un orógeno previo de tipo
activo resultado de la subducción anterior a la
colisión. En el orógeno se dan numerosas
deformaciones (pliegues, cabalgamiento…),
fusión de rocas, fragmentos ofiolíticos (las
ofiolitas son rocas metamórficas procedentes del
océano destruido), y una amplia zona de
seísmos.
6d. Límite de pasivo o transformante:
Dos placas se deslizan de modo pasivo,
en esas zonas aparecen fallas transformantes.
Las tensiones que genera la diferencia de
velocidad de las placas producen fallas. En estos
bordes, ni se crea ni se destruye litosfera.
6e. Puntos calientes:
Son zonas localizadas en el centro de placas litosféricas en las que ascienden magmas
procedentes de la capa D”, zona profunda del manto. Los puntos calientes originan islas en la
litosfera oceánica. Si esta placa se mueve originan una sucesión de islas lineales (como Hawái).
Cuando el punto caliente se origina en la litosfera continental puede producir su rotura y la
formación de un rift que sería el inicio de un nuevo océano y de una nueva dorsal.
6f. El ciclo de Wilson:
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