Tema1: Introducción. Conceptos básicos. · Alberto Sedano Ramón Tema1: Introducción. Conceptos...
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Alberto Sedano Ramón
Tema1: Introducción. Conceptos básicos.
Concepto de Geología.
La palabra geología viene de la palabra griega “Gea”, que significa divinidad
griega. Ésta ciencia se encarga del estudio de la Tierra, de los materiales que la forman
y de los fenómenos sobre los que actúa.
Los datos en los que se basa esta ciencia para su estudio e investigación se
encuentran en los materiales, así como en su distribución y en los accidentes que
presentan. Descifrar estos datos e interpretarlos constituye la tarea de los geólogos y de
la geología.
·Junta o Diaclasa: las discontinuidades se llaman juntas o diaclasas cuando la
componente de desplazamiento paralela a la estructura es nula. Un juego de juntas se
define como una serie de juntas con un objetivo común. Las juntas van asociadas a las
fallas.
·Estilolitas: son superficies de disolución de forma irregular y se comprueba que
sus ejes, es decir, las columnas que las acompañan guardan relación con una relación
casi constante.
·Asociación pliegue-falla: cuando se presenta en estructuras que presentan
vergencia, si la amplitud alcanza más de 5 Km, es lo que se denomina mantas de
corrimiento. Y se habla de terrenos alóctonos si el material se ha trasladado y
autóctonos si el material se ha movido. Se denomina ventana a la presencia de terrenos
autóctonos rodeados totalmente de alóctonos y si presenta terrenos alóctonos totalmente
rodeados de autóctonos recibe el nombre de ventana de Klippe.
A cada una de las etapas de la geología se le asocia una problemática específica,
cuyo estado nos va a permitir dejar constancia de una serie de principios fundamentales,
de conceptos básicos, de ciclos geológicos de clasificación. Desde hace apenas 300 años
la geología abarca un circulo limitado que abarca el origen y evolución de este planeta
en relación con otros sistemas del universo, los datos para esta investigación se
encuentran en los materiales que componen la Tierra, así como en su distribución y
forma que presentan en la superficie terrestre.
El desarrollo de las ciencias geológicas.
Desde el principio de los tiempos, el hombre ha querido conocer más acerca de
la Tierra. Las primeras etapas de la geología se basan sobre todo en la observación, pero
fue a partir del siglo XVI y XVII cuando se basó en la observación y experimentación
naciendo así la ciencia empírica.
En esta época son frecuentes las polémicas entre defensores de distintas teorías,
por ejemplo: catastrofistas y actualistas (Neptunistas). Como consecuencia de estas
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polémicas algunos estudios publicados fueron criticados y despreciados, descubriendo
más tarde que eran completamente ciertos (Hutton s. XVIII, criticado por Werner).
El desarrollo alcanzado en el siglo XX llevó consigo la diversificación de la
geología en otra serie de ciencias específicas (Mineralogía, Paleontología, etc…).
Además debido a la búsqueda de nuevos materiales y sobre todo de minerales llevó
consigo la obtención de una geología aplicada.
-Edad Antigua (Etapa inicial):
En esta época la geología se basaba en realizar simples observaciones sin pensar
por qué y el cómo de las cosas, por consecuente se obtenían pocos datos. Sin embargo,
en la antigua Grecia se fue desarrollando la Roma del saber debido a diversos autores
como:
Aristoteles (s.IV a.C.) Explicación metafísica: en la que a parir del aire, tierra,
agua y fuego se componen las sustancias.
Teofrasto (s.III a.C.) Estudios acerca de los minerales y las rocas.
Séneca (s.I) Cuestiones naturales: obra en la que opina de los ríos y su acción,
las aguas subterráneas, etc…
Plinio (s.II) Historia natural: pone a punto el conocimiento sobre las ciencias
naturales.
-Edad Media:
En esta época se produjo un estacionamiento científico sobre todo el mundo
occidental. Sin embargo, fue en oriente donde surgió un movimiento científico árabe
motivado por Avicena, autor cuyas ideas sobre el origen de las rocas y su origen
hidrotermal (precipitación química y congelación del agua) suponían un gran adelanto.
-Renacimiento (s.XVI y s.XVII):
En occidente los adelantos comenzaron en el Renacimiento, donde cabe destacar la
obra de Leonardo da Vinci que fue el primero en reconocer la naturaleza de los fósiles.
Como repercusión de ciertas ideas de Descartes, Galileo, Kepler y Newton entre
otros nace entre el siglo XVI y el siglo XVII la ciencia empírica basada en la
observación, experimentación e inducción: lo que lleva consigo la utilización del
método experimental, siendo el alemán Agrícola, con una serie de conceptos de
mineralogía, el que marcó su inicio.
-Siglo XVIII:
A principios del siglo XVIII se emiten una serie de principios fundamentales de la
geología: como las teorías neptunistas y plutonistas.
En las teorías neptunistas de Wenner se explica el origen de las rocas como
depósito de un hipotético océano universal primitivo gradualmente
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subsidente del cual surgieron las montañas y de este modo las rocas ígneas
(granitos y basaltos) formadas por partículas en suspensión de dicho océano.
En las teorías plutonistas de Hutton se consideraba que las rocas cristalinas
no estratificadas como el granito y el basalto son producto de la
solidificación de materiales fundidos que ascienden desde el interior de la
Tierra y se encajan en otras rocas.
También en el siglo XVIII se plantean otras polémicas como pueden ser: el
catastrofismo y el uniformismo.
El catastrofismo intenta explicar todos los fenómenos geológicos con
intervalos de tiempos muy cortos, es decir, como cataclismos.
El uniformismo defiende que los fenómenos que actúan en el pasado son los
mismos que los que actúan hoy en día, es decir, las leyes y los procesos
naturales no han variado con el tiempo.
-Finales del s.XVIII, principios del s.XIX:
William Smith publica el principio de estratigráfica y paleontología.
Arduino en 1778 estableció una división entre montañas primarias y
secundarias, y otra entre materiales ternarios y cuaternarios (permaneciente
hasta hoy día).
Haüy establece las formas cristalográficas de los minerales.
Además en el siglo XIX se establecen las grandes divisiones del tiempo
geológico que determinan los fósiles de cada una de ellas, así como las
teorías evolutivas de Darwin de gran importancia en paleontología, que
explica la gran importancia de la sucesión de fósiles.
En 1878 se celebró el primer congreso de geología, en este se produjo la
diversificación de esta ciencia, madre en otra serie de ciencias específicas:
mineralogía, paleontología, etc…
Durante el siglo XIX van a seguir habiendo nuevos avances, también nuevas
técnicas de laboratorio (rayos X, etc...) y nuevas teorías como la de la tectónica de
placas.
Sobre todo se sigue desarrollando la geología aplicada, de gran interés para el
hombre, así como el desarrollo de nuevas ciencias: geotécnica, hidrología, etc…
Principios básicos.
Tanto el actualismo como el uniformismo forman las bases de la geología.
-Uniformismo (Hutton 1768):
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Según el cual las leyes y procesos naturales han permanecido uniformes a lo
largo del tiempo geológico.
-Actualismo (Lyell 1832):
Según el cual los fenómenos geológicos han ocurrido de la misma forma que en
la actualidad. Por lo que podemos aplicar la experiencia del presente a la reconstrucción
del pasado y a la predicción del futuro.
-Superposición de estratos (Steno 1638-1686):
Este principio relaciona tiempo, roca y espacio, y expone que los terrenos se
encuentran dispuestos en capas, siendo las inferiores más antiguas que las superiores.
Esta definición lleva consigo el principio de la sucesión faunística. Según esto,
los fósiles que se encuentren en las capas superiores son más modernos que los de las
inferiores. Lo que nos permite determinar unos principios para la correlación de
estratos.
-Principio de sucesión faunística y correlación estratigráfica:
Según este principio los fósiles que se encuentren en los estratos o capas
superiores son más modernos. La gran continuidad de la sucesión de los fósiles nos
permite determinar unos criterios para la correlación de estratos. Pudiendo, de esta
manera, hallar y mantener la composición de los estratos a pesar del tiempo.
La palabra correlación significa relación recíproca entre dos o más cosas. De
esta forma todo aquello que nos pueda demostrar la equivalencia entre dos unidades
geológicas es un criterio de correlación. Los principales criterios sobre los que se basa
la correlación se divide en dos grupos:
Física: grupo que define las características litológicas de los materiales.
Biológica: grupo que se encarga del estudio de los fósiles.
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El tiempo en geología.
Las variables fundamentales en geología son: el tiempo, el espacio y los
fenómenos geológicos ya sucedidos, todas estas variables quedan registradas en las
rocas:
-El tiempo:
El tiempo es sin dudad la variable más
importante, ésta no se identifica por sentido teórico, sino
por su relación con los procesos geológicos.
El origen de la dimensión tiempo no tiene un
completo sentido geológico, sino que se ha definido
como un tiempo pregeológico englobado más en el
mundo de la astronomía y la astrofísica.
Éste comienza con las primeras formaciones
estratigráficas estudiadas por la geocronología.
La amplitud del tiempo esta abarcada entre segundo y segundos
encontrándose, por ejemplo, entre s. hasta un día las mareas y el movimiento de
las cortezas.
Por lo general podemos decir que el tiempo queda registrado en los estratos.
-El espacio (variable geográfica):
El espacio marca el umbral donde se ha registrado un proceso geológico, así
como su dominio y extensión de forma que puede ser representado en un mapa.
-Procesos geológicos:
La tercera dimensión son los procesos geológicos que se reconstruyen a partir de
pequeños procesos registrados en los estratos a los que se denominan sucesos.
Siendo la búsqueda de estos sucesos la primera etapa de un proyecto geológico.
En el tiempo se trata de citar la duración del proceso o suceso, sin embargo, en
el espacio es necesario fijar la amplitud y el punto de observación del suceso. De esta
manera el suceso puede ser descrito como los cambios que se producen desde el inicio
hasta el final del mismo, teniendo como causa una variación de energía dentro del
ambiente geológico entre varios procesos simultáneos. Dando como resultado el
conocimiento de la interrelación entre dichos procesos.
Edades relativas y absolutas.
Uno de los objetivos más importantes de la geología histórica es la
determinación de la edad de las rocas y de los sucesos geológicos.
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Edad relativa: determina el orden en que surgen o suceden las rocas y los
sucesos geológicos.
Edad absoluta: determina la magnitud en dimensión y el orden también en
dimensión física de un proceso determinado como la roca.
Métodos radiactivos y no radiactivos.
La edad absoluta se puede determinar cuándo un fenómeno es una función
matemática del tiempo. Ésta se puede medir mediante una serie de métodos divididos en
dos grupos: métodos radiactivos y no radiactivos.
-Métodos no radiactivos:
Dendrocronología: se basa en el crecimiento de los vegetales que forman
un anillo anual. Siendo la primavera la etapa de crecimiento en la que el
anillo es más grueso y claro y en el verano en la que es más delgado y
oscuro.
Anillos de crecimiento: son organismos que viven en agua y tienen unas
protuberancias que permiten saber los días que tiene el año en un
determinado periodo.
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Varvas glaciares: se basa en distintas láminas finas y oscuras o claras con
distinto tamaño de grano, las cuales se encuentran en los depósitos de los
glaciares.
-Métodos radiactivos:
Se basan en el carácter radiactivo de determinados elementos químicos
que están presentes en los minerales y en las rocas. Estos elementos desprenden
partículas (α, β, γ) de su núcleo formando nuevos elementos.
Periodo de semidesintegración: tiempo que tarda en reducirse a la mitad
la sustancia radiactiva inicial dando lugar a otros elementos.
Unidades cronoestratigráficas y geocronológicas.
-Cronoestratigráficas:
Es cada uno de los volúmenes de rocas estratificadas diferenciadas por su edad.
Delimitadas por horizontes cronoestratigráficos (isócronos). Dividen la columna
estratigráfica basándose en el tiempo, y además hacen referencia a los estratos que han
sido depositados durante un tiempo determinado. Es tangible.
-Geocronológicos:
Cada una de las unidades de tiempo geológico correspondientes a las unidades
cronoestratigráficas. Son divisiones temporales y no tienen en cuenta los sedimentos,
sino el tiempo absoluto, es decir, las primeras son unidades materiales, mientras que las
segundas son intangibles.
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Concepto de fósil y fósil guía.
-Paleontología:
Ciencia que se encarga del estudio delos fósiles en todos sus aspectos y basa sus
posibles relaciones mutuas con el ambiente en el que se desarrollan.
-Fósil característico o guía:
Al estudiar los estratos se comprueba que en cada uno de ellos existen una clase
de fósiles propios que no se encuentran en el resto de estratos. Éstos son los
denominados fósiles guía, que pueden ser especies paleontológicas o grupos
sistemáticos de gran amplitud.
Es una especie que tiene una gran extensión geográfica y una existencia corta a
escala geológica. Se caracteriza por una evolución rápida, existencia abundante en los
estratos (facilidad de fosilización) y un área de dispersión extensa. Se pueden utilizar
para comprobar la edad de la tierra.
Ejemplos de este tipo de fósiles guía son:
·Trilobites Cambrico-Silurico.
·Braquiopodos y Goniatites Dévonico.
·Ammonites Jurásico.
·Orbitolinas Cretáceo.
·Nummulites Eoceno, periodo del terciario.
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Propiedades del Sistema Solar.
-Energía de los planetas:
Podría suponerse que la energía que almacenan los planetas y se revelan en los
rasgos geológicos que va descubriendo la exploración planetaria es un residuo
conservado desde los inicios del origen del Sistema Solar.
El comprender el origen, transmisión y expresión superficial de esta energía es
crítico para el entendimiento del registro geológico, que es en último término un
subproducto de la disipación de la energía residual.
Hay tres teorías del origen del calor generado por los planetas en las fases
iniciales de la historia:
1-. Descomposición de isotopos inestables de vida media corta.
2-. Disipación mareal de la energía de rotación.
3-. La energía gravitacional transformada en térmica en el proceso de acreción
planetaria.
El grupo uno fue muy importante en los años 70 y hoy no parece muy verosímil
porque los productos de transformación de las nucleidas no se han encontrado en
materiales primordiales.
El grupo dos, la disipación mareal, sólo sería importante en planetas con satélites
muy masivos y ha sido poco estudiado aun.
El grupo tres es el que se acepta hoy generalmente. Se citan tiempos de acreción
muy cortos, por ejemplo, no más de 1000 años en los que el calor de impacto no tendría
tiempo de disiparse, alcanzando la mayor de los cuerpos ante temperaturas de fusión,
fenómeno que afectaría a un porcentaje importante de la masa de los planetas. Decir que
la energía que tiene la Tierra para la tectónica de placas ha de venir de algún lado.
-Flujo térmico terrestre:
Aunque la temperatura de la superficie terrestre se debe principalmente a la
radiación solar, existe una componente de procedencia interna originada por el calor que
desprende la Tierra y que se define como flujo térmico.
Q=K(dt/dz) K constante/conductividad térmica de la roca.
ttemperatura.
zprofundidad.
dt respecto de z es el gradiente geotérmico, cuyo valor medio en las capas externas de la
Tierra es de 33ºC/km. Este valor no es extrapolable a grandes profundidades ya que la
Tierra alcanzaría valores de temperatura imposibles de admitir dado que el estado sólido
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de capas intermedias que tienen escasa conductividad térmica atenúan la disipación del
calor interno.
El flujo térmico considerado normal es de 1,5· unidades de flujo térmico
(HFU) y una unidad de flujo térmico es igual a cal·cm/s.
El problema se plantea al comparar el principal aporte de calor actual (los
isótopos radiactivos de carga vida media) por las pérdidas por radiación térmica al
espacio. En otras palabras, no sabemos sí la Tierra se está enfriando, calentando o sí está
en equilibrio térmico. Esta última posibilidad parece descartada por las huellas que el
magmatismo arcaico ha dejado en el registro geológico.
En apoyo del equilibrio térmico está el hecho de que el flujo térmico terrestre
total es de 7,7· cal/s que coincide con el que produce una condrita (constelación del
sistema solar) de dimensiones de nuestro planeta.
Presenta gran interés la distribución de flujo térmico y esto lleva consigo la
interpretación de un juego de teorías geodinámicas que sirven para aclarar cualquiera
que sea su origen calorífico interno o el transporte de calor hacía la superficie, implica
movimientos convectivos (en círculos) en capas sólidas internas ya que si el gradiente
superficial se mantiene totalmente total, la Tierra se mantiene totalmente fundida.
El transporte de calor hacía la superficie se verifica por simple conducción de las
capas más externas de la Tierra que constituyen la litosfera.
Bajo la litosfera se encuentra la astenosfera de especiales características y poco
conductora térmicamente, por lo que el transporte de calor irá asociado a un proceso
convectivo. El límite litosfera/astenosfera se define por el tránsito de un material rígido
(litosfera) a otro inferir (astenosfera) que probablemente tiene la misma composición
pero que ya no se importa como un material rígido.
La potencia de la litosfera oscila entre 70km (en océanos) y 25km (en
continentes). Según esto el flujo térmico debería ser mayor en los océanos y está en
contradicción con los valores térmicos registrados que prácticamente son iguales en los
océanos y en los continentes. La desintegración de isótopos de larga vida media
y que son mucho más abundantes en la corteza continental ácida que
en la corteza básica, pueden contribuir a una importante fuente calor en la litosfera. Sin
embargo, este aporte de calor no basta para explicar las diferencias de flujo entre
diferentes zonas continentales.
-Campo magnético. Paleomagnetismo.
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Propiedades, estructura y composición de la Tierra.
Desde comienzos de siglo se sabe, sobre todo después de intensos estudios
geofísicos, que la Tierra se divide en tres partes: corteza, manto y núcleo.
Esta división se hizo observando el comportamiento de las ondas elásticas de un
terremoto. Las ondas sísmicas penetran en la Tierra y surgen en un punto distante, la
técnica consiste en el tiempo no preciso que las ondas P y S necesitan para desplazarse.
Dependiendo de este tiempo y de las propiedades de los materiales que cruzan
las ondas, los sismólogos intentan encontrar explicaciones, pero estas variaciones
corresponden a cambios en las propiedades de los materiales atravesados.
Para estudiar los cambios en la composición de los materiales atravesados de la
Tierra estudiamos las propiedades de la transmisión de ondas:
·Velocidad de ondas:
Ésta depende de la velocidad y la elasticidad de los materiales que atraviesa,
siendo su propagación más rápida en los materiales rígidos, y más lenta en los no
rígidos.
Dentro de una capa determinada la velocidad de la onda aumenta con la
profundidad, debido a que la presión aumenta comprimiendo la roca y transformándola
en un material elástico más compacto.
-Ondas compresivas “P”:
Las ondas P vibran hacía atrás y hacía adelante en el mismo plano de su
dirección de movimiento. Éstas pueden propagarse por líquidos o sólidos que al estar
comprimidos se comportan elásticamente.
-Ondas cizalla “S”:
Las ondas S vibran en ángulo recto con respecto a la dirección de
desplazamiento. Éstas no se propagan a través de líquidos porque a diferencia de los
sólidos no se oponen a la cizalla.
·En todos los materiales las ondas P viajan más rápido que las S.
·Cuando las ondas sísmicas pasan de un lado de un material a otro, las
trayectorias se refractan, es decir, se refleja energía.
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En 1910 el sismólogo Mohorovicic presenta la primera prueba de distribución de
las capas en el interior de la Tierra. El límite entre la corteza y el manto subyacente se
denomina Discontinuidad de Mohorovicic.
Se descubrió que los sismógrafos situados a 200 km de los terremotos
superficiales obtenían mayores velocidades para las ondas P que en el punto del
terremoto, siendo esta velocidad de 8 km/s en los sismógrafos a 200 km y de 1,6 km/s
en el punto del terremoto. De donde se dedujo que bajo la corteza terrestre había una
capa distinta.
Existe otra discontinuidad denominada: Discontinuidad de Gutenberg. Ésta se
encuentra en el límite núcleo-manto y fue en 1914 cuando se descubrió debido a la
observación de las ondas P, que disminuyen y desaparecen por completo a unos 105º de
un terremoto, y reaparecieron de nuevo a los 140º del terremoto pero 2 minutos después
de lo que cabría esperar en función de la distribución de la distancia recorrida. Este
cinturón de ondas sísmicas donde están ausentes las ondas P de 35º se denomina zona
de sombras de las ondas P. esta zona podría explicarse si la Tierra tuviese un núcleo
compuesto de material diferente al del manto.
En 1936 el alemán Lehman dedujo la última división importante del interior de
la Tierra, pero no se descubrió hasta los años 70, cuando debido a unas pruebas
nucleares en Nevada (EE.UU.) se descubrió una nueva refracción y reflexión dentro del
núcleo. De ahí se obtiene que el núcleo interno tenga de radio 1216 km y las ondas P
que atraviesan éste tienen velocidades medias más rápidas que las ondas P que pasan
por el núcleo externo. El aparente aumento de la elasticidad del núcleo interno deduce
que éste es más sólido.
Estructura de la Tierra.
En 196,3 según Bullen, la Tierra se encuentra estructurada de la siguiente forma:
-Estructura de la corteza:
La corteza varía ampliamente de unas regiones a otras, diferenciándose dos
regiones importantes: las continentales (estructura compleja) y las oceánicas
(estructura sencilla).
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La distribución de las velocidades de las ondas sísmicas en la corteza varía
ampliamente.
La corteza continental tiene de espesor medio: 20-50 km. Localmente 60 km
Debajo de la corteza esta la discontinuidad de Mohorovicic, implica un aumento
brusco de las ondas P.
Las ondas P en regiones continentales se diferencian:
·En regiones tectónicamente activas: Las ondas P alcanzan velocidades
V= 7,2-7,7 km/s, intermedias entre las típicamente corticales (5,8-7,2 km/s) y las
asignadas al manto superior.
·En regiones estables:
-Z. Superior: la velocidad de las ondas P varía entre 5,8-6,4 km/s.
-Z. Inferior: la velocidad de las ondas P varía entre 6,5-7,2 km/s.
-Orogénicas: la velocidad de las ondas P varía entre 7,2-7,7 km/s.
Conrad (1925) dijo que la corteza continental estaba formada por dos capas:
Granítica (superior) y basáltica (inferior).
R. oceánicas: fuera de las dorsales y de las grandes fosas, en la estructura se
diferencian:
-Capa 1: E=0,45 km. La velocidad de las ondas P no supera los 3 km/s.
-Capa2: E=1,3-2,4 km. La velocidad de las ondas P es de 5 km/s.
-Capa 3: E=5 km. La velocidad de las ondas P no supera los 7 km/s.
En las dorsales: la anomalía de Bourger indica una importante deficiencia de
masa.
-Capa 1: Aparecen las depresiones.
-Capa 2: Aparecen ininterrumpidamente en las crestas oceánicas
-Capa 3: Puede llegar a confundirse con el manto.
En las fosas: los estudios gravimétricos han puesto de manifiesto que:
-Existencia de masa.
-La corteza de tipo oceánico es igual que las áreas adyacentes.
-la acumulación de sedimentos es variable, si bien en general no alcanza
grandes espesores.
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-Estructura del manto:
El manto presenta el 84% de volumen y el 69% en masa.
El límite corteza-manto viene definido por un aumento de las ondas P que pasa a
velocidades de 7 a 8 km/s en el manto superior.
Manto superior:
-Según Jeffreis: La curva de distribución de las velocidadesde las ondas P
muestra un suave incremento a profundidades inferiores a 400 km y a
partir de aquí un aumento brusco de la misma.
-Según Gutemberg: Decrecimiento de la velocidad, que alcanza su
mínimo a 100 km aproximadamente (debajo de la discontinuidad de
Moho) y sobrepasando esta zona de baja velocidad hay un aumento de
velocidad.
La zona de transición (entre 220-40 y los 1000) viene marcada por un rápido
incremento de velocidad de las ondas P y S con la profundidad, según Jeffries
comienza a los 400 km, según Gutemberg comienza a los 200 km.
Manto inferior: Las ondas P y S muestran un suave incremento, salvo en la base
que la velocidad de las ondas P es cercana a los 14 km/s.
-Estructura del núcleo:
A los 2900 km está definido el límite manto-núcleo por la discontinuidad de
Gutemberg.
Representa el 16% en volumen y el 31% en masa de la Tierra.
Solamente las ondas P se propagan en el núcleo, posiblemente las ondas S se
propagan en el núcleo interno, esto implica que la parte más externa del núcleo
es líquida.
Se divide en:
- N. externo (2900-4980 km): P aumentan de 8 a 10 km/s.
- Z. de transición (4980-5120 km): P disminuyen de 10,4 a 9,5 km/s.
- N. interno (5120- km): P aumentan hasta 11,1 km/s.
Composición de la Tierra.
-Composición de la corteza:
Al observar la corteza se aprecia una gran variedad de rocas que queda
demostrada en los sondeos, tanto de forma regional, comoen la vertical.
Clarke y Washinton en 1924 aceptaron que para simplificar los cálculos, puesto
que las rocas sedimentarias se formaban a partir de las ígneas, la composición química
media de las ígneas podría ser equivalente a la composición de la corteza. Tras realizar
5139 análisis de rocas ígneas dedujeron que la corteza se basa en una roca intermedia de
granito y basalto en la proporción 2 es a 3 (2/3).
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Otros estudios exponen que la corteza superior está formada por una capa
granítica (velocidad de ondas P entre 5,8 y 6,4 km/s) y la corteza inferior por una capa
basáltica (velocidad de las ondas P entre 6,5 y 7,2 km/s).
Teniendo en cuenta las observaciones geológicas hay una capa sedimentaria
mayor en los continentes que en los océanos.
Al observar la composición de química de las capas se observa que difieren de la
composición de la corteza. Unos autores rusos, basándose en estudios geológicos y
geoquímicos, calcularon la composición química media de las capas:
Capa sedimentaria: tiene un expesor medio de 1,8 km aunque puede
llegar en los geoclinales a los 20 km de espesor. Ésta compuesta por
rocas arcillosas en un 42%, areniscas en un 20%, volcánicas en un 19% y
r. carbonatadas en un 18%.
En las regiones oceánicas en contraposición con las continentales, el
espesor medio es de 0,4 km y está compuesta por calcáreos en un 41%,
rocas arcillosas en un 31%, sílices en un 17% y volcánicas en un 35%.
Capa granítica: se extiende exclusivamente en áreas continentales, su
espesor medio es de 20 km y en ellos son predominantes los granitoides
y las rocas metamórficas acidas. Su composición química corresponde a
la de una roca constituida por: cuarzo, fedelpatos, micas y anfíbotas.
Capa basáltica: existe tanto en áreas continentales como oceánicas
aunque la composición de cada una es diferente. Según datos
experimentales la corteza inferior está compuesta por ecoglitas,
glanulitas y anfibolitas. La corteza oceánica está formada por una capa de
sedimentos no consolidados, una segunda capa de basaltos y la tercera
formada peridotitas serpentinizadas. Aceptando esta teoría la corteza
oceánica estaría formada por basaltos en la parte superior y por gabros y
doleditas en la inferior.
-Composición del manto:
Basándonos en estudios geofísicos, el manto está formado por peridotitas
(olivino + piroxenos). Según algunos autores la capa superior está constituida por
ecoglitas en áreas continentales, lo que quiere decir es que la discontinuidad de
Mohorovicic sería consecuencia de la transformación de gabro en ecoglitas. Por el
contrario, la hipótesis de que haya ecoglitas supone que la discontinuidad de
Mohorovicic estaría originada por un cambio en la composición química de las rocas.
Existen, además, otros criterios para estudiar el manto. Por ejemplo, los
geofísicos son los que mejor defienden la hipótesis de la peridotita frente a la ecoglita.
Otro criterio es el petrográfico en el que se expone que las rocas ultramáficas de
los complejos ofiolíticos representan fragmentos del manto superior y están formados
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por rocas ácidas y básicas asociadas. También existen autores que piensan en la
existencia de una tercera capa de composición peridotítica.
Así, de acuerdo con lo anterior, podemos definir la composición del manto
como: una peridotita en la que pueden existir bolsas ecoglitas.
Una vez definida la composición de las rocas del manto, cabe destacar los
procesos que en éste suceden.
A 400 km de profundidad se produce un cambio de fase en los minerales; éste se
produce debido al aumento de la temperatura o presión (o a las dos cosas) lo que
modifica la estructura cristalina del mineral.
Olivino SiO4(Mg, Fe)2 400 km Espinela Al2O4Mg
Espinela Al2O4Mg 600 km Perovsquita SiO3(Mg,Fe)
A 200 km de profundidad, bajo el manto inferior, se produce otro cambio,
existiendo una capa “0” parcialmente fundida; lo cual es muy importante ya que
al existir rocas parcialmente fundidas éstas transportan calor desde el núcleo de
manera más eficaz que la roca sólida.
Un flujo de calor haría que el manto sólido localizado en esta zona parcialmente
fundida se calentara lo suficiente para adquirir flotabilidad y ascendiese
lentamente a la superficie, este cambio es lo que se denomina pluma ascendente
de rocas supe calientes, a las cuales están ligadas las actividades volcánicas de
esa zona.
-Composición del núcleo:
Desde que se descubrieron los diferentes tipos de meteoritos se sugirió que la
Tierra debía de tener un núcleo cuya composición sería equivalente a la de un meteorito
férrico.
Hoy en día, se acepta que el núcleo está formado fundamentalmente por Fe. Sin
embargo, la densidad del núcleo 9,5 g/cm³ en la zona más externa y de 12 g/cm³ en el
centro de la Tierra es más baja que la determinada para el Fe comprendida entre 11,2 y
13 g/cm³ a 2000ºC y a la presión existente en el núcleo.
La presencia de Ni y de algunos elementos densos como el Si y el S podría
salvar esta discrepancia de densidades.
Por lo tanto, podemos decir que el núcleo se encuentra formado por un 80% (Fe,
Ni) y un 20% (Si, S).
-Litosfera y astenosfera.
Ambas forman las capas mecánicas de la Tierra.
La capa más externa de la Tierra formada por el manto externo y la corteza
forma un caparazón rígido y frío. Aunque esta capa contiene materiales con
Alberto Sedano Ramón
distinta composición química tiende a actuar como una unidad, la cual se
comporta de manera similar a la deformación mecánica.
Esta capa recibe el nombre de Litosfera, la cual posee un grosor medio de 100
km, aunque se puede extender hasta 250 km debajo de las `porciones más
antiguas: escudos en los continentes. Sin embargo, en los océanos su espesor es
de pocos km.
A 600 km de profundidad por debajo de la litosfera se encuentra la astenosfera
(esfera débil).
Los 150 km superiores de ésta se encuentran en unas condiciones de temperatura
y presión bajo los cuales se produce una condición de fusión del 1% al 5%. A
esta zona se la conoce con el nombre de canal de baja velocidad, porque las
ondas sísmicas muestran un notable descenso de la velocidad al atravesarla.
Dentro de esta zona de debilidad la litosfera esta despegada de la astenosfera.
Las rocas de la litosfera se debilitan progresivamente con la profundidad, y a la
profundidad de la astenosfera las rocas están muy cerca de su temperatura de fusión por
lo que son fácilmente deformables. Sin embargo, los materiales por debajo de esta zona
el aumento de presión compensa los efectos de mayor temperatura. Por lo tanto,
aumentaa la rigidez con la profundidad formando el manto inferior más rígido.