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Edad de la Tierra
La edad de la Tierra indica el tiempo transcurrido desde su origen hasta nuestros días.
Los geólogos y geofísicos modernos consideran que la edad de la Tierra es de unos 4470
millones
de
años
±
1%.
Esta datación,
basada
en
el
decaimiento
de hafnio 182 en tungsteno 182, fue determinada por John Rudge, del Departamento de
Ciencias de la Tierra de la Universidad de Cambridge, en el año 2010, 1 2 y redujo la datación
anterior de 4540 millones de años ± 1%3 en 70 millones de años. Esta edad había sido
determinada mediante técnicas de fechado radiométrico de material proveniente
de meteoritos4 y es consistente con la edad de las muestras más antiguas de material de
la Tierra y de la Luna.
Con el advenimiento de la revolución científica y el desarrollo de los métodos de fechado
radiométricos, se realizaron mediciones de la presencia de plomo en muestras minerales ricas
en uranio, que indicaron que algunas tenían una edad que superaba los 1000 millones de
años.5 El más antiguo de estos minerales que ha sido analizado son unos pequeños cristales
de zirconio de la zona de Jack Hills en Australia Occidental; los cuales por lo menos tienen una
edad de 4404 millones de años.6 Comparando la masa y luminosidad del Sol con las de las
otras estrellas, parecería que el sistema solar no podría ser más antiguo que dichas rocas. Las
inclusiones ricas en calcio-aluminio (Ca-Al) –los compuestos de meteoritos más antiguos
formados en el sistema solar– tienen una edad de 4567 millones de años,7 lo que resulta en la
edad del sistema solar y en una cota superior para la edad de la Tierra.
Existe una hipótesis que afirma que la creación de la Tierra comenzó poco tiempo después de
la formación de las inclusiones ricas en Ca-Al y los meteoritos. Como aún se desconoce el
instante en que ocurrió la formación de la Tierra y las predicciones obtenidas mediante
diferentes modelos de creación van desde unos pocos millones de años hasta unos
100 millones de años, es difícil determinar la edad exacta de la Tierra. También es difícil precisar
la edad exacta de las rocas más antiguas sobre la superficie de la Tierra, ya que muy
probablemente sean agregados de minerales de distintas épocas. El Gneis acasta ubicado en
el norte de Canadá podría ser la más antigua masa rocosa expuesta en la corteza terrestre.8
Desarrollo de los conceptos geológicos modernos
Los estudios de los estratos, la formación de las capas de roca y sedimentos, le han permitido
comprender a los naturalistas que la Tierra podría haber pasado por numerosos cambios
durante su existencia. Estas capas a menudo contienen restos fosilizados de criaturas
desconocidas, lo que conduce a una interpretación de una serie de organismos que se
sucedieron entre una capa a la siguiente. Ya en el siglo VI a. C. Jenófanes interpretaba a las
capas de restos fósiles exactamente de esta manera.
Nicolás Steno en el siglo XVII fue uno de los primeros naturalistas occidentales en apreciar la
conexión existente entre los restos fósiles y los estratos. Basado en sus observaciones formuló
importantes conceptos estratigráficos (por ejemplo, la «ley de la superposición» y el «principio
de horizontalidad original»). Hacia 1790, el naturalista británico William Smith formuló la
hipótesis que si dos capas de roca ubicadas en sitios muy disímiles contenían fósiles similares,
entonces era muy factible que las capas provinieran de la misma época. Posteriormente un
sobrino y discípulo de William Smith, llamado John Phillips, calculó utilizando este tipo de
técnicas que la edad de la Tierra sería de unos 96 millones de años.
A mediados del siglo XVIII el naturalista Mijaíl Lomonósov, considerado el fundador de la
ciencia rusa, sugirió que la Tierra había sido formada de forma independiente del resto del
universo, varios cientos de miles de años antes. Las ideas de Lomonósov eran principalmente
de naturaleza especulativa, pero en 1779, el naturalista francés Comte du Buffon trató de
calcular la edad de la Tierra realizando un experimento: creó un globo de dimensiones reducidas
que se asemejaba por su composición a la Tierra y luego midió su ritmo de enfriamiento. Como
resultado estimó que la Tierra tendría unos 75 000 años de edad.
Otros naturalistas utilizaron hipótesis para construir una historia de la Tierra, aunque sus
secuencias temporales eran inexactas ya que no conocían cuanto tiempo había tomado la
formación de los distintos estratos. En 1830, el geólogo Charles Lyell, basado en algunas ideas
formuladas previamente por el filósofo y naturalista escocés James Hutton, popularizó el
concepto de que las características de la Tierra están en cambio perpetuo, a través de procesos
de erosión y reforma continua, y que el ritmo de cambio era aproximadamente constante. Esta
idea era radicalmente distinta al concepto tradicional, que considerada a la historia de la Tierra
como algo estático, con los cambios solo ocurriendo en forma intermitente mediante catástrofes
naturales. Numerosos naturalistas fueron influidos por las ideas de Lyell convirtiéndose en
«uniformistas» que creían que el cambio era continuo y ocurría en una forma uniforme y a
velocidad constante.
Primeros cálculos por físicos, geólogos y biólogos
William Thomson (Lord Kelvin).
En su Introducción a la historia de los minerales (1774) Buffon calculó la
edad de la Tierra en al menos 180 000 años. A pesar de que hoy resulta
una cifra extraordinariamente pequeña, en su época se alejaba ya
considerablemente del cálculo del arzobispo Usher a comienzos del siglo
XVII a partir del relato bíblico. En su Cosmogonía (1775), Kant hablaba
de millones e incluso de centenares de millones de años.9
En 1862, el físico de Glasgow William Thomson (posteriormente llamado
Lord Kelvin) publicó cálculos que estimaban la edad de la Tierra en una
banda entre 24 millones de años y 400 millones de años.10 11 Lord Kelvin
supuso que la Tierra se habría formado como una bola de roca fundida,
y calculó el tiempo que demoró el proceso de enfriamiento hasta las
temperaturas actuales.
Los geólogos tenían dificultades para aceptar que la Tierra fuera tan joven. Los biólogos podían
aceptar que la Tierra pudiera tener una edad finita, pero aún 100 millones de años parecía un
número demasiado pequeño para ser plausible. Charles Darwin, que había estudiado los
trabajos de Lyell, había propuesto su teoría de la evolución de los organismos
mediante selección natural, un proceso que se basa en la combinación de modificaciones
hereditarias aleatorias y donde para que sea posible una selección acumulativa se requieren de
grandes períodos de tiempo. Por ello aún 400 millones de años no parecía ser un lapso
suficiente.
En una disertación que Thomas H. Huxley un gran defensor de Darwin realizó en 1869, atacó
los cálculos de Thomson, indicando que si bien parecían consistentes y precisos los mismos
estaban basados en un conjunto de suposiciones erróneas. En 1856 el físico alemán Hermann
von Helmholtz y en 1892 el astrónomo canadiense Simon Newcomb presentaron sus propios
cálculos de 22 y 18 millones de años respectivamente: cada uno de ellos en forma
independiente había calculado el tiempo que le habría llevado al Sol evolucionar hasta su
diámetro e intensidad actual a partir de la nebulosa de gas y polvo de la cual se formó. 11 Estos
valores eran consistentes con los cálculos de Thomson. Sin embargo, ellos sólo supusieron que
el Sol brillaba como consecuencia del calor generado por su contracción gravitacional. En
aquella época el proceso de fusión nuclear era aún desconocido para la ciencia.
Otros científicos también apoyaron las estimaciones de Thomson. El astrónomo de
la Universidad de Cambridge, George H. Darwin (hijo de Charles Darwin) propuso que la Tierra
y la Luna se habían separado al comienzo de su existencia cuando aún eran masas líquidas.
Él basándose en cálculos usando modelos de fricción mareomotriz calculó cuánto tiempo le
tomó a la Tierra desarrollar el día de 24 horas de duración (se estima que hace 4000 millones
de años la tierra rotaba cada 6 horas12 ). Obtuvo una estimación de 56 millones de años que
apoyaban los valores de Thomson.11
En 1899 y 1900, John Joly de la Universidad de Dublín calculó el ritmo al cual los océanos
habrían acumulado sal mediante procesos de erosión, y determinó que los océanos tendrían
una edad de unos 80 a 100 millones de años.11
Fechado radiométrico
Introducción
Las rocas minerales naturalmente contienen ciertos elementos y no contienen algunos otros.
Pero es posible que mediante el proceso de decaimiento radiactivo de isótopos contenidos en
la roca, aparezcan en su estructura elementos exóticos que inicialmente no se encontraban allí.
Mediante la medición de la concentración del producto estable de estos decaimientos, sumado
al conocimiento de la vida media y la concentración inicial del elemento que decae, se puede
determinar la edad de una roca. Productos típicos producidos como resultado de decaimientos
radiactivos son el argón, producto de cadenas de decaimiento de potasio-40, y plomo, a partir
del decaimiento de uranio y torio. Si la roca se encuentra fundida, como sucede en el manto
terrestre, tales productos estables que aparecen como resultado de procesos de decaimiento
radiactivo pueden escapar o ser redistribuidos. Por lo tanto, la edad de la roca terrestre más
antigua corresponde a una cota mínima de la edad de la Tierra, suponiendo que una roca no
puede tener una vida que exceda la de la Tierra misma.
Manto convectivo y radiactividad.
Para 1892, Thomson ya había sido nombrado Lord Kelvin en reconocimiento por sus muchos
logros científicos. Kelvin calculó la edad de la Tierra utilizando un método basado en
los gradientes térmicos en el interior de la Tierra, y obtuvo un estimado de 100 millones de
años.13 Sin embargo Kelvin no se dio cuenta de que la Tierra tenía un manto fluido
sumamente viscoso, y que esto hacia que sus cálculos fueran erróneos. En 1895, John
Perry utilizando un modelo de un manto convectivo y una corteza delgada, estimó que la edad
de la Tierra estaba entre 2000 y 3000 millones de años.13 Kelvin se mantuvo firme en su
estimación de 100 millones de años, inclusive con posterioridad redujo su predicción a un valor
de 20 millones de años.
La radiactividad introducirá otro factor adicional en el cálculo. En 1896, el químico francés A.
Henri Becquerel descubrió la radiactividad. Y en 1898, otros dos científicos
franceses, Marie y Pierre Curie, descubrieron los elementos radiactivos polonio y radio. En
1903 Pierre Curie y su colega Albert Laborde anunciaron que el radio producía suficiente calor
para producir el fundido del equivalente de su propia masa en forma de hielo en una hora.
Rápidamente los geólogos se dieron cuenta que el descubrimiento de la radiactividad echaba
por tierra las suposiciones en que se basaban la mayoría de los cálculos de la edad de la Tierra.
En dichos cálculos se suponía que la Tierra y el Sol se habían formado en algún punto en el
pasado y que se habían ido enfriando en forma continua desde entonces. Pero la radiactividad
aportaba un fenómeno por el que se generaba calor, tal como fuera destacado por primera vez
en 1903 por George Darwin y Joly.
Invención del fechado radiométrico.
La radiactividad, que había anulado la validez de los cálculos
precedentes, sin embargo brindó nuevas herramientas para calcular la
edad de la Tierra utilizando el fechado radiométrico.
Ernest Rutherford y Frederick Soddy continuaron sus trabajos con
materiales radiactivos y llegaron a la conclusión que la radiactividad se
debía a la transmutación espontánea de elementos atómicos. En un
decaimiento radiactivo, un elemento se convierte en otro elemento, más
liviano, y en el proceso emite radiación alfa, beta, o gamma. Ellos
también encontraron que un elemento radiactivo decae para convertirse
en otro a una velocidad característica que es distinta para cada
elemento. Esta velocidad se expresa en función de la «vida media», o
lapso necesario para que la mitad de una cantidad de un material
radiactivo se transmute y convierta en su «producto de decaimiento».
Mientras que algunos materiales radiactivos poseen vidas medias cortas,
otros poseen vidas medias muy largas. El uranio, el torio, y el radio tienen vidas medias
prolongadas, y por lo tanto todavía se los encuentra en la corteza terrestre, pero aquellos
elementos con vidas medias cortas ya no se encuentran en forma natural en la corteza terrestre.
Este hallazgo hace pensar que podría ser posible medir la edad de la Tierra si se midieran las
proporciones relativas entre los materiales radiactivos de muestras geológicas. En realidad, los
elementos radiactivos no siempre decaen directamente hacia elementos no-radiactivos
o estables, en cambio decaen formando otros elementos radiactivos que tienen sus propias
vidas medias que a su vez decaen, hasta que luego de una cadena de procesos se llega a
un elemento estable. Estas «cadenas de decaimiento», tales como las del uranio-radio y las del
torio, se descubrieron a los pocos años de haber descubierto la radiactividad, y fueron la base
sobre la que se desarrollaron las técnicas de fechado radiométrico.
Estos temas se vieron enriquecidos por los descubrimientos de Bertram B. Boltwood y de
Rutherford. Boltwood había realizado estudios sobre materiales radiactivos, y cuando en 1904
Rutherford dio algunas charlas en Yale,15 Boltwood se inspiró para describir las relaciones entre
los elementos de varias cadenas de decaimientos radiactivos. Posteriormente en 1904,
Rutherford realizó el primer paso hacia el fechado radiométrico al sugerir que las partículas
alfa emitidas en un decaimiento radiactivo podían quedar atrapadas en una muestra de roca en
forma de átomos de helio. En ese tiempo, Rutherford solo estaba adivinando la posible relación
entre partículas alfa y los átomos de helio, teoría que recién demuestra cuatro años después.
Apenas había Soddy y Sir William Ramsay, del University College en Londres, logrado
determinar el ritmo mediante el cual el radio produce partículas alfa, cuando Rutherford propuso
que podía determinar la edad de una roca midiendo la concentración de helio en su interior.
Utilizando esta técnica calculó que una muestra de roca que tenía en su laboratorio tenía una
edad de unos 40 millones de años. Al respecto Rutherford escribió:
Entré en la sala, que se encontraba en penumbras, y observé entre la audiencia a Lord Kelvin
por lo que me di cuenta que iba a tener problemas en la última parte de mi disertación en la que
presentaba información sobre la edad de la Tierra, y donde mis puntos de vista estaban en
conflicto con las posiciones sostenidas por Kelvin. Para mi alivio, rápidamente Kelvin se quedó
dormido, pero cuando comencé a tratar el punto importante, vi que Kelvin se enderezó en su
asiento, abrió un ojo, y me envió una mirada asesina! De repente tuve un rapto de inspiración y
dije, 'Lord Kelvin ha fijado la edad de la Tierra, basado en la información existente hasta la
fecha. Y justamente esta noche nos referimos a cambios en los datos que sustentan esa
profecía, el radio!' De repente, Kelvin me dirigió una mirada furibunda
Rutherford (1939)
Rutherford supuso que la velocidad de decaimiento del radio determinado por Ramsay y Soddy
era correcta, y que el helio quedaba atrapado en la muestra sin poder escaparse. Si bien estas
suposiciones de Rutherford no eran correctas, el modelo igual permitió avanzar en la dirección
correcta.
Boltwood se concentró en los productos finales de las cadenas de decaimiento. En 1905, sugirió
que el plomo era el producto estable final en el que terminaba la cadena de decaimiento del
radio. Ya se conocía que el radio era un producto intermedio en la cadena de decaimiento del
uranio. Rutherford contribuyó, imaginando un proceso de decaimiento mediante el cual el radio
emitía cinco partículas alfa mediante varios productos intermedios para terminar en plomo, y
pensó que era probable que la cadena de decaimiento radio-plomo pudiera ser utilizada para
fechar muestras de rocas. Boltwood realizó los cálculos, y hacia finales de 1905 había estimado
la edad de 26 muestras de rocas, obteniendo valores entre 92 y 570 millones de años. Sin
embargo tuvo suerte al no publicar inmediatamente sus resultados, ya que los mismos
contenían varios errores de medición y el uso de un valor incorrecto para la vida media del radio.
Boltwood refinó su trabajo y finalmente publicó sus resultados en 1907. 5
El trabajo de Boltwood enfatizaba que muestras tomadas de estratos comparables tenían
relaciones de uranio/plomo que eran similares, y que las muestras de estratos más antiguos
tenían una mayor proporción de plomo, excepto en aquellos casos en los que había evidencia
que el plomo había escapado de la muestra. Sin embargo, sus estudios eran erróneos porque
por aquella época no se comprendía completamente la cadena de decaimiento del torio, lo que
hacía que se obtuvieran resultados incorrectos en las muestras que contenían uranio y torio.
Sin embargo, sus cálculos eran mucho más precisos que todos los realizados hasta aquel
momento. Utilizando esta técnica junto con algunos refinamientos, Boltwood calculó que sus
26 muestras de roca tenían edades entre 250 millones y 1300 millones de años.
Arthur Holmes desarrolla el fechado radiométrico
Si bien Boltwood publicó su trabajo en una importante revista especializada en temas de
geología, la comunidad geológica tenía poco interés por la radiactividad. Por ello Boltwood no
dedicó más esfuerzos al fechado radiométrico y se dedicó a investigar otras cadenas de
decaimiento. Por su parte, si bien Rutherford mantuvo algo de interés en el tema de la edad de
la Tierra, no hizo mayores trabajos sobre el mismo.
Hasta 1910 Robert Strutt continuó trabajando sobre el método de helio de Rutherford, para
finalmente abandonar el tema. Sin embargo Arthur Holmes un discípulo de Strutt se interesó
por el fechado radiométrico y siguió trabajando en el mismo cuando el resto de los científicos lo
habían abandonado. Holmes se concentró en el fechado por plomo, ya que no tenía muchas
esperanzas en el método del helio. Realizó mediciones sobre muestras de rocas y en 1911 llegó
a la conclusión que la más antigua (una muestra de Ceilán) tenía una edad de 1600 millones
de años.16 Estos cálculos no eran particularmente confiables, ya que por ejemplo supuso que
al momento de solidificarse la roca las muestras habían contenido únicamente uranio y nada de
plomo.
Y más importante aún, en 1913 se publicaron resultados que mostraban que los elementos se
presentaban en diversas variantes con diferentes masas, o «isótopos». Para la década de 1930,
se demuestra que los isótopos tenían núcleos formados con distinto número de partículas
neutras llamadas «neutrones». Ese mismo año, otros trabajos publicados presentan las leyes
que siguen los decaimientos radiactivos, permitiendo de este modo una identificación más
precisa de las cadenas de decaimiento.
Muchos geólogos consideraban que estos nuevos descubrimientos hacían al fechado
radiométrico tan complicado que lo tornaban inservible. Para Holmes, esto le daba herramientas
más poderosas para mejorar sus técnicas, y continuó avanzando con sus trabajos, realizando
publicaciones antes y después de la Primera Guerra Mundial. Su trabajo fue ignorado hasta la
década de 1920, si bien en 1917 Joseph Barrell, un profesor de geología de Yale, reescribió la
historia geológica para ajustarla a los hallazgos de Holmes utilizando el fechado radiométrico.
Las investigaciones de Barrell determinaron que las capas de estratos se habían formado con
distintas velocidades, y por lo tanto era incorrecto utilizar las velocidades actuales de cambios
geológicos para inferir las fechas de la evolución de la historia de la Tierra.
La persistencia de Holmes finalmente comenzó a dar frutos hacia 1921, cuando en la reunión
anual de la Asociación Británica para el Avance de la Ciencia los miembros establecieron por
consenso que la edad de la Tierra era de unos pocos miles de millones de años, y que la técnica
de fechado radiométrico era creíble. Holmes publicó su obra The Age of the Earth, an
Introduction to Geological Ideas en 1927 en la que establecía un rango entre 1600 a
3000 millones de años.17 De todas formas, luego de estos eventos no se percibió un gran
movimiento en pos de promocionar el fechado radiométrico, que parecía ser resistido por los
miembros más recalcitrantes de la comunidad de geólogos. Ellos desconfiaban de los intentos
de los físicos de entrometerse en sus dominios, y hasta ahora los habían logrado ignorar con
éxito. El gran peso de la evidencia finalmente tuvo su efecto y en 1931 el National Research
Council de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos finalmente decidió resolver
el tema de la edad de la Tierra y para ello designó un comité para que investigara el tema. Dado
que Holmes era una de las pocas personas que tenía un conocimiento de las técnicas de
fechado radiométrico, fue invitado a formar parte del comité y de hecho la mayoría del informe
final es de su autoría.17
El informe expresaba que el fechado radiométrico era el único método confiable de determinar
las secuencia de tiempos geológicos. El amplio detalle y precisión del informe, sustentaban la
conclusión del mismo. El informe describía los métodos a ser usados, el cuidado a tener para
realizar las mediciones y las incertezas y barras de error resultantes.
El uso de meteoritos.
El valor de 4555 millones de años fue calculado por C. C.
Patterson utilizando el fechado mediante isótopos de la cadena de
decaimiento uranio-plomo (específicamente fechado plomo-plomo)
basándose en varios meteoritos incluido el meteorito de Canyon
Diablo, este valor fue publicado en 1956.4
Diagrama de decaimiento isocrono del isótopo del plomo, con datos
utilizados por Patterson para determinar la edad de la Tierra en 1956.
La edad de la Tierra indicada, en parte se basa en el meteorito de Canyon Diablo por varias
razones y se apoya en el conocimiento de la química del cosmos adquirido en varias décadas
de investigaciones.
La mayoría de las muestras provenientes de la Tierra no permiten determinar en forma directa
la fecha en que se formó la Tierra a partir de la nebulosa solar debido a que la Tierra ha sufrido
procesos que determinan la presencia de su núcleo, el manto y la corteza. A su vez estos
elementos han atravesado una larga historia de procesos de mezclado y dispersión como
la tectónica de placas, erosión y circulación hidrotermal.
Todos estos procesos pueden afectar en forma negativa el fechado por métodos radiométricos,
ya que pueden comprometer la característica de la muestra al anular la suposición que la misma
ha permanecido como un sistema cerrado. Esto se refiere al hecho de que o el nucleído padre
o el hijo o algún nucleído hijo intermedio pueden haber salido en forma parcial de la muestra, lo
que resultaría en un cálculo incorrecto de su edad. Para mitigar este efecto es usual fechar
varios minerales de la misma muestra, para obtener un isocrono. Alternativamente, es posible
utilizar en algunas muestras más de un sistema de fechado, lo que permite aumentar la certeza
sobre el cálculo.
Se considera que algunos meteoritos representan el material primitivo a partir del cual se formó
el disco solar de acreción. Algunos de estos meteoritos se han comportado como sistemas
cerrados (por lo menos para ciertos isótopos) muy poco tiempo después de que se formaron el
disco solar y los planetas. Estas suposiciones han sido confirmadas por observaciones
científicas y numerosos fechados mediante isótopos, y es una hipótesis más robusta que
suponer que una roca terrestre ha retenido su composición original.
Sin embargo, se han usado rocas minerales de plomo arcaicas de galena para estimar la edad
de la Tierra ya que las mismas son los más antiguos minerales formados solo a base de plomo
en el planeta y poseen información sobre los más antiguos sistemas de isótopos homogéneos
plomo-plomo del planeta. Mediante este método es que se obtuvo la edad de la Tierra de
4540 millones de años con un margen de error menor al 1% (45 millones de años).
ESTRUCTURA INTERNA DE LA
TIERRA
CORTEZA MANTO Y NUCLEO
LITOSFERA
Estructura Interna de la Tierra
Corteza Manto y Núcleo Litosfera
La dinamica de la litosfera.
La litosfera:
La litosfera es la capa más externa de nuestro planeta tierra y está conformada por la corteza
y por una parte del manto, es sólida y rígida y la más superficial que existe.
Entonces, al tratarse de la parte más exterior es que podemos tomar contacto justamente con
su lado externo, ya que por ejemplo la misma conforma los continentes y las islas.
Ahora bien, esta capa aparece fragmentada en placas tectónicas, tal como se denomina a
aquella porción de la litosfera justamente que se caracteriza por los movimientos que en ella
se
generan.
Ese
movimiento
cabe
destacarse
que
se
da
en
tipo
bloque sin que medie por ello alguna deformación.
Vale destacarse que en los bordes de estas placas tectónicas es donde confluyen fenómenos
muy comunes de nuestro planeta y que suelen
desencadenar, de acuerdo a la virulencia que ostentan,
complejas situaciones con pérdidas de vidas humanas,
heridos graves y severos daños materiales, tal es el
caso de: el vulcanismo, los volcanes que presentan
actividad y emergen magma que puede aparecer en
forma
de
lava,
de
ceniza
o
de
gas.
Por otra parte, los terremotos, que son la sacudida
fuerte y ciertamente pasajera de la corteza de la tierra.
La liberación de energía que se acumuló en forma de onda sísmica es lo que genera el
terremoto o sismo. Entre las causas más comunes nos encontramos con fallas geológicas,
procesos volcánicos o alguna acción del hombre como puede ser la detonación de elementos
nucleares
debajo
de
la
tierra.
Y por último la orogénesis es otro fenómeno que alberga la litosfera y que consiste en el
acortamiento de la corteza de la tierra y tras ello se pliega en una zona alargada por el empuje,
generando
justamente
un
pliegue
montañoso.
En la actualidad y gracias a los avances de la tecnología es que se han podido desarrollar
aparatos especiales que permiten un estudio pormenorizado de lo que sucede en las capas
del planeta y como consecuencia la predicción de algunos de los fenómenos indicados, o por
lo pronto, su mayor conocimiento.
Como se determinó que la tierra esa conformada por capas?
(Inge Lehmann 1888-1993, fue una destacad sismóloga
danesa. a través de su estudio de las ondas sísmicas,
determino que el núcleo terrestre se encuentra dividido en
dos regiones: un núcleo externo y otro interno. Al límite de
separación entre ambos se le denomina discontinuidad de
Lehmann en su honor).
La principal fuente de información del interior de nuestro
planeta ha sido el estudio de la propagación de las ondas
sísmicas (ondas que estudiaremos en detalle en otro capitulo)
las investigaciones han mostrado que la velocidad de dichas
ondas varia a medida que se propagan por el interior de la
tierra, es decir se refractan, esto ocurre cuando una onda cambia de medio de propagación o viaja a
través de un medio cuya densidad varia. Estas evidencias llevaron a los científicos a proponer dos
modelos que dan cuanta de la estructura interna de la tierra. El modelo estático y el modelo dinámico.
Los modelos del interior de la tierra.
Am partir del estudio de las ondas sísmicas, se han desarrollado dos modelos del interior de la tierra. El
primero es el modelo estático, que se basa en la composición química del planeta. En este se establecen
tres capas: la corteza, el manto y el núcleo.
. el otro es el modelo dinámico , que considera el comportamiento mecánico del interior de la tierra y
cuyas capas son : la litosfera , la atmosfera , la mesosfera , el
núcleo externo y el núcleo interno. A continuación se
explican en detalle estos dos modelos.
Modelo estático:
El estudio de los terremotos ha permitido definir
el interior de la Tierra y distinguir tres capas
principales, desde la superficie avanzando en
profundidad, en función de la velocidad de
propagación de las ondas sísmicas.
Dichas capas, apreciables en un corte
transversal, son: corteza, manto y núcleo. También la información que nos
proporcionan los meteoritos puede ser de gran utilidad para conocer la
composición de los materiales del interior de la Tierra.
Los métodos de datación sitúan la edad de algunos meteoritos en unos 4500
millones de años coincidente con la edad de la tierra. Se cree que la composición
de muchos meteoritos es idéntica a la de algunas capas del interior terrestre. (foto
arriba: cráter en Arizona por el impacto de un meteorito, tiene aproximadamente
1,5 Km. de diámetro, y se cree que su masa era de 300.000 ton. y viajaba a una
velocidad de 60.000 Km/h.)
Capas en el modelo estático
La corteza es la capa externa de la Tierra. Se diferencian dos partes: la corteza
continental, con materiales de composición y edad variada (pueden superar los
3.800 millones de años) y la corteza oceánica, más homogénea y formada por
rocas relativamente jóvenes desde un punto de vista geológico.
Por debajo de la corteza se encuentra el manto, mucho más uniforme, pero con
dos sectores de composición ligeramente distinta: el manto superior, en el que
destaca la presencia de olivino, y el superior, con materiales más densos, como
los silicatos.
Por último, la capa más interna es el núcleo, que se caracteriza por su elevada
densidad debido a la presencia de aleaciones de hierro y níquel en sus materiales.
El núcleo interno podría estar formado por hierro puro.
El manto
En un nivel inmediatamente inferior se sitúa el manto terrestre, que alcanza una
profundidad de 1900 km. La discontinuidad de Mohorovicic, además de marcar la
separación entre la corteza y el manto terrestres, define una alteración en la
composición de las rocas; si en la corteza —especialmente en la franja inferior—
eran principalmente basálticas, ahora encontramos rocas mucho más rígidas y
densas, las peridotitas. Hay que hacer notar que la discontinuidad de Mohorovicic
se encuentra a diferente profundidad, dependiendo de que se sitúe bajo corteza
oceánica o continental. El manto se puede subdividir en manto superior e inferior.
El manto superior se prolonga hasta los 650 o los 700 km de profundidad. En este
punto, la velocidad de las ondas sísmicas se incrementa, al aumentar la densidad.
A su vez, en el manto superior pueden diferenciarse dos regiones; en la superficial,
el incremento de velocidad es constante con relación a la profundidad, mientras
que en la inferior la velocidad decrece súbitamente. Como resultado de la fusión
que experimentan las peridotitas en esta última capa, su rigidez disminuye con
relación a la capa superior.
El grosor del manto inferior varía entre 650-700 km —bajo la astenósfera— y
2.900 km —en la discontinuidad de Gutenberg, que marca la separación entre el
manto y el núcleo—. En la parte interna de esta capa, tanto la densidad —que
pasa de .4 kg/dm3 a 6 kg/dm3, aproximadamente— como la velocidad aumentan
de manera constante.
El núcleo
Los principales elementos constitutivos del núcleo terrestre son dos metales:
hierro y níquel. A partir del límite marcado por la discontinuidad de Gutenberg, la
densidad experimenta un súbito aumento, desde 6 a 10 kg/dm3,
aproximadamente. Por otra parte, la velocidad de las ondas sísmicas primarias
experimenta un rápido descenso —se pasa de 13 km/s a 8 km/s—, al tiempo que
no se registra propagación de ondas secundarias hasta profundidades de 5.080
km. En este último punto, conocido como discontinuidad de Lehmann, la velocidad
de las ondas primarias vuelve a incrementarse, situándose en torno a los 14 km/s
en el centro del globo terrestre.
Existe un núcleo superior y un núcleo inferior; el primero, con ausencia de ondas
secundarias, aparece fundido, mientras que el segundo se encuentra en estado
sólido.
La investigación de los fondos oceánicos
La aplicación de grandes avances tecnológicos al estudio de los océanos ha
permitido, en las últimas décadas, conocer a fondo aspectos enormemente
relevantes de su geología y su morfología. Como resultado, existen en la
actualidad mapas precisos de los fondos oceánicos. Elementos característicos de
la geografía submarina son los márgenes continentales, las cuencas oceánicas y
las dorsales.
Los márgenes continentales
La prolongación de los continentes por debajo del nivel del mar constituye los
márgenes continentales, formados por corteza continental. Se distinguen tres
zonas principales: la plataforma, el talud y la elevación.
La plataforma continental, una zona que se inclina paulatinamente hasta llegar al
talud, puede no presentarse o, por el contrario, alcanzar una extensión de cientos
de kilómetros. Aparece recubierta por materiales resultantes de la erosión de la
tierra emergida, que han sido transportados por los cursos fluviales.
En torno a —200 m aparece el talud, una pendiente horadada por los denominados
cañones submarinos, por los que «viajan» sedimentos procedentes de la
plataforma o bien consecuencia de grandes desprendimientos submarinos
provocados por los terremotos. La acumulación de sedimentos determina el
surgimiento de abanicos, por la forma que adquiere el depósito, que conforman la
elevación continental, a veces muy extensa pero generalmente con poca
pendiente.
Las cuencas
Las cuencas, cuya profundidad puede superar los 4.000 m, están formadas por
corteza oceánica. En ellas pueden individualizarse diversas formas, desde antiguos
volcanes, que hoy son montañas submarinas, hasta áreas deprimidas de perfil
estrecho y alargado, las denominadas fosas oceánicas, que marcan el punto de
contacto entre las placas litosféricas.
Las dorsales oceánicas
Por su parte, las dorsales oceánicas son cadenas montañosas de considerable
longitud —de hecho, las más largas del planeta—, que se extienden de forma
ininterrumpida por los océanos, a través de unos 80.000 km; su anchura es de 2
.000 km aproximadamente. Están formadas por crestas de origen volcánico, con
una altitud media aproximada de 2.000 m sobre el fondo. No obstante, en algunos
puntos de la Tierra, por ejemplo en Islandia, pueden llegar a emerger. Las
dorsales, centro de actividad sísmica de notable intensidad, aparecen cortadas por
numerosas fallas de gran tamaño, denominadas fallas transformantes.
La corteza
Con el nombre de corteza se designa la zona de la Tierra
sólida situada en posición más superficial, en contacto directo
con la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera. La corteza
terrestre presenta dos variedades: corteza oceánica y corteza
continental.
La corteza oceánica
La corteza oceánica tiene un grosor aproximado de 10 km;
no obstante, esta cifra decrece notablemente en
determinados puntos del planeta, como en el rift valley, en el
área central de las dorsales oceánicas, donde alcanza un valor
prácticamente equivalente a O. En dicha zona, el magma
procedente del manto aflora directamente.
En la corteza oceánica se pueden distinguir diversas capas.
Los sedimentos que forman la primera tienen un espesor
situado entre 0 y 4 km; la velocidad media de propagación
de las ondas sísmicas alcanza los 2 km/s.
A continuación se localiza una franja de basaltos metamorfizados que presentan
entre 1,5 y 2 km de grosor; la velocidad de las ondas es en este punto de 5 km/s.
La tercera capa de la corteza oceánica, formada por gabros metamorfizados, mide
aproximadamente 5 km; en ella, la velocidad media queda comprendida entre 6,7
y 7 km/s. Cabe mencionar una última parte, donde se registra la máxima velocidad
(8 km/s); está constituida por rocas ultra básicas cuyo espesor ronda el medio
kilómetro.
La corteza continental
Con un espesor medio
de 35 km, la corteza
continental incrementa
notablemente
este
valor por debajo de
grandes
formaciones
montañosas, pudiendo
alcanzar hasta 60-70
km. Aparece dividida en
dos zonas principales:
superior
e
inferior,
diferenciadas por la
superficie
de
discontinuidad
de
Conrad.
En este plano existe un
brusco aumento de la
velocidad de las ondas sísmicas, que, no obstante, no se registra en todos sus
puntos. Consecuentemente, puede afirmarse que no hay una separación nítida
entre ambas capas. La corteza superior presenta una densidad media de 2,7
kg/dm3 y, en el continente europeo, su espesor medio se sitúa en algo más de
810 km. Los materiales que la constituyen son rocas sedimentarias dispuestas
sobre rocas volcánicas e intrusivas graníticas. La corteza inferior contiene rocas
metamorfizadas cuya composición es intermedia (entre granito y. diorita o gabro);
su densidad equivale a 3 kg/dm3.
LITOSFERA Y ASTENOSFERA
La franja superior de la superficie terrestre se encuentra dividida en dos partes:
• La litosfera, formada por la corteza y la zona externa del manto superior, es
bastante rígida, presenta aproximadamente 100 km de espesor y en ella, la
velocidad de las ondas sísmicas aumenta constantemente en función de la
profundidad.
• La astenósfera es la franja inferior del manto superior, que se encuentra fundida
parcialmente. Se extiende hasta los 400 km, punto en el que el manto recupera
sus características de solidez y rigidez, puesto que la velocidad de las ondas sufre
una nueva alteración muy brusca.
MODELOS
DE
LA
ESTRUCTURA
DE
la
GEOSFERA
Al interior de la tierra también se la conoce con el nombre de geósfera, y si se
intenta hacer un estudio directo, solo se puede profundizar unos pocos kilómetros,
por lo que son necesarios métodos indirectos. Acá se presentan los dos modelos
que intentan explicar cómo es la estructura interior de nuestro planeta.
Está claro que el interior terrestre está formado por varias capas, y en esto
coinciden todos los modelos. Pero las investigaciones sobre el interior de la Tierra
se han centrado en dos aspectos. En la composición de los materiales que forman
las distintas capas del planeta y en el comportamiento mecánico de dichos
materiales (su elasticidad, plasticidad, el estado físico…)
Por eso, se distinguen dos tipos de modelos que presentan diferentes capas,
aunque coinciden en muchos puntos: el modelo estático y el modelo dinámico.
Modelo dinámico.
Capas en el modelo dinámico
La capa más externa es la litosfera, que comprende la corteza y parte del manto
superior. Es una capa rígida. La litosfera descansa sobre la astenósfera, que
equivale a la parte menos profunda del manto. Es una capa plástica, en la que la
temperatura y la presión alcanzan valores que permiten que se fundan las rocas
en algunos puntos.
A continuación se encuentra la mesosfera, que equivale al resto del manto. En la
zona de contacto con el núcleo se encuentra la región denominada zona D”, en la
que se cree que podría haber materiales fundidos. La capa más interna es la
endosfera, que comprende el núcleo interno y el núcleo externo. Los estudios de
propagación de las ondas sísmicas han puesto de manifiesto que la parte externa
de la endosfera (el núcleo externo) está compuesta por materiales fundidos, ya
que en esa zona se interrumpe la transmisión de algunas de las ondas
Endósfera ( Núcleo)
Se encuentra dividida en dos: el núcleo externo (en estado líquido) considerado
junto al movimiento de rotación terrestre, responsable del campo magnético de
nuestro planeta; y el núcleo interno que, debido a la gran presión, se encuentra
en estado sólido.
Mohorovicic y la estructura de la Tierra: El 8 de octubre de 1909, se produjo un intenso terremoto a
40 km al sur de Zagreb, en Croacia (que entonces formaba parte del Imperio Austrohúngaro). Otro
terremoto ocurrido previamente en Zagreb había determinado la instalación de un sismógrafo en el
observatorio meteorológico de la ciudad, dirigido por Andrija Mohorovicic. En su calidad de director
del observatorio, Mohorovicic recibió de todas las estaciones de Europa los registros del terremoto de
1909. Después de analizarlos detalladamente, realizó un interesante descubrimiento. Como esperaba,
los registros reflejaban dos tipos de ondas: de compresión (P), en las que las partículas oscilan a lo
largo de la línea de propagación, y de distorsión (S), en las que el movimiento se produce en ángulo
recto con respecto a la línea de propagación.
Luego advirtió que había en realidad dos tipos de ondas P. A escasa distancia del epicentro, la primera
onda en llegar se desplaza a una velocidad de 5,5 a 6,5 km por segundo. A una distancia de unos 170
km, esta onda es superada por una segunda onda, que se desplaza a 8,1 km/s. Más allá de este punto,
hasta los 800 km, es posible detectar las dos ondas, pero luego las más lentas se desvanecen.
Mohorovicic interpretó este fenómeno como la prueba de que las ondas más lentas se desplazan
directamente hacia el sismógrafo, mientras que las más veloces son refractadas a una profundidad de
unos 50 km. En su honor, la capa refractora recibió el nombre de discontinuidad de Mohorovicic, o
Moho. Investigaciones posteriores demostraron que la profundidad del Moho (el límite entre la corteza
terrestre y el manto superior) varía entre 30 y 50 km.
El movimiento de los continentes.
Los bordes de Sudamérica y África parecen coincidir, como si fueran piezas de un rompecabezas. Esta
observación llevo a muchos de los estudiosos a pensar que los continentes estuvieron alguna vez unidos.
Para entender como ciertas evidencias pueden hacernos pensar que los continentes se mueven, veamos
lo siguiente.
Teoría de la deriva continental, movimiento de los continentes, Colisión de
placas.
La deriva continental: Desde la prehistoria, la búsqueda de minerales metálicos proporcionó a
los mineros un amplio conocimiento empírico de la estructura de la corteza terrestre: la forma en que
diferentes rocas se disponen en estratos una encima de otra, la posibilidad de que las vetas minerales se
abran paso a través de los estratos, y así sucesivamente.
Pero el fundador de la geología como ciencia fue James Hutton, (imagen)
que trabajó en Escocia durante la segunda mitad del siglo XVIII. Sus
ideas fueron desarrolladas en el siglo XIXpor otros precursores, como
los geólogos británicos Charles Lyell y Archibald Geikie. Sus
investigaciones entraron en conflicto con las creencias más
establecidas sobre la edad de la Tierra y las fuerzas que la habían
modelado. Según la opinión predominante, la historia geológica sólo podía
interpretarse como una sucesión de catástrofes, entre ellas, el diluvio universal en
tiempos de Noé.
Sin embargo los nuevos geólogos eran partidarios del «uniformisrmo» que establecía que la
historia de la corteza terrestre podía explicarse sencillamente por la acción continua y
sumamente prolongada de las fuerzas corrientes de la naturaleza.
Aunque sólo fuera por las dificultades que planteaban los viajes, los primeros
geólogos solían restringir sus estudios a las pequeñas zonas que tenían a su alcance,
pero algunos estaban dispuestos a pensar a escala planetaria.
A partir de 1600, cuando los mapas del mundo comenzaron a ser más exactos, los
geógrafos advirtieron que la costa occidental de África podía encajar con la costa
oriental de América como dos piezas de un gigantesco rompecabezas. Este hecho
sugería, de manera muy general, que en una época muy remota los dos continentes
atlánticos habían estado unidos y que desde entonces se habían ido separando. Esta
hipótesis fue formulada de forma más concreta por el científico francés A. SniderPellegrini en 1858; medio siglo más tarde, H.B. Baker presentó su teoría según la
cual hace 200 millones de años todos los continentes habían ocupado el sitio de la
Antártida y desde entonces se habían separado. F.B. Taylor, un geólogo
norteamericano especialmente interesado en la región de los Grandes Lagos,
formuló independientemente una teoría similar en 1910.
La teoría de la deriva continental fue formulada concretamente por primera vez por
Alfred Wegener, que aparece en la fotografía (abajo), en 1912. Su idea básica era que
una masa continental original (Pangea) se había fragmentado y que a lo largo de
las eras geológicas se había Ido separando hasta formar los
actuales continentes.
Así pues, en la primera década de este siglo, la idea de que
incluso los continentes, lejos de permanecer fijos e
inmóviles, podían moverse en el curso de vastos períodos de
tiempo no era completamente nueva. La persona más
estrechamente vinculada a la teoría de la deriva continental
(o del desplazamiento continental, como la denominó al
principio) fue el meteorólogo alemán Alfred Wegener.
Al considerar la teoría por primera vez, se sintió inclinado a
descartarla; pero reavivaron su interés las pruebas
paleontológicas de que en un pasado remoto debió existir
algún puente terrestre que uniera África con Brasil, del
mismo modo que Gran Bretaña estaba unida al continente hace 20.000 años, a
través del canal de la Mancha, y Asia con América del Norte, a través del estrecho
de Bering. Pero éstos eran ejemplos de puentes relativamente cortos. En cambio, el
caso del vasto océano Atlántico hizo que Wegener considerara más seriamente la
teoría de la deriva continental y, a partir de 1912, se dedicó a desarrollarla.
Postuló entonces la existencia original de un supercontinente, Pangea, que comenzó
a separarse durante la era pérmica, hace más de 200 millones de años. América se
desplazó hacia el oeste, alejándose de la masa continental eurasiática, y entre los
dos continentes se formó el Atlántico. Australia se desplazó hacia el norte y la India
se alejó de África. Más adelante, durante el cuaternario (hace 2 millones de años),
Groenlandia se separó de Noruega. Algunos archipiélagos importantes, como los de
Japón y las Filipinas, se identificaron como fragmentos dejados atrás por estas
colosales separaciones.
El conjunto de la teoría proporcionaba una explicación satisfactoria de la distribución
actual de las masas de tierra firme o continental, pero era preciso encontrar el
mecanismo que provocaba estos desplazamientos. A este respecto, Wegener supuso
que las masas continentales flotaban sobre algún tipo de magma plástico, como el
que mana de las grandes profundidades durante las erupciones volcánicas, y señaló
que la constante rotación de la Tierra determinaría una deriva hacia el oeste.
Los mapas de Wegener muestra la disposición de los continentes durante los
períodos carbonífero, eoceno y cuaternario (hace 300, 45 y 2 millones de años,
respectivamente). Los terremotos constituyen pruebas de la inestabilidad de la
corteza terrestre. El catastrófico sismo de San Francisco, en 1906, se produjo porque
la ciudad se encuentra sobre la fallaa de San Andrés, tal como señaló Wegener.
Wegener se adentró además por otras dos líneas de estudio: Como meteorólogo, estaba
interesado en la historia del clima, y pudo comprobar que los cambios climáticos
confirmaban sus ideas. La segunda línea resultó menos satisfactoria. Una vez
aceptada la idea de que la deriva continental se había producido, no había razones
plausibles para suponer que fuera a detenerse. En consecuencia, trató de
demostrarla mediante la determinación exacta, a largos intervalos, de las distancias
entre los puntos de diferentes continentes, utilizando métodos astronómicos muy
precisos y calculando la duración de las transmisiones por radio. Sus resultados
fueron negativos, pero le fue posible argumentar que el ritmo de la deriva era
demasiado lento para ser detectado con los métodos relativamente bastos
disponibles en la época.
Pero no es sorprendente que no obtuviera los resultados deseados si es cierto que
la separación entre África y América ha progresado regularmente desde la era
pérmica. te ser así, la velocidad media no sería superior a 1 metro en 30 años. Sin
embargo, a fines del siglo XX, el uso del rayo láser y de los satélites artificiales ha
permitido medir con notable precisión el ritmo de la deriva continental, confirmando
así la teoría de Wegener.
Mohorovicic y la estructura de la Tierra
El 8 de octubre de 1909, se produjo un intenso terremoto a 40 km. al sur de Zagreb,
en Croacia (que entonces formaba parte del imperio Austrohúngaro). Otro terremoto
ocurrido previamente en Zagreb había determinado la instalación de un sismógrafo
en el observatorio meteorológico de la ciudad, dirigido por Andrija Mohorovicic. En
su calidad de director del observatorio, Mohorovicic recibió de todas las estaciones
de Europa los registros del terremoto de 1909. Después de analizarlos
detalladamente, realizó un interesante descubrimiento. Como esperaba, los
registros reflejaban dos tipos de ondas: de compresión (P), en las que las partículas
oscilan a lo largo de la línea de propagación, y de distorsión (S), en las que el
movimiento se produce en ángulo recto con respecto a la línea de propagación.
Luego advirtió que había en realidad dos tipos de ondas P. A escasa distancia del
epicentro, la primera onda en llegar se desplaza a una velocidad de 5,5 a 6,5 km. por
segundo. A una distancia de unos 170 km., esta onda es superada por una segunda
onda, que se desplaza a 8,1 km/s.
Más allá de este punto, hasta los 800 km., es posible detectar las dos ondas, pero
luego las más lentas se desvanecen. Mohorovicic interpretó este fenómeno como la
prueba de que las ondas más lentas se desplazan directamente hacia el sismógrafo,
mientras que las más veloces son refractadas a una profundidad de unos 50 km. En
su honor, la capa refractora recibió el nombre de discontinuidad de Mohorovicic, o
Moho. Investigaciones posteriores demostraron que la profundidad del Moho (el
límite entre la corteza terrestre y el manto superior) varía entre 30 y 50 km.
■ Hace doscientos millones de años todos los continentes estaban unidos. Esta
formación denominada después “Pangea” dio origen a la “teoría de la deriva
continental” elaborada en 1912 por el climatólogo Alfred Wegener.
■ La teoría cobró auge hace unos veinte años y los científicos siguen investigando
por qué se produce la separación de los continentes que forma en el medio de la
fractura un océano cada vez mayor.
■ Dos corrientes explican la causa de la ruptura de los continentes: una sostiene
que la fragmentación empieza en la litosfera y la otra que el proceso se Inicia en el
manto.
■ En un futuro Inmediato, de acuerdo con la teoría de las placas tectónicas, la India
continuará hundiéndose bajo el Tíbet y, si el movimiento de la placa no se detiene,
dentro de diez millones de años, Katmandú que hoy sólo tiene 1324 metros de
altura, será la cima de un nuevo Himalaya.
Evidencias que avalan la teoría:
Evidencias geográficas: uno de los hechos que llamo la atención de Wegener
fue la forma de los continentes. Estos parecían encajar como piezas de un enorme
rompecabezas. Sin embargo, se le objeto que los calces entre los continentes no
eran perfectos. Wegener argumento que los continuos cambios del nivel del mar y
los procesos de erosión litoral explicarían las diferencias en los bordes continentales.
Evidencias geológicas:
Wegener encontró que algunas formaciones
geológicas (yacimientos de algunos tipos de rocas, principalmente) tenían
continuidad a uno y otro lado del atlántico.
Evidencias paleoclimaticas:
(de paleo, antiguo) Alfred Wegener utilizo
ciertas rocas sedimentarias como indicadores de los climas en los que se originan:
tillitas (clima glacial), yeso y halita (clima árido), carbones (clima tropical húmedo).
A partir de esto concluyo que la distribución de dichas rocas resultaría inexplicable,
si los continentes no hubieran estado unidos.
Evidencias paleontológicas: analizo la distribución de una gran cantidad de
fósiles y comprobó que, en la actualidad, organismos extintos de la misma especie
se encuentran en lugares muy distantes. Su explicación a este hecho fue que en la
época en la que vivieron, estas regiones estaban muy próximas. Esto ocurre con el
Mesosaurus, reptil que habito la tierra hace 270 millones de años en Sudáfrica y
Sudamérica. Otro animal cuyos registros fósiles se encuentran repartidos en varios
continentes es el Lystrosaurus, reptil mamiferoide que habitó África, india y
Australia.
Analizando hipótesis alternativas.
Pese al rechazo a la teoría de la deriva continental por parte de la comunidad científica de
comienzos del siglo XX, las evidencias presentadas por Wegener no pudieron despreciarse. Surgieron
entonces, dos hipótesis que trataron de explicarla de manera independiente, estas son:
1.- Los puentes transoceánicos., esta planteaba que habrían existido puentes de tierra que conectaban
los continentes actuales y que habrían permitido que algunas especies extintas hoy en día) se
distribuyeran en diferentes regiones de la tierra. Debido al aumento de nivel de los océanos, los puentes
habrían quedado sumergidos.
2.- La tierra en expansión, esta postulaba que la tierra habría tenido 1/8 de su tamaño actual y habría
estado cubierta únicamente por continentes, cuando la tierra comenzó a aumentar gradualmente de
tamaño, el terreno descubierto se convirtió en el actual fondo oceánico .
Actividad
Objetivo: analizar y contrastar dios hipótesis alternativas de la deriva continental
¿Qué hacer para realizar la actividad?
Habilidades: analizar evidencias y contrastarlas.
Actitud: manifestar interés por el conocimiento.
Tiempo: 30 minutos.
Formen parejas y analicen las hipótesis anteriores. Luego respondan:
1.- ¿Creen que estas hipótesis podían explicar las evidencias presentadas por Wegener? Justifique.
2.- ¿Qué hecho)s) creen que podría(n) apoyar algunas de estas hipótesis?
¿Qué fortalezas y que debilidades piensan que presenta cada una de estas hipótesis, respecto de la teoría
de la deriva continental?
4.- ¿Qué importancia piensan que tiene en la ciencia el surgimiento de hipótesis alternativas? Expliquen.
La expansión del fondo oceánico.
A partir de la década de 1940, se determinó q la existencia de un tipo de falla geológica que se caracteriza
por el hundimiento de la corteza oceánica bajo algunos continentes, proceso que se denominó
subducción. Debido a este tipo de fallas, también se producía el hundimiento del fondo marino y , con
ello, se creaban las llamadas fosas oceánicas. En otras regiones del océano se descubrieron cordilleras
submarinas de miles de kilómetros de largo y varios cientos de kilómetros de ancho, a las que se les
llamo dorsales
oceánicos.
En 1962,
el
geólogo
Harry
Hess
(1906/1969)
postulo que una
nueva litosfera
oceánica
se
estaba creando
en las dorsales
mediante
el
afloramiento
del
magma
desde el interior
de la tierra.
Hess propuso que las montañas submarinas (dorsales oceánicas) se debían a la creación y
acumulación de nueva litosfera, y que en las fosas oceánicas la corteza submarina desaparecía bajo el
manto. Debido a aquello, ambas estructuras (dorsales y fosa) funcionaban como los extremos de una
cinta transportadora.
La 'expansión de los fondos oceánicos ocurre en las dorsales oceánicas, donde se forma una nueva corteza
oceánica mediante la actividad volcánica y el movimiento gradual del fondo
alejándose de la dorsal. Este hecho ayuda a entender la deriva
continental explicada por la teoría de la tectónica de placas.
Teorías anteriores (por ejemplo, la de Alfred Wegener) sobre la deriva
continental suponían que los continentes eran transportados a través del
mar. La idea de que el propio fondo marino se mueve (y arrastra a los
continentes con él) mientras se expande desde un eje central fue propuesta
por Harry Hess de la Universidad de Princeton en los 1960s. La teoría se
acepta ampliamente en la actualidad, y se cree que el fenómeno es
causado por corrientes de convección en la parte débil y plástica de la capa
superior del manto (denominada astenosfera en la definición clásica). Las mayores pruebas de la
mencionada teoría son las fosas oceánicas, las dorsales oceánicas, el magma saliente hacia la superficie, el
nuevo fondo marino.
En la figura:
Edad del fondo oceánico. En rojo el más joven, junto a las dorsales, por ejemplo en la centroatlántica. En azul el más
antiguo, por ejemplo, junto a las costas norteafricana y norteamericana.
Expansión incipiente.
Siempre la expansión del fondo marino comienza como un rift en una placa continental, similar al Valle del
Rift existente en la actualidad en África Oriental, entre el Mar Rojo y los Grandes Lagos Africanos. El proceso
comienza con un calentamiento en la base de la placa continental que la
convierte en un material más plástico y menos denso. Ya que los objetos
menos densos "flotan" sobre los más densos, como prevé la isostasia, el área
que se calienta se abomba, transformándose en una amplia bóveda ("domo"
o cúpula). A medida que se alza, se producen fracturas que gradualmente se
convierten en rifts. El sistema de rifts típico consiste en tres brazos
divergentes, separados cada uno por 120º de circunferencia. Estas grandes
áreas se denominan "encrucijada triple" (triple junction) y pueden hallarse en
varios lugares del mundo en la actualidad, siendo fácilmente identificables en
los mapas; por ejemplo: Mar Rojo-Golfo de Adén-Valle del Rift, o Valle del
Níger-costas africanas del Golfo de Guinea donde se abrió el Atlántico,
separándose América del Sur.
En la figura: Placas en las que se divide la superficie terrestre, según la teoría de la tectónica de placas.
El ciclo de Wilson.
Sirve para ilustrar ciclos orogénicos de formación de cordilleras.
Muchas evidencias y estudios apoyaron la teoría de la expansión del fondo
oceánico, y ello permitió afirmar con certeza que los continentes están en
movimiento. Sin embargo, no solo ellos se mueven, sino que también toda la
litosfera, la que es impulsada, entre otros factores, por el calor interno de la
tierra, John Tuzo Wilson (1908/1993) , geólogo canadiense , postulo en 1965
que la litosfera estaba dividida en secciones , a las que denominó placas
tectónicas, y propuso un ciclo que explica la apertura y cierre de los océanos, el
que es conocido como ciclo de los supercontinente o ciclo de Wilson. Aquí se
explican sus etapas.
Es importante mencionar que los periodos de tiempo en que los que ocurren los
procesos geológicos son muy extensos. Por ejemplo, desde que se abre un
océano hasta que la placa oceánica ha envejecido lo suficiente como para
empezar a subducir (desde la etapa 2 a la etapa 3 del ciclo) transcurren
alrededor de 150 millones de años.
Básicamente el ciclo comienza en un antiguo continente que sufre una rotura
con formación de un rift continental (1).
Cada segmento de ese continente se transforma en una nueva placa
independiente que crece mediante la incorporación de nueva litosfera con
formación de una dorsal (2).
Al separarse las dos placas aparece y crece un nuevo océano (fase oceánica)
(3).
A cierta distancia de la dorsal puede romperse la unión de la nueva litosfera
oceánica y formarse una zona de subducción, que ahora irá consumiendo
litosfera (4)(5).
El océano generado por la rotura del antiguo continente puede desaparecer
colisionando las dos masas que al principio del ciclo formaban una unidad
(colisión) (6).
Tectónica de placas
No debe confundirse con Placa tectónica.
Vectores de velocidad de las placas tectónicas obtenidos mediante
posicionamiento preciso GPS.
La tectónica de placas (del griego τεκτονικός, tektonicós, "el que
construye") es una teoría geológica que explica la forma en que está
estructurada la litosfera (porción externa más fría y rígida de
la Tierra). La teoría da una explicación a las placas tectónicas que
forman la superficie de la Tierra y a los desplazamientos que se
observan entre ellas en su movimiento sobre el manto
terrestre fluido, sus direcciones e interacciones. También explica la
formación de las cadenas montañosas (orogénesis). Así mismo, da
una explicación satisfactoria de por qué los terremotos y
los volcanes se concentran en regiones concretas del planeta (como
el Cinturón de Fuego del Pacífico) o de por qué las grandes fosas
submarinas están junto a islas y continentes y no en el centro del océano.
Las placas tectónicas se desplazan unas respecto a otras con velocidades de 2,5 cm/año1 lo que es,
aproximadamente, la velocidad con que crecen las uñas de las manos. Dado que se desplazan sobre la
superficie finita de la Tierra, las placas interaccionan unas con otras a lo largo de sus fronteras o límites
provocando intensas deformaciones en la corteza y litosfera de la Tierra, lo que ha dado lugar a la formación
de
grandes
cadenas
montañosas
(por
ejemplo
las
cordilleras
de Himalaya, Alpes, Pirineos, Atlas, Urales, Apeninos, Apalaches, Andes, entre muchos otros) y grandes
sistemas de fallas asociadas con estas (por ejemplo, el sistema de fallas de San Andrés). El contacto por
fricción entre los bordes de las placas es responsable de la mayor parte de los terremotos. Otros fenómenos
asociados son la creación de volcanes (especialmente notorios en el cinturón de fuego del océano Pacífico)
y las fosas oceánicas.
Las placas tectónicas se componen de dos tipos distintos de litosfera: la corteza continental, más gruesa, y
la corteza oceánica, la cual es relativamente delgada. La parte superior de la litosfera se le conoce
como Corteza terrestre, nuevamente de dos tipos (continental y oceánica). Esto significa que una placa
litosférica puede ser una placa continental, una oceánica, o bien de ambos, si fuese así se le denomina placa
mixta.
Uno de los principales puntos de la teoría propone que la cantidad de superficie de las placas (tanto
continental como oceánica) que desaparecen en el manto a lo largo de los bordes convergentes
de subducción está más o menos en equilibrio con la corteza oceánica nueva que se está formando a lo largo
de los bordes divergentes (dorsales oceánicas) a través del proceso conocido como expansión del fondo
oceánico. También se suele hablar de este proceso como el principio de la "cinta transportadora". En este
sentido, el total de la superficie en el globo se mantiene constante, siguiendo la analogía de la cinta
transportadora, siendo la corteza la cinta que se desplaza gracias a las fuertes corrientes convectivas de
la astenósfera, que hacen las veces de las ruedas que transportan esta cinta, hundiéndose la corteza en las
zonas de convergencia, y generándose nuevo piso oceánico en las dorsales.
La teoría también explica de forma bastante satisfactoria la forma como las inmensas masas que componen
las placas tectónicas se pueden "desplazar", algo que quedaba sin explicar cuando Alfred Wegener propuso
la teoría de la Deriva Continental, aunque existen varios modelos que coexisten: Las placas tectónicas se
pueden desplazar porque la litósfera tiene una menor densidad que la astenósfera, que es la capa que se
encuentra inmediatamente inferior a la corteza. Las variaciones de densidad laterales resultan en las
corrientes de convección del manto, mencionadas anteriormente. Se cree que las placas son impulsadas por
una combinación del movimiento que se genera en el fondo oceánico fuera de la dorsal (debido a variaciones
en la topografía y densidad de la corteza, que resultan en diferencias en las fuerzas
gravitacionales, arrastre, succión vertical, y zonas de subducción). Una explicación diferente consiste en las
diferentes fuerzas que se generan con la rotación del globo terrestre y las fuerzas de marea del Sol y de
la Luna. La importancia relativa de cada uno de esos factores queda muy poco clara, y es todavía objeto de
debate.
La placa de Nazca es una placa tectónica oceánica que se
encuentra en el océano Pacífico oriental, frente a la costa
occidental de América del Sur, más específicamente al
frente a la costa norte y centro de Chile y la totalidad del
litoral de Perú, Ecuador y Colombia.
Placa sudamericana
Placa Sudamericana. Es una placa
tectónica
que
abarca
dicho
Subcontinente y la porción del Océano
Atlántico sur comprendida entre la costa
sudamericana y la dorsal mesoatlántica,
esta placa abarca unos 9 millones de
kilómetros cuadrados.
Placa Sudamericana
Bordes
El límite convergente en el oeste ha
generado dos notables fenómenos:
la Cordillera de los Andes y la Fosa
peruano-chilena; mientras que en
el este el límite divergente con la placa
Africana permitió la aparición del océano
Atlántico y, posteriormente, la dorsal
mesoatlántica. Las placas limítrofes son:
1.
2.
3.
4.
Al Norte, la placa del Caribe y la placa Norteamericana.
Al Sur, la placa Antártica.
Al Este, la placa Africana.
Al Oeste, la placa de Nazca.
Borde convergente
Borde convergente (convergencia oceánica-continental).
Un borde convergente o destructivo es el borde de choque entre
dos placas tectónicas. Cuando en el borde convergente una de las placas
de la litosfera se hunde debajo de la otra consumiéndose en el manto se
habla de subducción. Este tipo de bordes lleva a la formación
de cordilleras y
está
asociado
con
zonas
de
actividad volcánica y sísmica originadas por la fricción de las dos placas.
Tipos de bordes convergentes.
Convergencia oceánica-continental
Una placa con corteza oceánica colisiona con una placa con corteza
continental la cual, al ser más ligera, "flota" sobre la oceánica que se hunde
(subduce) en el manto. Al alcanzar una profundidad de unos 100 km se
desencadena la fusión parcial, que origina un flujo ascendente
de magma (roca fundida) que origina plutones y volcanes que crecen
sobre el continente. Se forman así arcos volcánicos continentales y
grandes fosas oceánicas, ambos paralelos a la costa. El punto de intersección de las dos placas se
llama zona de subducción y allí se forma una fosa oceánica donde se van acumulando sedimentos en una
estructura llamada prisma de acreción.
Este tipo de borde convergente es el que se da en la costa pacífica de América del Sur, donde la Placa de
Nazca, totalmente oceánica, deriva hacia el este y colisiona con la Placa Sudamericana que deriva hacia el
oeste; el magma ascendente ha formado la Cordillera de los Andes, con cientos de volcanes activos y una
intensa actividad sísmica.
Convergencia oceánica-oceánica
Dos placas con corteza oceánica colisionan. Una placa subduce bajo la otra iniciándose la fusión y la actividad
volcánica como en la convergencia oceánica-continental. Estos arcos están situados a 100-300 km de la fosa
submarina que se forma en el punto de subducción. Son ejemplos de archipiélagos originados así
las Aleutianas, las islas Marianas, Tonga, Japón y las islas de la Sonda, y las fosas asociadas a ellos.
Convergencia continental-continental
Cuando una placa oceánica en subducción contiene también litosfera continental, la subducción continuada
acabará uniendo los dos bloques continentales que, dado que ambos flotan en la astenosfera, colisionarán.
Ello pliega y deforma los sedimentos acumulados a lo largo del margen continental originando una
nueva cordillera compuesta por rocas sedimentarias y metamorfizadas.
Este tipo de fenómeno se produjo cuando la India "embistió" Asia y produjo la elevación de
la cordillera del Himalaya. Otros sistemas montañosos importantes, como los Pirineos, los Alpes y
los Urales también se originaron durante colisiones continentales.
Borde divergente
Estructura de un borde divergente.
En tectónica de placas un borde
dos placas tectónicas contiguas que
divergen, nuevo material asciende
el manto
terrestre,
creándose
recibe
el
nombre
de borde
divergente es el límite entre
se separan. Conforme las placas
por
procesos magmáticos desde
nueva litosfera, por lo que también
constructivo.
Los bordes divergentes más activos son los responsables de las dorsales mediooceánicas, donde el eje
del rift mediooceánico marca el límite entre las placas contiguas, y es donde se forma nueva corteza
oceánica que se incorpora simétricamente a cada una de ellas. La extensión que ocurre en el rift
produce fallas normales o extensivas, que delimitan escalones y grabens o fosas tectónicas paralelos a la
dirección de la dorsal.
Al igual que los bordes convergentes, los bordes divergentes están asociados a actividad volcánica y sísmica.
En las dorsales se produce la mayor parte del vulcanismo terrestre, y la mayor parte de la lava que se vierte
desde la geósfera, pero es un vulcanismo de tipo fluido que permanece además oculto bajo el océano. Los
terremotos ocurren en asociación con las fallas normales recientes que definen el rift, y también con las fallas
transformantes, de las que las zonas que constituyen límite de placa están, en su mayor parte, en las propias
dorsales, y son la sede de los seísmos de mayor magnitud que ocurren en el océano.
Además de límites divergentes, existen otros dos tipos de límites de placas: los convergentes o subducción y
los pasivos.
Actividad:
1.- ¿En qué placa tectónica se encuentra chile?
2.- ¿Qué tipo de límite entre placas está cerca de nuestro país?¿Se crea o destruye litosfera en dicha
zona?
3.- ¿Qué otras placas presentan un límite convergente? Menciona al menos dos.
4.- ¿Qué placas presentan límites divergentes? ¿Dónde están ubicadas?
5.- ¿Sobre qué placa tectónica se encuentra la inda?