LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE - Un blog … · puede comprender la inestabilidad de un líquido denso "flotando" sobre otro más ligero ... a la vez de descomponerse en ondas

LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE

LOS PROCESOS GEODINÁMICOS GLOBALES

Francisco Javier Barba Regidor



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1. INTRODUCCIÓN

La Tierra es un planeta dinámico. Esta circunstancia, relativamente extraña en el contexto del Sistema Solar, ha hecho de la Tierra un planeta diferente incluso entre los más parecidos a él, los denominados planetas terrestres o interiores.

Fruto de esa dinámica, las cordilleras y los continentes que las soportan, los océanos y los volcanes que los estiran, en su conjunto, han configurado, junto con los procesos meteorológicos, todo un complejo de formas superficiales que son como un libro abierto de la propia historia que lo ha construido.

Sin embargo, nuestro conocimiento de toda esa dinámica y de la historia acaecida ha sufrido profundos cambios en el breve plazo de los últimos 250 años, y, especialmente, en los últimos cinco decenios. Desde Hutton a la actualidad, la ciencia geológica ha ido construyendo un cuerpo de doctrina cada vez más complejo -lo mismo o más que la misma historia del planeta-, que, con toda seguridad, será tanto o más complejo en las futuras próximas décadas. La tecnología de apoyo en el estudio de la estructura y de la dinámica terrestre ha proporcionado novedosos e importantes datos, con imágenes notablemente inquietantes sobre el estado profundo de nuestro planeta y de las implicaciones que éste, y su evolución en el tiempo, pueden llegar a tener en los procesos superficiales. En definitiva, una imagen cambiante de la Tierra.

En la actualidad, algunas ideas tradicionales precisan de una reformulación, de una simplificación acaso; a veces, de una ampliación o, por qué no, de una extirpación de los manuales al uso, en donde sólo deben quedar como conceptos de uso ya obsoleto. La dificultad de acercarnos a la actualidad de lo que hoy entendemos por estructura y dinámica terrestre sugiere la necesidad de llevar a cabo una actualización en ese sentido. Esta es la tarea que se va a iniciar a continuación.

2. ESTRUCTURA TERRESTRE: NUEVOS MODELOS

2.1. Las referencias

Existen numerosas referencias que nos acercan en los últimos veinte años a los cambios en la concepción de la estructura interna de la Tierra. No es fácilmente olvidable la recopilación titulada "Deriva Continental y Tectónica de Placas", llevada a cabo por H.Blume edic. en 1974, que, bajo la colección "Selecciones de Scientific Amerícan", tuvo sucesivas reediciones en castellano hasta principios de los ochenta. Otra monografía de cierto interés lo fue en su momento el número 86 de la revista Investigación y Ciencia, titulado Dinamismo terrestre (noviembre de 1983). Posteriormente, este texto fue sucesivamente reeditado, recogiéndose otros artículos que habían ido saliendo con posterioridad a aquél y que se referían a los



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aspectos dinámicos del planeta. El documento a que nos referimos, con el título genérico "La Tierra: estructura y dinámica", fue editado bajo la selección de A. Udías en 1988 por Prensa Científica, bajo la colección Libros de Investigación y Ciencia.

Estas tres obras, recopilaciones a su vez de diversos artículos aparecidos en Investigación y Ciencia hasta entonces, supusieron una pequeña revolución en el conjunto de los conocimientos que una buena parte de los profesores de Enseñanza Secundaria, que, habiendo iniciado su carrera docente antes de empezar a divulgarse la nueva teoría, tuvieron la oportunidad de conocer para empezar a tratar de ponerse al día en la nueva visión del planeta.

En este tiempo, además, se han venido editando en español por la Editorial Rueda una serie de manuales de uso bien conocido escritos por F. Anguita y algunos otros autores. Hasta aquí, ese viene a ser todo el bagaje de la información asequible y disponible en las librerías españolas. Cualquier intento para ponernos al día al respecto pasa irrevocablemente por la consulta de textos publicados especialmente en inglés y, ocasionalmente, en francés y sus filiales españolas (Boillot, 1984; etc.). Una relación de algunas de estas referencias se incluye al final en el capítulo de la Bibliografía.

Algunas referencias más modernas acerca del tema hay que buscarlas en diferentes revistas científicas. Unas, más generalistas (Science, Nature); otras, menos (Geology, TerraNova, etc.), pero todas ellas más elitistas que la ya mencionada y tradicional revista de divulgación Investigación y Ciencia ("Scientific American") o su sucedánea francófona –y ya, desgraciadamente, desaparecida- Mundo Científico ("La Recherche").

2.2. La estructura terrestre y la tecnología

Se ha dicho que no hay ciencia sin tecnología; pero también que no puede haber revolución tecnológica si la ciencia no contribuye a su desarrollo. Estamos, en consecuencia, ante un dilema serio que conecta tan íntimamente la ciencia con la tecnología y ésta con la anterior que prácticamente se nos muestran como un algo indisoluble. Si la gran revolución galileana de la Astronomía, por ejemplo, vino dada por el descubrimiento del telescopio como herramienta de observación más precisa, la correspondiente al concepto que hoy tenemos de la Tierra y su interior -y su dinámica- ha venido dada por la creciente capacidad del ser humano de encontrar hasta en los sucesos catastróficos -los terremotos- la clave para desentrañar los misterios del interior perturbado de ese mismo planeta. La sismología se nos ha convertido en una de las más eficaces herramientas en este afán, y, junto con el estudio del paleomagnetismo de las rocas, han sido las claves para explicarnos ciertas circunstancias de por qué los materiales geológicos están donde están y como están.

2.2.1. Las primeras aproximaciones al conocimiento de la estructura interna de la Tierra

2.2.1.1. El momento de inercia y la densidad terrestre.

La primera referencia acerca de cómo pueden variar las características físicas en el interior de la Tierra las encontramos en el momento de inercia, I, de la Tierra.

En un cuerpo esférico, este parámetro viene dado por la expresión matemática I = ZMR2, en donde M es la masa de ese cuerpo, R su radio y Z una constante cuyo valor es 2/3 si, en el caso de un casquete esférico, toda su masa está concentrada en su superficie. Si, en cambio, la masa se concentra en el centro, Z vale cero (Z = 0). Si la densidad de la esfera es constante en todos sus puntos, Z = 2/5.

Por ello, I nos da, por medio de Z, una idea de la concentración de masa respecto al centro del



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cuerpo. Si Z>2/5, la parte central será menos densa, por término medio, que la superficial, e, inversamente, en el caso de que Z<2/5, la parte central sería más densa en su conjunto que la superficial.

Como en la Tierra Z=0'3306, esto es menor de 2/5, la densidad será, por término medio, mayor conforme nos acerquemos al centro.

2.2.1.2. La variación de la densidad y de la presión en el interior terrestre

Continuando con la metodología aportada por el método anterior, Bullen calculó las densidades en profundidad desde la parte superior del manto -donde supuso un valor de 3'32 g/cm3, valor aproximadamente igual a la del olivino, mineral que creía constituyente de esta zona-. A partir de estos datos, calculó la masa y el momento de inercia del manto. Luego, supuso que la densidad de la corteza era constante, deduciendo que su masa y su momento de inercia eran tan pequeños que los efectos sobre los cálculos siguientes resultarían mínimos. Restando las masas y los momentos de inercia de la corteza y el manto de las cantidades correspondientes a la totalidad de la Tierra, dedujo la masa y el momento de inercia del núcleo. Asombrosamente, el valor de Znucleo obtenido era de 0'57, esto es, más propio de un cuerpo con densidad decreciente con la profundidad.

El propio Bullen reconocía que estos resultados no eran posibles; como veremos, las pruebas sísmicas demuestran que el núcleo externo debe ser líquido, con lo que, gravitacionalmente, se puede comprender la inestabilidad de un líquido denso "flotando" sobre otro más ligero (!). Después de diversos análisis, se concluyó que casi con toda seguridad el valor de Z en el núcleo debía ser de 0'385 a 0'390, que implica, en primer lugar que la densidad crecía con la profundidad, y, en segundo lugar, que había algún error en la consideración de la densidad del manto.

La aceptación de un valor de Z para el núcleo menor de 0'4 implicaría una densidad para el manto de hasta casi 37. Si el análisis de probabilidades de los tipos de rocas que pudieran ser compatibles con estos valores fue difícilmente concluyente en aquellos momentos, en la actualidad un incremento de este tipo puede ser entendido como debido a cambios en las coordinaciones químicas de las fases minerales a medida que aumenta la profundidad y, por tanto, la presión de carga.

Un esquema que actualmente se acepta de la distribución de las densidades en el interior terrestre (figura 1) nos indica que hay un importante salto en la distribución de las densidades de los materiales terrestres a los 2990 km de profundidad, límite que veremos marcado más adelante por medio de otros métodos de análisis.

Figura 1. Distribución de las densidades (banda de puntos) de los materiales geológicos en el interior de la Tierra y de las variaciones en la presión (línea

quebrada).



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Extrapolando estos valores a las variaciones de la presión con la profundidad, la gráfica de Bullen muestra la existencia de saltos equivalentes a los mostrados por las variaciones en la densidad, lo que insiste en la heterogeneidad profunda del planeta, esto es, en su fuerte estructuración en capas separadas por superficies más o menos netas.

2.2.2. La sismología y la tomografía sísmica

El fundamento del método sísmico es bien conocido: los terremotos liberan energía partícula a partícula en forma de vibraciones profundas -las ondas profundas, P y S- que, al llegar a la superficie pueden, a la vez de descomponerse en ondas superficiales -y catastróficas-, llegar a ser capturadas por sismógrafos más o menos eficaces que rápidamente pueden proporcionarnos datos de llegada de los trenes de onda que, una vez analizados y comparados con los registros de otras estaciones, nos suministrarán interesantes datos del retardo sufrido por las ondas sísmicas de profundidad, bien por haber recorrido caminos más largos, bien por haber atravesado rocas menos dispuestas a dejar pasar esos trenes de onda, o todo lo contrario.

En efecto, la observación precisa del comportamiento de estas ondas aporta interesantes deducciones de las variaciones de rigidez de las capas rocosas del interior terrestre. Ello viene dado por el hecho de que tanto la velocidad de propagación de las ondas P como la de las ondas S viene controlada directamente por el módulo de cizalla o "rigidez", , de modo que la expresión de ambas velocidades es la siguiente (véase desarrollo en Udías y Mezcua, 1997, p. 142 a145):

en donde Vp y Vs representan las velocidades respectivas de las ondas P y S, siendo K el coeficiente volumétrico o de compresibilidad de las rocas, y p es la densidad de los materiales atravesados. Se deduce de aquí que la velocidad de ambas ondas depende directamente de la rigidez, no de la densidad, de los materiales atravesados.

De aquí, se puede deducir fácilmente que, sea cual sea el valor de K, de y de , Vp>Vs. Es decir, nos proporciona el fundamento de por qué las ondas P son más rápidas que las ondas S. Igualmente, se justifica que, en aquellos medios en que u sea nulo, las ondas S no se desplacen, pues su velocidad se anula.

Además, como cualquier onda -de sonido, luminosa, etc.- que trate de pasar de un medio de rigidez "x" a otro de rigidez "z", ésta tratará de hacerlo en función del ángulo de incidencia desde el medio de entrada, en función de la energía disponible y, especialmente, en función de las diferencias en la rigidez entre ambos medios. Se podrá, así, bien refractar, bien reflejar a medida que el ángulo de incidencia aumente.

En el caso de la refracción, se sabe que se puede expresar matemáticamente por medio de la ley de Snell, en donde las relaciones trigonométricas se refieren a los senos de los ángulos en el medio de incidencia (i) y refractado (r), en tanto que i y r son los valores de la rigidez en ambos medios respectivamente:

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La importancia de esta expresión está en que nos brinda la posibilidad de establecer cuál va a ser la trayectoria de la onda sísmica en función de la variación de la rigidez del medio incidente



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al medio refractado. Así, se puede demostrar que, si aumenta la rigidez, la trayectoria se aleja de la normal, con lo cual geométricamente adquirirá un trazado cóncavo, tendiendo la onda a salir a la superficie; al contrario, si el medio incidente es más rígido que el medio refractado, la trayectoria será convexa, en que la onda buscará el interior terrestre con preferencia a la superficie. Las figuras 2a y 2b resumen, respectivamente ambos casos. El Anexo I representa el fundamento de esto.

Figura 2. Trayectorias seguidas por las ondas sísmicas en dos planetas diferentes; H: hipocentros. En (a), la rigidez es mayor con la profundidad; en (b), la rigidez es mayor cerca de la superficie que en profundidad. El Anexo I explica

este fenómeno.

Estos datos, además, nos introducen en la posibilidad de usar de manera combinada todos ellos, contribuyendo a desentrañar poco a poco la naturaleza y el estado de los materiales profundos, así como las variaciones de ambos aspectos, la geometría y las dimensiones de las capas en que ese planeta esté estructurado.

Precisamente, cada capa se encuentra separada de la siguiente por superficies más o menos nítidas, a veces, verdaderas zonas de transición de algunos kilómetros de espesor; son las discontinuidades sísmicas, así denominadas porque en estas zonas o superficies las ondas sísmicas cambian bruscamente de comportamiento (velocidad, trayectoria).

Por otro lado, parece elemental pensar que, cuanto más tupida sea la red de sismógrafos extendida por toda la Tierra, mayor será la cantidad de datos disponibles de la mayor cantidad posible de interior terrestre, que se podrán cruzar unos con otros para mostrarnos una imagen tridimensional del estado térmico -y de rigidez- de las rocas más profundas-; algo así como lo que normalmente ocurre con las ecografías que se les hacen a las embarazadas, aunque con ultrasonidos, no con terremotos. La imagen conseguida puede darnos una idea fidedigna de lo que un útero puede albergar en ese instante; en nuestro caso, lo que se recogerá será la geometría de las masas frías y calientes, más rígidas y menos rígidas, respectivamente. En definitiva, se tratará de una representación certera de la circulación energética -y material- en esas capas profundas: la circulación convectiva, tan importante para desentrañar las causas de los movimientos superficiales de esos fragmentos terrestres denominados placas litosféricas por su composición silicatada. Una referencia asequible y obligada acerca de esta técnica se puede encontrar en el artículo de Anderson y Dziewonski que, publicado en



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Diciembre de 1984 en Investigación y Ciencia se recoge de nuevo en la recopilación de 1988 ("La Tierra: estructura y dinámica").

El estudio del comportamiento elástico de los materiales rocosos profundos al paso de las ondas sísmicas nos suministra, por lo tanto, un amplio abanico de informaciones. De un lado, que nuestro planeta está estructurado en capas más o menos concéntricas; que estas capas están separadas por superficies más o menos nítidas llamadas discontinuidades; que el estado de rigidez de dichas capas se puede poner de manifiesto por medio de las variaciones de las velocidades de las citadas ondas. El método para determinar éstas se recoge en el Anexo II.

Figura 3. a) Distribución de las velocidades de propagación de las ondas P y S en el interior de la Tierra, según Jeffreys (1939) y Gutenberg (1959). b) Esquema de la estructura sísmica de la Tierra deducida a partir de la gráfica de la figura 2.a; según Bullen (1963) Abreviaturas: L, Litosfera A, Astenosfera. M, Mesosfera. E, Endosfera. C, Corteza. MS, Manto superior. MI, Manto inferior. NE, Núcleo externo. NI, Núcleo interno.

Es bien conocido el diagrama de las velocidades de propagación de las ondas P y S hasta el centro de la Tierra (figura 3a). Este diagrama, elaborado por Jeffreys en 1939 para el caso de las ondas primarias, coincide bastante bien con el posteriormente obtenido por Gutenberg en 1959. En ambos casos se detectan tres saltos significativos para las velocidades; uno cerca de la superficie, marcado por la posteriormente denominada discontinuidad de Mohorovicic -o simplemente Moho-, que separa la corteza del manto; otro a los 2990 km de profundidad, o discontinuidad de Gutenberg, entre el manto y el núcleo. Por último, una tercera, a unos 5000 km de profundidad, dentro del núcleo, la discontinuidad de Lehman, que diferencia dos niveles, el externo y el interno, cuyas diferencias mutuas de rigidez quedan marcadas por la gráfica de velocidad de las ondas S según Gutenberg.

La discontinuidad de los 2990 km, se pone de manifiesto por una bajada brusca de las velocidades de propagación de ambos tipos de ondas, P y S; pero en el caso de las ondas S pierden absolutamente su energía cinética -velocidad cero- al llegar a la superficie del núcleo externo. Esto implica que a esa profundidad tenga lugar al menos un cambio de estado físico entre el manto inferior y el núcleo externo; el primero, sólido, el segundo fluido.

Más recientemente, en las inmediaciones de la propia superficie de discontinuidad de Gutenberg, se cita la existencia de una zona de transición desde un lado a otro, con posible



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intercambio de materiales; esta región, conocida como nivel D es, a su vez, la fuente de importantes "corrientes en chorro" de materia y calor que, después de atravesar el manto y llegar a la superficie terrestre, en donde forman puntos calientes, con vulcanismo asociado (p. ej. Hawaii), se denominan plumas térmicas. La existencia de este nivel permite, una vez más, ponernos ante la eventualidad de que, al menos desde el punto de vista estructural, las transiciones bruscas no lo son tanto como pudiera parecerlo.

En efecto, bajo esta misma configuración, la transición del núcleo externo al interno, o discontinuidad de Lehman, no es ni mucho menos un corte o salto tan brusco, como tampoco lo es la en otro tiempo conocida discontinuidad de Repetti o de los 650-670 km de profundidad, dentro del manto terrestre, en donde se separaban el manto superior y el inferior.

2.2.3. El geomagnetismo y la naturaleza y la dinámica profundas.

Otro método para el conocimiento del interior de la Tierra es el que nos brinda el magnetismo terrestre que ha quedado grabado en las rocas de la Tierra. Este método parte de la idea fundada de que el campo magnético de la Tierra, que se comporta como un dipolo, es el responsable del magnetismo de algunos materiales geológicos en la superficie terrestre. Este magnetismo de la Tierra se interpreta que es debido a causas profundas que tienen que ver con la estructura y con la dinámica del núcleo. Los modelos modernos lo atribuyen a que éste, el núcleo terrestre, actúa como una dinamo autoexcitable. Para ello se requiere una naturaleza metálica por parte de él, a la vez que un estado líquido del mismo para que, al moverse continuamente por corrientes helicoidales -corrientes ciclónicas- polarice los electrones del núcleo generando el campo magnético del planeta. El fundamento de ello parece encontrarse en el hecho de que, según el principio de la dinamo, un conductor que se mueve dentro de un campo magnético produce comentes eléctricas, pero éstas, al circular por el núcleo, producirían también un campo magnético. Por eso se denomina "autoexcitable", porque las corrientes producidas por el campo magnético existente contribuyen a su vez a crearlo o mantenerlo. El campo magnético original, necesario para "poner en marcha" la dinamo, puede ser debido a corrientes eléctricas muy débiles creadas por termoelectricidad: corrientes producidas por dos conductores que están en contacto y a diferente temperatura, lo que puede ser el caso del núcleo externo e interno.

La existencia, pues, de este magnetismo, nos obliga a pensar en principio en tres ideas básicas en cuanto a la naturaleza y a la dinámica de las capas más profundas que forman el núcleo de la Tierra: una naturaleza metálica, un estado fluido y un flujo constante de materia y energía.

Pero, ¿de qué tipo de elementos químicos estarán constituidas esas capas tan inaccesibles que forman no ya sólo el núcleo, sino también el mismo manto?

2.2.4. Los meteoritos y su valor como indicadores de la composición de las capas profundas de la Tierra.

La idea de que los planetas y el Sol se formaron a la vez a partir de una nebulosa en contracción y en rotación da pie a posibilitar un estudio comparado de los meteoritos con respecto a las diferentes capas terrestres. Clásicamente, los meteoritos se pueden entender no precisamente como rocas procedentes de ningún planeta destruido por catastróficas colisiones en el espacio del Sistema Solar. Más bien, al contrario; se trata de cuerpos que no llegaron a tener la oportunidad de colisionar con la suficiente capacidad de liberación de calor como para coalescer con otros para formar primeramente un planetésimo, luego un protoplaneta, después un planeta en toda regla. Anguita (1988) señala que el origen de estos cuerpos hay que buscarlos probablemente no fuera del cinturón de asteroides. Las colisiones allí existentes



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podrían contribuir a la "colocación" en órbitas inestables de los fragmentos resultantes, de modo que la resonancia con Júpiter los envía a órbitas que crucen con la de los planetas interiores, entre otras, la de la Tierra, convirtiéndolos propiamente en meteoritos.

Precisamente, estos cuerpos, minúsculos en comparación con los planetas y satélites del propio sistema, tras rozar y destruirse parcialmente en las atmósferas de aquellos cuerpos que las tuvieran, caerían sobre su superficie generando impactos generalmente violentos, uno de cuyos vestigios es la existencia da cráteres de impacto, más frecuentes en aquéllos que carecen de atmósfera (Luna, Mercurio, etc.). Cabe suponer, por tanto, que los meteoritos, estadísticamente, pueden presentar una composición en poco o en nada diferente a la de las diferentes capas de los planetas interiores, los terrestres, y, por lo tanto, de la Tierra.

Figura 4. Clasificación de los meteoritos y proporción relativa cuya caída está documentada.

Anguita (1988, Tabla 2.6) incorpora un modelo de clasificación de estos cuerpos, señalando que hay tres tipos básicos: sideritos, litometeoritos -equivalentes a los aerolitos de Martínez Frías et al., 1989- y siderolitos (Figura 4). Los primeros, compuestos por una aleación de Fe y de Ni, sugieren una constitución comparable a la del núcleo terrestre; los litometeoritos vienen a ser una mezcla de diversos silicatos (sobre todo con piroxeno y olivino), distinguiéndose entre condritos y acondritos, según tengan o no cóndrulos en su interior, estructuras esferoidales interpretadas comúnmente como pequeñas gotas de material fundido producidas durante las primeras colisiones ocurridas en la nebulosa que dio lugar al Sistema Solar; por su composición, se distingue entre las condritas las carbonáceas de las ordinarias. En cuanto a los siderolitos, vendrían a ser una mezcla de los otros dos.

Una referencia interesante para profundizar en la naturaleza y el significado de estos cuerpos puede encontrarse en el trabajo ya citado de Martínez Frías et al.

2.2.5. Otros métodos.

Otros métodos utilizados para conocer la naturaleza, el estado y la disposición de las rocas del interior terrestre son, aunque de diferente utilidad, el gravimétrico, el geoeléctrico, el flujo térmico o los métodos directos, que, implicando el estudio directo de las rocas presentes, comprende los sondeos y la geología minera. Aquí abordaremos, finalmente, sólo de los tres primeros.

2.2.5.1. El método gravimétrico



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Se basa este método en las relaciones entre la aceleración de la gravedad (g) y la densidad () de los materiales geológicos (figura 5). Según estas relaciones, cualquier variación de este último parámetro determinará una variación en el mismo sentido del primero.

Evidentemente, estas relaciones parten de unas expresiones matemáticas que son sólo una aproximación a la resolución del problema. En efecto, la igualdad entre distancia y radio terrestre (d = R) para todo cuerpo situado en la superficie de la Tierra sería sólo válida en el caso de que la Tierra fuera una esfera perfecta. Sin embargo, no lo es, sino que se trata de una figura más próxima a un elipsoide de revolución, con dos radios extremos, uno ecuatorial y otro polar, más pequeño éste que el primero. Este elipsoide se dibuja sobre la superficie de los océanos y su prolongación ideal bajo los continentes.

Figura 5.- Relaciones entre la aceleración de la gravedad y la densidad de los materiales terrestres, en donde se deduce que aquélla es función directa de ésta.

Frente a esta figura, se habla también de geoide para referirnos a una figura virtual producida por una superficie terrestre equipotencial a la gravedad. Esta figura se elevaría por encima del elipsoide debajo de los continentes, y se hundiría por debajo de los océanos.

Bajo estas premisas, parece lógico pensar que, en principio, la aceleración de la gravedad ("g") sería diferente en el polo que en el ecuador. Para resolver este problema, se ha desarrollado la denominada Fórmula Internacional de la Gravedad, que determina el valor teórico de "g" para cada punto de la superficie terrestre en función de la latitud (9). Esta fórmula es la representada a continuación:

gt = 978049 (1+0'0052884 sen2 - 0;0000059sen22)

De acuerdo con Udías y Mezcua (1997, p. 54 y sigs.), la aproximación de primer orden de la forma de la Tierra a un elipsoide de revolución es de gran importancia en Geodesia. Esta figura viene definida por su semieje mayor o radio mayor (a) y el aplanamiento (), en donde éste viene dado por la siguiente expresión: = (a-c)/a, siendo c el semieje menor. En 1983, la Asociación Internacional de Geodesia (IAG) -en la XVIII Asamblea General de la Unión Internacional de Geodesia y Geofísica (IUGG) celebrada en Hamburgo- estableció el Sistema Geodésico de Referencia 1980 con los valores siguientes:

GM 3,986005 · 1014 m3s-2, para M = 5'976 · 1024 kg (IUA, 1964) A 6.378.137 m 7,292115 · 10-15 s-1 (= velocidad angular) 1/298257 J2 1,08263 · 10-3 (coeficiente denominado "factor de forma dinámica", que depende de la

diferencia entre los momentos de inercia en una dirección horizontal y la otra vertical, frente al radio máximo y a la masa terrestre).

En relación con los valores de los elipsoides de referencia, se han deducido fórmulas estándar



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de la gravedad normal a nivel del mar en función de la latitud. La expresión que corresponde al Elipsoide de Referencia 1967, y que fue adoptada en la misma Asamblea de la IAG, conocida como Fórmula de la Gravedad 1967, es, para = colatitud:

= 9,78032 (1 +0'0053025 sen2 - 0,0000058sen22) ms-2

Esta fórmula está basada en el valor de g = 9,812603 ms-2 para Postdam. Este dato es un valor de referencia para todas las medidas de la gravedad y se refiere al valor absoluto de la gravedad en esta ciudad de Alemania. El término en sen22 corresponde a una corrección al elipsoide.

La fórmula de la gravedad correspondiente al Sistema Geodésico de Referencia 1980, con una exactitud de 1 ms-2, para = latitud, es

= 9,780327 (1+0,0053024 sen2 - 0,0000058sen22 ) ms-2

Sin embargo, este valor de la aceleración de la gravedad no es definitivo para cada punto. Cuando se determina el valor real de "g" con un gravímetro, el nuevo valor es claramente diferente del teóricamente obtenido por medio de la fórmula. Se producen así las anomalías gravimétricas, que pueden ser de dos tipos, positivas (el valor real de "g" es mayor que el teórico) y negativas (el valor real es menor que el teórico). Tanto unas como otras tienen una interpretación diferente: las anomalías positivas implican, en aplicación de las relaciones constatadas entre "g" y "", un exceso de masa, en tanto que las negativas se interpretan como debidas a un déficit de masa.

Figura 6. Correcciones gravimétricas y su aplicación.

Para valorar la influencia de diferentes factores en la génesis de estas anomalías gravimétricas, se llevan a cabo distintas correcciones (figura 6). Una vez determinadas y calculadas todas, se relacionan algebraicamente con el signo sumativo (+) o restante (-) en función de su carácter. Así, la corrección latitudinal -que sólo se calculará si el "g" teórico no ha considerado el valor de la latitud- se sumará siempre y cuando hayamos tenido en cuenta el valor de "g" en el



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Ecuador (latitud cero). En cambio, la de aire libre restará si la estación está elevada sobre el nivel del mar. Por ello, la atracción de las masas contenidas en esa altura incrementará la atracción gravitatoria, por lo que la corrección de Bouguer será sumativa. La topografía se sumará también si hay grandes relieves positivos alrededor de la estación; se restarán si hay grandes depresiones en el entorno.

Un ejemplo de aplicación de esta técnica la tenemos en la figura 7. En ella se constata la existencia de una anomalía residual o total negativa para una región elevada a casi dos mil quinientos metros sobre el nivel del mar. Esto no sólo no es una casualidad sino que es lo usual en las áreas continentales, en tanto que en las áreas oceánicas la anomalía suele ser positiva. ¿Cómo puede interpretarse una circunstancia de este tipo, cuando, al contrario de lo que es, parece que en los océanos, más bajos que los continentes, están cubiertos de agua, frente a las rocas de los propios continentes, más de dos veces y media más densas que aquél.

2.2.5.2. La isostasia y el juego de los equilibrios de los bloques corticales.

Observaciones de esta índole son antiguas. Es conocida la controversia planteada por el hecho de que las grandes cordilleras presentan menos atracción gravitatoria de la que les correspondía. La primera solución que se dio para explicar este hecho era invocar a la existencia de las rocas sedimentarias y otras rocas ligeras y de composición granítica (SIAL) para explicar esta anomalía. De hecho, se suponía que todos los defectos y excesos de masas por encima o por debajo del nivel del geoide habrían de estar compensados, de modo que, a cierta profundidad, el material pudiera encontrarse en equilibrio hidrostático; de acuerdo con esto, la masa adicional en las montañas y su ausencia en las regiones oceánicas habrían de estar compensadas con un defecto o con un exceso de masa, respectivamente, para lograr la condición de equilibrio. El problema se planteaba ahora al buscar hasta qué profundidad se producía esta compensación. Esto es, dónde se encontraba la superficie a partir de la cual dejaría de existir tal anomalía. A esta superficie se la denominó en consecuencia superficie de compensación gravimétrica.

Figura 7. Ejemplo para el estudio de las anomalías gravimétricas a partir de las correcciones a realizar en una estación en los Estados Unidos de Norteamérica.

Las primeras propuestas datan del siglo XIX. De un lado Pratt proponía que esta superficie debía ser paralela de alguna manera a la superficie del geoide a una determinada profundidad. Ello implicaría que para que los bloques continentales pudieran explicar de este modo las irregularidades topográficas debían representar bloques de igual masa, pero de diferente volumen y densidad. Las figuras 8a recoge esta propuesta.



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La alternativa se debe a Airy. Este autor suponía que la superficie de compensación isostática debería ser simétrica a la topografía, de modo que los bloques corticales resultantes, de diferente volumen y de masa distinta, debían tener todos inexcusablemente una densidad comparable. La figura 8b recoge la visión gráfica de esta hipótesis.

Figura 8. Hipótesis de la localización de la superficie de compensación isostática: (a) y (c) según Pratt; (b) y (d) según Airy. En (e), modelo actual, en que juegan las dos variables. Figuras tomadas: (a) y (b), de Águeda y otros

(1983); (c), (d) y (e), de Anguita y Moreno (1991).

Ambas visiones isostáticas reciben los nombres respectivos de sus autores y de los discípulos que las divulgaron (y defendieron públicamente una frente a otra); son las hipótesis de Pratt y Hayford y de Airy y Heiskanen, respectivamente.

¿Cuál de las dos hipótesis es la correcta?

Indudablemente, debemos acudir de nuevo a las anomalías gravimétricas residuales comentadas anteriormente. Una anomalía negativa en los continentes debe suponer una



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pérdida de masa en los continentes, más allá de lo que debiera ser la profundidad a la cual la corteza se separa del manto paralelamente al geoide. Si esto es así, esta superficie estaría hundida en el manto. Y al contrario, una anomalía positiva en los océanos implicaría que el manto se "inyecta" hacia la corteza, empujando a ésta por encima de la que debiera ser esa superficie paralela al geoide. En definitiva, estaríamos justificando la hipótesis de Airy y Heiskanen, frente a la de Pratt y Hayford. No obstante, habida cuenta el papel que juega la Astenosfera (ver más adelante) en el "equilibrio dinámico" de las placas litosféricas, permite considerar que el modelo actual es una combinación de ambos modelos, en el que las dos variables expuestas deben tenerse en cuenta (figura 8e).

Figura 9. (a) Anomalías isostáticas de la Tierra, en miligales (equidistancia entre curvas, diez miligales). Los puntos contenidos en la línea roja (cero miligales)son los únicos de la Tierra en equilibrio isostático. (b) Procesos geológicos que pueden causar desequilibrios isostáticos resueltos con hundimiento de la corteza (en azul: crecimiento de un casquete glaciar, sedimentación, enfriamiento) o con su levantamiento (en rojo: fusión del casquete, engrosamiento de la corteza, erosión, calentamiento y vulcanismo). (c) Un ejemplo real de desequilibrio isostático: el engrosamiento de la corteza bajo los Montes Zagros (Irán) provoca un mínimo de gravedad que causa su elevación. Las cifras en el esquema son densidades. Imagen y texto procedentes de la figura 1.31 de Anguita (1988).

Un modelo de sustentación de las masas continentales como el apuntado no es, en absoluto, un modelo estático. Muy al contrario, representa un modelo de equilibrio dinámico vertical entre la litosfera (que comprende a la corteza también) y la astenosfera subyacente, un nivel relativamente plástico sobre el cual se desplazan las placas litosféricas. Este equilibrio vertical se llama isostasia (Dutton, 1889): si este equilibrio se altera, tiende a recuperarse con movimientos ascendentes o descendentes, de modo que una pérdida de carga implicará un ascenso de las masas continentales, en tanto que una sobrecarga del mismo dará lugar a un hundimiento. Es fácil comprender qué procesos geológicos son capaces de cargar la litosfera, y qué otros son capaces de descargarla; en el texto de la figura 9 se enumeran algunos de ellos. De este modo, la superficie de compensación anteriormente señalada será de compensación isostática, que en el modelo actual, se situaría en el interior de la propia astenosfera (figura 8e).

2.2.5.3. El método geoeléctrico.

Se basa en el hecho comprobado de la existencia de que en el subsuelo terrestre existen materiales que poseen alta capacidad de conducción de la corriente eléctrica, frente a otros



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altamente resistentes. De entre ellos, cabe destacar fundamentalmente los minerales metálicos así como la humedad de ese subsuelo, bien considerada como agua freática, bien como simple humedad de los suelos capaces de conducir la electricidad como electrolitos.

TABLA I. Resistividades eléctricas (en m) según Parasnis (1970)

Mármol >1022 Calcopirita 10-4 a 10-1

Cuarzo >1010 Pizarras grafitosas 10-3 a 101

Halita 106 a 107 Pirrotita 10-5 a 10-3

Granito 5000 a 106 Pirita 10-4 a 101

Areniscas 35 a 4000 Magnetita 10-2 a 101

Morrena 8 a 400 Hematites 10-1 a 102

Calizas 120 a 400 Galena 10-2 a 300

Arcillas 1 a 120 Blenda >104

Para que esto sea posible es preciso que previamente exista un potencial eléctrico suficiente como para permitir el flujo de los electrones. Esta diferencia de potencial puede ser debida a corrientes naturales, que crean potenciales espontáneos. En el primer caso se trata de lo que se conoce como corrientes telúricas, que son explicadas por medio de fenómenos tales como

capas iónicas, electro filtración, diferencias de pH y electro-ósmosis. Normalmente presentan valores que van desde una fracción a centenares de milivoltios, revelando, entonces, la existencia en el subsuelo de una "pila" relativamente potente de metalizaciones de sulfures y/o zonas grafitosas. En función del tipo de potencial, se puede llegar a discriminar la naturaleza de las rocas del subsuelo. Así, los sulfures metálicos dan potenciales negativos, al igual que las mineralizaciones de grafito, que, no obstante, son más variables.

En otras ocasiones se analiza bien la conductividad eléctrica, , bien la resistividad, ; ambas propiedades

son antagónicas. Estas magnitudes intervienen en la ley de Ohm, que relaciona la densidad de corriente eléctrica, J, con el campo eléctrico, E, por medio de la expresión J¡= ij E j, en donde los subíndices representarían la variabilidad de estos parámetros en medios anisótropos; en el caso de cuerpos isótropos, o es un escalar, que sólo para el caso de los materiales homogéneos será constante.

Lo que se determina sobre un terreno heterogéneo depende del contraste de resistividad entre las diferentes rocas en el subsuelo frente al paso de una corriente eléctrica producida desde un generador de corriente alterna. La Tabla I recoge la resistividad de algunos materiales geológicos. Los fundamentos y utilidades de los métodos geoeléctricos pueden encontrarse

Figura 10. Ejemplo de corte geoeléctrico. Según Orellana (en Parasnis, 1970).



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tanto en el texto de Udías y Mezcua (1997, cap. 19) como en los más antiguos y tradicionales de Parasnis (1970), Griffiths y King (1972), Orellana (1974, 1982), etc.

El estudio de las variaciones de este parámetro en la vertical del terreno bajo un punto considerado plantea un método particularmente útil en la exploración de aguas subterráneas. Son los Sondeos Eléctricos Verticales (SEV), que permiten constatar la existencia en el subsuelo de diferentes "capas geoeléctricas", que representan otros tantos estratos o formaciones geológicas cuya naturaleza puede deducirse de la resistividad de cada una, siempre que se disponga de la información geológica previa suficiente.

Si un SEV aislado no supone ninguna información significativa, la integración de éste con otros perfiles alineados permite obtener resultados interesantes de la estructura geológica del subsuelo. La figura 10 recoge un ejemplo de corte geoeléctrico tomado de E. Orellana (en Parasnis, 1970); el Anexo III propone, en dos conjuntos de gráficas diferentes, sendos ejemplos para resolver la estructura geológica profunda escondida en cada una de ellas.

La utilidad de este método queda limitada -lo que no deja de ser interesante- al conocimiento de estructuras de la corteza superior, de gran utilidad en el campo de la Geología Aplicada a la exploración y explotación de determinados recursos minerales (metales, grafito, agua, etc.).

2.2.5.4. El flujo térmico terrestre.

Una consecuencia del pasado remoto de la Tierra es la intensa energía calorífica que alberga aún en la actualidad después de los cerca de 4.600 m.a. de vida que tiene. Esta energía sigue disipándose hacia la superficie y, desde ésta, al espacio. La pérdida de calor a través de las rocas se lleva a cabo bien lentamente, bien de forma rápida. En el primer caso, se efectúa a través de los mismos cuerpos rocosos, que, al disponer de un calor específico elevado, transmiten muy lentamente el calor. Por eso, cada capa terrestre actúa más, en ese sentido, como escudo térmico que como medio de "evacuación". Las pérdidas más rápidas tienen lugar aprovechando las grietas, fracturas, etc. corticales, que, más o menos profundas, se traslucen en la superficie en forma de procesos volcánicos. El vulcanismo es, por lo tanto, un elemento de constatación de esa energía térmica del planeta.

¿De dónde procede ese calor? Clásicamente se han invocado tres causas mayores: el calor residual de la etapa planetesimal de la Tierra, la presencia de elementos radiactivos en las diferentes capas (es sabido que la radiactividad produce calor) y los procesos tectónicos, que, como manifestación de energía mecánica que se libera por los reajustes de los grandes bloques litosféricos, puede -y, de hecho, así lo hace- liberar calor. Todos estos factores tienen una muy diferente influencia en el estado energético interior de la Tierra.

Históricamente se viene hablando de gradiente geotérmico para referirse a las variaciones de la temperatura -como medida de esa energía calorífica- con la profundidad. Y clásicamente también, a este gradiente se le ha asignado el valor de 3oC por cada 100 m de profundidad.

Figura 11. Variación del gradiente geotérmico con la profundidad (según Ernst, 1969); 150 kilobares equivalen a unos 450 km de

profundidad.



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Unos sencillos cálculos numéricos nos deben hacer reflexionar acerca de la viabilidad de esta posibilidad. Con este valor, para los 6.371 km de radio terrestre, la temperatura en el centro de la Tierra sería de 191.130°C por encima de la media superficial. La gráfica de las variaciones de la temperatura interna terrestre no es lineal (figura 11), sino más bien exponencial, de modo que aumenta mucho cerca de la superficie y luego deja de hacerlo en esa proporción.

Figura 12. a) Flujo calorífico procedente de las dorsales y de las fosas oceánicas. Las gráficas muestran los valores medios del flujo calorífico; las observaciones indican que tiene lugar una gran dispersión sobre el eje de la dorsal. Algunos valores alcanzan diez o veinte veces cifras más altas que el promedio mundial, pero el flujo calórico es uniforme sobre la mayor parte del piso oceánico. Imagen retrabajada de Tarling y Tarling (1986). b) Flujo térmico medido en las inmediaciones de tres dorsales distintas: las del Pacífico, Atlántico e Índico, comparados con la temperatura que tendría una placa que se enfriase por conducción (curva). Figura de Parsons y Sclater (1977) tomada de Anguita y Moreno (1991).

Las causas de este comportamiento térmico son aparentemente sencillas. En las proximidades de la superficie, al calor residual terrestre se le ha de sumar el procedente de las deformaciones litosféricas y el de la radiactividad natural, que se sabe que es mayor en las áreas de litosfera granítica que en las rocas ferromagnesianas (litosfera oceánica y manto). En superficie, este aporte de calor es diferente de unas zonas geodinámicas a otras. La figura 12 y la Tabla II recogen la distribución del mismo.

TABLA II Variación del flujo térmico en diferentes provincias geotectónicas

ÁMBITOS GEOTECTÓNICOS N Q

Escudos Precámbricos

214

0'98

0'24 Áreas no orogénicas Post-Precámbricas

96

1'49

0'41 Áreas orogénicas Paleozoicas

88

1'43

0'40 Áreas orogénicas Mesozoicas y Cenozoicas

159

176,00

0'58 Cuencas Oceánicas

683

1'27

0'53 Dorsales Oceánicas

1065

1'90

1'48 Fosas Oceánicas

78

1'16

0'70 Márgenes Continentales

642

1'80

0'93 N = Número de determinaciones; Q = Media aritmética en H.F.U.; = Desviación estándar de Q.

El término con que normalmente se conoce al calor desprendido hacia la superficie desde las profundidades del planeta recibe el nombre de flujo térmico (Q), que se expresa como



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directamente proporcional al gradiente geotérmico (T/z) en función de la conductividad térmica (K) de los materiales que están transmitiendo el calor; la fórmula es: Q = K(T/z) en donde T representa la variación de la temperatura y z la de la profundidad. Tal como se representa en la citada figura 10 y Tabla III, las zonas de dorsal y los arcos volcánicos son áreas con flujo térmico positivo, en tanto que las áreas aledañas a las fosas oceánicas, donde tiene lugar el comienzo de la subducción, el flujo térmico es negativo. El valor de este parámetro en el interior de las grandes placas suele ser neutro. Ello es consecuencia de la propia estructura y de la correspondiente dinámica de cada una de las capas implicadas en el modelo de la tectónica de placas de nuestro planeta Tierra, que se aborda más adelante.

2.3. Estructura terrestre: la naturaleza profunda de la Tierra

Los datos proporcionados por los métodos expuestos muestran que nuestro planeta es heterogéneo. Esto es, está constituido por materiales diversos en diferente estado de agregación. La distribución en dos unidades mayores separadas a los 2.990 km de profundidad, tal y como nos sugieren los cálculos de la distribución tanto de las densidades como de la presión litostática (figura 1), es corroborada y matizada por la velocidad de las ondas sísmicas (figura 3a), apuntando a una tercera capa, más delgada y superficial, la corteza, bajo la cual, a su vez, correlativamente, se encontrarán el manto y el núcleo terrestres. Esta distribución, comúnmente conocida como estructura sísmica, debe ser convenientemente analizada tanto desde la perspectiva de la distribución más precisa de las velocidades de las ondas sísmicas en los 300 km más superficiales (figura 25b), como desde la detección de las zonas de sombra sísmica (figura 24a) o, incluso, desde las trayectorias seguidas por dichas ondas en ese nivel estructural (figura 24b). Se permite, así, identificar dos nuevas unidades estructurales de arriba abajo. En la parte más alta, la corteza y la parte del manto superior más alto y rígido forman la litosfera, que "flotaría" sobre una unidad sólida, aunque de baja rigidez relativa, ya propiamente dentro del manto superior, llamada astenosfera (ver figura 3b). El manto restante (superior más bajo e inferior) constituyen la mesosfera. El núcleo, habida cuenta su composición (a base de Fe como elemento químico dominante, como luego veremos) se pasaría a denominar siderosfera, si bien también se suelen utilizar el nombre original, así como el de endosfera para referirnos a la capa más interna de todas cuantas forman nuestro planeta.

Seguidamente abordamos el estudio de cada una de estas unidades.

2.3.1. Las unidades sísmicas y geoquímicas

2.3.1.1. La corteza terrestre

De espesores notablemente variables de las áreas continentales (de 25 a 70 km) a las oceánicas (de 6 a 12 km), cada una de ellas presenta características tan diferentes de la otra que en realidad vienen a ser dos unidades muy distintas. Así, en tanto en los continentes presenta densidades de 2'7, en los océanos su densidad es de 3'0; además, la primera es abundante en rocas sedimentarias y metamórficas, en tanto que la segunda se caracteriza por la existencia dominante de rocas basálticas, lo que incide en aspectos de naturaleza diferente: la corteza continental contiene alrededor de un 60 % de sílice, en tanto que la oceánica tiene menos del 50 %.

a) La corteza oceánica

La corteza oceánica presenta una estratificación típica en tres niveles (figura 12): un nivel 1, superficial, con sedimentos; un nivel 2, basáltico, y un nivel 3, gabroico, de igual composición normativa que el nivel anterior, pero formado a partir de la solidificación profunda del magma



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basáltico que, al salir a la superficie, generaría, en cambio el basalto de dicho nivel intermedio.

El sondeo perforado en la corteza oceánica situada en el valle de fractura de Costa Rica (pozo 504-B), entre las islas Galápagos y Sudamérica, muestra (ver artículo de Francheteau, en Dinamismo terrestre, 1983, pp. 58-74, o en Udías: La Tierra, 1988, pp. 88-102) que el nivel 1 está representado por una capa de 275 m de sedimento constituido mayoritariamente por restos de plantas y de animales microscópicos marinos; bajo esta capa, el nivel 2 representa el zócalo oceánico, con lavas almohadilladas y coladas laminares alternantes.

Figura 12.a) Modelo teórico de la corteza oceánica comparado con un b) complejo ofiolítico (una posible corteza oceánica levantada en el proceso de creación de una cadena de montañas. Tomado de Anguita y Moreno (1991, fig.

1.3) a partir de Juteau y otros (1973).

Según Boillot (1984), el nivel 1 es prácticamente inexistente cerca de las dorsales, aumentando su potencia progresivamente hacia el interior de las cuencas oceánicas, donde puede alcanzar espesores de dos o tres km localmente, con una media de 500 m.

Todos estos sedimentos han conservado la misma posición que tenían cuando se depositaron: salvo en zonas de fractura y en los márgenes continentales no han sufrido deformación alguna. Su edad es relativamente reciente, no conociéndose sedimentos anteriores al Jurásico -sedimentos triásicos sólo se conocen en ciertos márgenes continentales-.

La naturaleza basáltica del nivel 2 o zócalo oceánico sugiere que se ha originado por medio de erupciones volcánicas submarinas.

En cuanto al nivel 3, la "capa oceánica", menos conocida, su verdadera naturaleza es objeto de discusiones y controversias. La diferenciación de basaltos a partir de un magma del manto implica la formación simultánea de rocas mucho más básicas -ricas en divinos y plagioclasas- que podrían formar esta capa subyacente; se trataría de una asociación de gabros y metagabros asociados a peridotitas.

La corteza oceánica ocupa el 60 % de la superficie del globo, estando restringida naturalmente a los fondos oceánicos. Pero estas regiones sufren esfuerzos tectónicos en las zonas de convergencia de las placas, que pueden arrastrar porciones de corteza oceánica hacia la superficie de los continentes, incorporándolas a éstos. Se forman así los denominados complejos o mantos ofiolíticos de las cadenas plegadas, que serían los testigos de antiguos océanos desaparecidos por subducción.



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Frente a los dos modelos referidos de corteza oceánica -la existente en las inmediaciones de las dorsales y la propia del interior de los océanos, lejos de las dorsales-, se apunta un tercer tipo: la litosfera de naturaleza peridotítica; son los denominados fondos oceánicos de tercer tipo (Boillot, 1988). Esta referencia de orden se explica por cuanto hasta entonces los dos únicos tipos de fondos oceánicos eran, bien los correspondientes a los continentes sumergidos, con corteza continental (áreas de plataforma continental) afinada durante el comienzo del rift, bien los constituidos por corteza oceánica, que son los que acabamos de estudiar arriba.

Este esquema simple se ha visto modificado por el descubrimiento en el océano Atlántico, a la altura de la costa de Galicia, de fondos submarinos formados por rocas peridotíticas, que no pertenecen ni a la corteza oceánica tradicionalmente contemplada, ni a la continental, que se estudia más adelante, sino que se trata de rocas salidas directamente del manto terrestre, a decenas de kilómetros de profundidad bajo la corteza de la Tierra en esos entornos. Diversas son las referencias que confirman este hallazgo, que el propio Boillot describe en su artículo arriba citado. En ellas, el contacto con el agua -tanto el propio de los fondos marinos, como el existente en el interior de las grietas que atraviesan las rocas de estos ámbitos geológicos, dan lugar a una serpentinización (alteración hidrotermal que da lugar a la formación de serpentinas) más o menos acusada de la roca. El resultado es la transformación de una roca de densidad 3'3 a otra de densidad 2'9.

Según este autor, tradicionalmente se pensaba que estas peridotitas de los fondos oceánicos constituirían "una especie de virutas arrancadas al manto profundo y subidas de nuevo hasta el fondo submarino por la acción de las fuerzas mecánicas que actúan en el instante del corrimiento" de las placas convergentes.

No obstante, los datos de la observación petrográfica de la roca allí existente muestran que ésta presenta estiramientos del orden del 300 % respecto a su disposición original, y, además, el estiramiento de la peridotita es perpendicular a la dirección del rift aparecido en el Mesozoico entre Iberia y América del Norte; es decir, es paralelo al movimiento de separación de las placas. La ascensión de la peridotita se revela, pues, asociado al proceso de divergencia litosférica, no al de deslizamiento de dos placas como suponía el esquema clásico. Y mientras el estiramiento se iba produciendo, sobre la roca se irían abriendo transversalmente grietas por las cuales percolaría el agua del mar, cargada de iones que, de un lado contribuiría a alterar la peridotita, y de otro a precipitar calcita blanca en las fisuras creadas.

Además del interior del océano Atlántico, en la isla de Zabargad, en la orilla occidental del mar Rojo, así como en la margen pasiva de Cerdeña, en el mar Tirreno, existen fondos de este tipo.

b) La corteza continental

De espesor variable, su base se sitúa sobre un Moho que se hunde en el manto tanto más cuanto mayores son las alturas que hay por encima de él, en donde la corteza continental puede alcanzar, entonces, los 70-80 km de espesor; se habla entonces de las raíces de la cadena (Boillot, op. cit.). Por el contrario, la corteza tiende a adelgazarse bajo los rifts continentales y, sobre todo, en los márgenes de los continentes, en donde tiene lugar la transición de la corteza continental a la oceánica, que es mucho más delgada, como ya queda señalado.

La estructura tradicional de la corteza continental habla de una estricta estratificación de la misma, con conceptos tales como SIAL y SIMA que se refieren, respectivamente a la corteza superior e inferior de los continentes. La primera presentaría un nivel alto con sedimentos y rocas sedimentarias sobre otras de naturaleza granítica; la segunda, materiales de naturaleza



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basáltica, aunque, posiblemente de origen no precisamente magmático en el sentido estricto del término, con eclogitas como rocas más características.

Frente a estas ideas, la figura 13, que recoge la estructura más compleja de la corteza en cinco regiones continentales diferentes de la Tierra, se nos plantea una pregunta: ¿dónde se encuentran tanto el SIAL como el SIMA? La imagen muestra formas irregulares de naturaleza tanto félsica -con minerales silicatados pobres en Fe y Mg- como máfica -con minerales silicatados ricos en Fe y Mg- atravesando otras manchas que representan conjuntos rocosos de naturaleza diversa. Las líneas que unen las sucesivas secciones representan niveles de igual grado metamórfico, por lo que, estrictamente, o bien los conceptos buscados han de ser reformulados, o bien eliminados como de generalización estructural de los continentes.

Esta mayor complejidad de lo que se creía para la corteza continental no permite sostener la idea de la existencia de la discontinuidad de Conrad, que tradicionalmente dividiría esta corteza en un nivel granítico superior y otro basáltico inferior, esto es, el SIAL del SIMA respectivamente. Las secciones de la figura 13, entre otras, permite constatar (Anguita, 1988) la existencia dentro de la corteza continental de tres niveles: uno inferior de rocas de quimismo muy variable -tanto acidas como básicas-, que pueden ser ultrametamórficas (granulitas), plutónicas (anortositas, gabros) o incluso metasedimentarias (arcillas o calizas metamorfizadas); un nivel intermedio de quimismo ácido a intermedio, con rocas intensamente metamorfizadas (neises y migmatitas) y plutónicas (granitos a tonalitas); por último, un nivel superior, con intrusiones graníticas y rocas sedimentarias y volcánicas ligeramente metamorfizadas o sin metamorfizar en absoluto.

Figura 13. (a). Esquema de la corteza continental como se imaginaba en los años 70. (b) ¿Dónde se encuentra el SIAL en cada una de las cinco secciones verticales de la corteza continental representada (1, Italia; 2 y 3, Australia; 4,

Canadá; 5, Sierra Leona)? Aunque en algunos cortes parecen distinguirse sólo dos niveles, en realidad las líneas horizontales que unen las secciones, correlacionan sólo intervalos de igual grado de metamorfismo; de los cinco

ejemplos, en tan sólo los casos 2 y 5 hay diferencias químicas globales entre el nivel intermedio y el inferior. Tomado de Fountain y Salisbury (1981) en Anguita (1988).

Así pues, y aunque las rocas básicas son más frecuentes en los niveles inferiores, y las acidas en



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los intermedios y superiores, la zonación vertical más significativa (a veces, la única) de la corteza se debe al aumento del gradiente metamórfico con la profundidad. Cuando el nivel inferior es claramente básico, se puede detectar un cambio en las velocidades de los trenes de ondas sísmicas respecto a los niveles superiores, poniéndose de manifiesto entonces, y sólo entonces, la discontinuidad de Conrad y, en consecuencia, algo comparable a lo que desde antiguo se conoce como un SIMA abajo y un SIAL encima. Lo normal, en cambio, es que abunden los cambios de velocidad, que son lógicos dada la gran heterogeneidad general de la corteza de los continentes.

c) La corteza intermedia

Los márgenes continentales son regiones donde se pasa alternativamente de áreas con corteza continental a áreas con corteza oceánica. En estas regiones de transición entre unos dominios geográficos y estructurales, la corteza adquiere características intermedias entre ambos tipos de corteza; es la corteza intermedia o transicional de Anguita (op. cit.). La transición, en realidad, se efectúa según parámetros geológicos y geofísicos desconocidos en la actualidad, cuya resolución, en palabras de Boillot (1984) sería esencial para la comprensión de los márgenes continentales estables, y, especialmente, de su enorme subsidencia.

Precisamente es este autor (Boillot, 1988) quien en su artículo sobre los fondos oceánicos de tercer tipo nos muestra un esquema de esta transición debida a un adelgazamiento de la corteza continental a medida que avanza el estiramiento horizontal que fragmenta los continentes en una fase de rift para abrir en medio un océano. La figura 14 resume gráficamente este esquema.

Figura 14. Esquema de la corteza de transición. Según Boillot et al (1980), tomado de Anguita (1991, fig. 1.5).

Un esquema diferente de la corteza intermedia lo podemos encontrar en los sistemas de arcos de islas. En estas regiones, donde la litosfera oceánica subduce para levantar islas de origen volcánico, se entremezcla junto con los materiales ígneos otros de naturaleza sedimentaria originados a partir de los anteriores al ser transformados por los agentes atmosféricos y erosionados por el agua y el viento en superficie para formar materiales sedimentarios que, depositados y consolidados, formarían estas nuevas rocas.

2.3.1.2. El manto

Una consideración previa a la descripción de las características del manto terrestre, al margen de las que se puedan hacer a la vista de su comportamiento sísmico, nos la ofrece McKenzie (1983) en su artículo monográfico sobre esta capa profunda de la Tierra: "sea cual sea la composición del manto, su fusión total o parcial debe ser capaz de producir basaltos, roca volcánica común" característica de la corteza oceánica suprayacente. "Enormes volúmenes de



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basalto salen expulsados por la erupción de volcanes, lejos de las dorsales". Y como este autor sugiere, para producir un basalto basta con seleccionar una roca sólida de su misma composición y fundirla por completo. Uno de los resultados posibles es la eclogita, formada por granates y piroxenos, minerales densos que son estables a altas presiones.

Sin embargo, hay una alternativa a esta roca como "madre" de los basaltos corticales. Es la peridotita, de la que se ha hablado al estudiar los fondos oceánicos de tercer tipo. Esta roca permite interpretar la gran cantidad de magnesio presente al menos en los basaltos más antiguos; la eclogita no parece albergar la cantidad suficiente como para permitirlo (figura 15). Al contrario ocurre con la peridotita, cuyos divinos (forsterita) presentan grandes cantidades de este metal. Fragmentos de peridotita son arrastrados desde grandes profundidades hasta la superficie por magmas basálticos y predominan también en las rocas encontradas en las chimeneas de kimberlitas -que contienen diamantes-. Además, la

composición de las condrilas carbonáceas es similar a la composición de la peridotita, pero no a la de la eclogita. Además, en los sondeos marinos realizados sobre bloques oceánicos levantados y erosionados se han encontrado peridotitas bajo los materiales de la corteza oceánica (ver atrás: fondos oceánicos de tercer tipo).

Esta hipótesis de la peridotita dominante parece sostenerse con las temperaturas reinantes en el manto; las peridotitas se fundirían parcialmente dando magmas basálticos. Para estos materiales, el estado físico sólido que se supone (figura 16) es compatible con el estado térmico del interior de la Tierra para los materiales que se estima que debe haber en esa capa.

Pero, ¿cuáles son las causas actualmente aceptadas del comportamiento sísmico del manto terrestre? La figura 16, tomada del artículo de McKenzie (op. cit.), muestra la existencia de zonas de velocidad relativamente constante que alternan con otras de velocidad creciente con la profundidad. La reproducción de estas situaciones en el laboratorio, se deduce que las zonas obedecen a cambios de fase sólida (reordenación de átomos que forman la estructura cristalina de los sólidos), y no a cambios de

Figura 15.- Rocas que forman el manto. Tomado del artículo de D.P. McKenzie: El manto terrestre, publicado en el número 86 de

Investigación y Ciencia (1983); figura 8.

Figura 16. Distribución de temperaturas en el interior de

la Tierra y curva aproximada del punto de fusión del material del manto. El modelo es coherente con un manto

y un núcleo interno sólidos y un núcleo externo líquido.



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composición. El material entre la base de la corteza y una profundidad de alrededor de 390 km es peridotita, cuyo mineral más abundante es el olivino; cada átomo de Si de la estructura del olivino está rodeado por cuatro átomos de oxígeno. Por debajo de los 390 km hay una zona de transición, donde los átomos de olivino recristalizan en una estructura más compacta del tipo del mineral espinela (MgAl2O4); en esta estructura, el Si estaría rodeado por cuatro átomos de oxígeno también, pero a menor distancia que en el caso de la estructura del olivino. No obstante, el mayor y principal cambio de fase tiene lugar a una profundidad de 700 km; la estructura tipo espinela se desdobla en una mezcla de una estructura aún más densa que se parece a la del mineral perovskita (CaTiO3) y de óxido de Mg: cada átomo de Si en esta nueva estructura estaría rodeado por seis de oxígeno.

Figura 17.- Perfil sísmico del manto superior, con delimitación de zonas de diferente comportamiento sísmico y las transformaciones de las estructuras minerales deducidas a partir de los datos experimentales. Tomado de McKenzie

(1983, fig. 9).

En definitiva, estos datos nos muestran la existencia de un manto heterogéneo en cuanto a la densidad con la profundidad. Esto es, a las presiones confinantes crecientes con la profundidad, los silicatos existentes estarán tanto más comprimidos, con lo que se explica la



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densidad mayor del manto inferior respecto a la del manto superior.

Por otro lado, el manto es anisótropo. Las ondas sísmicas no se propagan con igual velocidad en todas las direcciones, probablemente debido a la existencia de corrientes que orientan los minerales alargados de las rocas. La velocidad de propagación será, entonces, mayor en la dirección del alargamiento. La anisotropía medida en el manto (de un 3 a un 9 % de diferencia entre las velocidades máxima y mínima) es casi igual a la medida experimentalmente en las peridotitas (de un 3 a un 10 %).

2.3.1.3. El núcleo

La primera evidencia de la existencia del núcleo data de OIdham (1906), al examinar sismogramas en los que observaba que las ondas S experimentaban un retraso de una decena de minutos para distancias angulares al foco superiores a 120-130° (figura 17). Su deducción era que tenían que propagarse a través de una estructura interna, un núcleo, en que la velocidad de las ondas era menor a causa de un cambio de propiedades. El primero en determinar su posición respecto a la superficie terrestre -2990 km de profundidad- fue Gutenberg (1914). En 1936, Lehman, al observar el comportamiento de las ondas P en el interior de esta zona, dedujo la existencia de un "grano" central. Jeffreys (1926) fue el primero en proponer una naturaleza fluida para el núcleo, mientras que el carácter sólido del grano fue propuesto por Bullen en 1946. La fluidez del núcleo externo es compatible con la amplitud

observada de las deformaciones periódicas de la Tierra -de algunas decenas de centímetros- debidas a la atracción de la Luna y el Sol.

Los datos referidos al núcleo terrestre proceden exclusivamente, bien de pruebas indirectas, bien de la geofísica, bien de la experimentación e, incluso, de la comparación con datos de la composición de cuerpos cósmicos y de otros datos de naturaleza fisicoquímica.

Algunos de estos primeros datos son las densidades, que oscilan entre 10 y 13 gcc-1.

Otro dato es la existencia de un importante campo magnético, del que el núcleo es el responsable; este campo energético es originado por la naturaleza metálica de estas capas profundas unido al hecho -ya constatado por las pruebas sísmicas- de su estado físico fuertemente contrastado -líquido en el externo, sólido en el interno- y a la rotación del conjunto planeta diferente de la del núcleo sólido más profundo. La geoterma en el núcleo interno -al igual que para el manto inferior- está por debajo del punto de fusión de los materiales estimados para esta capa, en tanto que está por encima del punto de fusión del núcleo externo (figura 16).

Figura 18. Deducción de la existencia del núcleo. Comportamiento de las ondas P y S en profundidad y deducción de la discontinuidad de Gutenberg (manto/núcleo).

Figura 19. Correlación entre

volumen atómico y número atómico para

mostrar que dos de los elementos

químicos más aptos para soportar las

grandes presiones del núcleo terrestre son el

Fe y el Ni.



[25]

Un dato que es sostenible también con esta idea de la presencia del Fe en el interior de la Tierra es que los elementos químicos allí existentes deben tener un radio (volumen) iónico compatible con la enormes presiones reinantes en esa capa. Ello exige un elemento de número atómico suficientemente alto como para aportar una densidad compatible con la del núcleo. Correlacionando número atómico y volumen atómico (figura 19) se muestra cómo además del Fe, el Ni es otro elemento metálico que puede estar presente.

Sobre la naturaleza del núcleo, Birch (1952), al poner de manifiesto una relación empírica lineal entre la velocidad de las ondas P y la densidad del material que atraviesan, pudo estimar la composición química de esta capa. De este modo, utilizando la curva velocidad-densidad medida por sismología en el caso del núcleo, propuso la naturaleza férrica del mismo. Este resultado, que concuerda muy bien con el hecho de que el núcleo, de ese modo podía ser "sede de la geodinamo", es compatible con la idea de que ningún otro elemento que posea las propiedades del núcleo es suficientemente abundante en el cosmos para poder ser posible candidato. Todo hace pensar que, aparte de los elementos volátiles, la abundancia de los diferentes elementos en la Tierra es similar a la abundancia cósmica. Por lo tanto, en la Tierra se tiene que encontrar globalmente la composición del Sol y de los meteoritos condríticos. Más concretamente, el cociente entre el número de átomos de Fe y el número de átomos de Si tiene que ser 0'9. Y, tal como nos indica la observación, las rocas del manto son excesivamente pobres en Fe, por lo cual debe encontrarse en proporciones mayores en estas profundidades del

planeta.

Para encontrar una relación Fe/Si correcta, se necesita, según Hinderer et al. (1991), un núcleo constituido casi exclusivamente por Fe, al que se le añade una pequeña proporción de Ni (no mayor del 4% en masa). Pero esta composición no es totalmente satisfactoria, pues da una densidad demasiado elevada y unas velocidades sísmicas demasiado pequeñas respecto a las observaciones. Por lo tanto, se ha de admitir la presencia en disolución de una pequeña cantidad de elementos ligeros en la composición del núcleo externo. La naturaleza de estos elementos está todavía en debate, pero los mejores candidatos son el oxígeno y el azufre. En las condiciones de temperatura y de presión que reinan en el núcleo, estos dos elementos dan compuestos solubles en el Fe (óxidos y sulfures de Fe). Una proporción del 6 al 12 % de azufre y del 7 al 8 % de oxígeno basta para obtener las propiedades del núcleo líquido. Jeanloz

Figura 20. La densidad como función de la presión, representada en una comparación

de los valores observados en el manto y en el núcleo con datos experimentales de Fe y

aleaciones de este metal que podrían existir en el núcleo. La comparación está corregida

por la adecuación de los datos experimentales a las temperaturas del interior terrestre y al estado líquido del

núcleo externo, como se expresa para el Fe con la zona punteada. Según el Instituto

de Tecnología de California y el Laboratorio Nacional de Los Álamos, en

Jeanloz (1983, fig. 6).



[26]

(1983, figura 6) analiza la posible presencia de cada uno de estos candidatos en una gráfica que correlaciona la densidad resultante con la presión/profundidad (figura 20) y lo compara con datos referidos al manto terrestre. Posteriormente, Wanke y Dreibus (1997), según expone Jacobs (1997), presentan nuevas evidencias de que el silíceo es el componente ligero más abundante en el núcleo externo, en tanto que Kilburn y Wood, al mismo tiempo describen modelos geoquímicos que indican que el Si y el S son incompatibles mutuamente durante la fase de separación del núcleo y que no pueden estar juntos como elementos ligeros en el núcleo externo. Sin embargo, no existe ninguna razón de hecho, como reconoce el propio Jacobs (op. cit.) para creer que exista un sólo tipo de elemento ligero.

Respecto al núcleo interno, existe el consenso reconocido en Hinderer et al. (op. cit.) de que el "grano" crece lentamente por cristalización del núcleo líquido a medida que la Tierra se enfría. Sin embargo, la naturaleza del cuerpo que cristaliza es sujeto de controversias; se trata bien de hierro casi puro, bien de una aleación de este metal con elementos ligeros, que se encuentran en una proporción netamente inferior a la del núcleo líquido.

En cualquiera de ambos casos, a causa de esta cristalización, el líquido inmediatamente en el exterior del grano está enriquecido en los elementos ligeros rechazados/repelidos por el sólido cristalizado. Estos elementos ascenderían a través del núcleo externo hasta la discontinuidad núcleo-manto, bajo la que podrían quedar de nuevo capturados. La zona anómala revelada en las propiedades acústicas de la interfase entre ambos núcleos podría constituir la zona de no asimilación por parte de la fase cristalina de Fe metálico de esos elementos ligeros (figura 21).

En cualquier caso, la determinación de la naturaleza química del núcleo interno resulta mucho más difícil por la imposibilidad de reproducir en el laboratorio de forma duradera las condiciones de presión y de temperatura que reinan en la superficie del grano, allí donde se reproduce la cristalización.

Figura 21. Propiedades acústicas del núcleo, según se manifiestan por los cambios de velocidad de las ondas sísmicas. Se expresan como función de la profundidad desde la superficie de la Tierra y de la presión a cada profundidad (la presión en la superficie de la Tierra es de una atmósfera). La velocidad de las ondas acústicas, medida experimentalmente en Fe fundido a las condiciones de presión y temperatura del núcleo es muy similar a la velocidad observada. Los datos sísmicos indican la presencia de una zona anómala (trazo vertical punteado) en el techo del núcleo externo. Esta zona se caracteriza por una atenuación fuerte de las ondas. Se supone que esta zona está parcialmente fundida. Tomado de Jeanloz (1983, fig. 4).

Una revisión reciente sobre el estado del conocimiento sobre esta parte del interior de la Tierra se debe a Jacobs (1997). En él se analizan tanto aspectos recopilatorios sobre el tema, como



[27]

algunos aspectos relevantes de su comportamiento (papel en la geodinamo, conductividad, anisotropía o rotación). En este sentido, la única referencia a la naturaleza química que se hace del núcleo interno señala a Poirier (1994), afirmando que el Fe, posiblemente con algo de Ni, sea el elemento básico de este nivel; el límite con el núcleo externo es, igualmente, composicional, señalando que se trataría, realmente, de un límite de fase.

2.3.2. Las unidades dinámicas

Se estudian a continuación las unidades estructurales dinámicas de la Tierra que permiten definir e interpretar los procesos globales de fragmentación de los continentes, de formación de océanos, de levantamientos orogénicos, de desarrollos magmáticos y sísmicos, o, entre otros de naturaleza no precisamente geológica, los de distribución de especies biológicas o del comportamiento aprehendido por parte de los individuos de las diversas especies afectadas tras millones de años de evolución biológica paralela a la transformación de la superficie del planeta.

a) La Litosfera

Comprende, como ya se ha comentado, la totalidad de la corteza más la porción del manto superior que llega hasta el canal de baja velocidad. Al igual que ocurre con la corteza, hay que hablar de una litosfera continental y de una litosfera oceánica; la primera parece más potente y más plástica que la segunda. Su potencia se sitúa entre los 200 km bajo los continentes y unos 40 de km bajo los océanos; las medidas del flujo térmico sobre la superficie terrestre aportan valores mayores, de espesor máximo de hasta 300 km en el interior de algunos continentes (figura 22).

Figura 22. Variación global en el espesor de la litosfera a partir de las medidas del flujo térmico terrestre. Tomado de Chapman y Pollack (1977) en Summerfield (1991).

Por su peculiar constitución, se puede hablar de dos partes diferentes dentro de la litosfera (figura 23), una superior, con características geoquímicas propias de la corteza constituyente, y una inferior, con características geoquímicas propias del manto. Estas diferencias geoquímicas implican además diferencias de comportamiento; así, el manto litosférico es más



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rígido que la base de la corteza, pues la composición de ésta, con minerales cercanos a su punto de fusión, hace de ella poco resistente mecánicamente, actuando el sistema corteza continental somera-corteza continental inferior-manto superior rígido como un bocadillo de dos niveles rígidos con otro dúctil intermedio (figura 24).

b) La Astenosfera

Constituye la denominada capa de baja velocidad de las ondas sísmicas en el manto superior; también se le conoce como “canal de baja velocidad” (figura 25b). Su descubrimiento fue debido esencialmente no sólo a esa circunstancia, que suponía un retraso en la llegada de determinados trenes de ondas, sino también al deducido cambio de trayectorias (figura 25a), así como a la marcha que las ondas sísmicas mostraban en su interior (figura 25b). Se sitúa bajo la base de la litosfera hasta una profundidad media de unos 250 km (figura 26a).

El origen sugerido para esta capa se encontraría en la intersección del gradiente térmico de la Tierra con la curva del punto de fusión (húmedo) de la peridotita (figura 27), roca que, como ya se ha discutido, se estima que es la típica de estas profundidades.

Esta idea de la existencia de una capa plástica por debajo de la litosfera, la astenosfera, es compatible con la de cambios importantes en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas. Así, las ondas S, según modelos basados en investigación con la ayuda de potentes ordenadores llevados a cabo por F. Press, saltan de 3'6 a 4'6 km/sg a la altura de la discontinuidad de Mohorovicic; la velocidad sigue aumentando hasta aproximadamente los 70 km, en que pasa a 4'2 km/sg. A mayor profundidad en el manto, la velocidad vuelve a aumentar gradualmente. En condiciones normales, la velocidad de las ondas debería aumentar con la profundidad; por lo tanto, algo extraño debe ocurrir a unos 70 km de profundidad. Anderson y otros proponen una explicación convincente de la causa de esta disminución: la fusión parcial del manto debiera ser la responsable.

El material del manto es un conjunto de silicatos cuyas propiedades de fusión son sumamente complejas. Con todo, se sabe que el manto no se funde completamente a una temperatura única, como lo hace el hielo, por ejemplo. Su fusión, por el contrario, tiene lugar dentro de un rango de temperaturas. Al principio del proceso de fusión sólo se funde una pequeña parte del material. Este fenómeno de fusión parcial provoca una disminución de la velocidad de las ondas sísmicas, en especial de la velocidad de las ondas de cizalla. A partir de los datos sísmicos, se puede llegar a deducir que la fusión parcial (de un 1 a un 10 %) ha reblandecido el manto a una profundidad entre 70 y 250 km de profundidad; esta capa sería precisamente la astenosfera. Su importancia, como más adelante se verá, se encuentra en la posibilidad que ofrece de poder entender cómo y por qué puede llegar a deslizarse sobre ella, al comportarse ésta como una superficie viscosa, la litosfera y, más concretamente, cada uno de los fragmentos

Figura 24. La litosfera continental como un emparedado de dos niveles rígidos (comportamiento frágil a dúctil-frágil: en blanco) y plástico (comportamiento dúctil en punteado), en

contraste con la oceánica, de rigidez homogénea. Modificado de Molnar (1988) en Anguita y Moreno (1991).



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en que ésta está dividida, las placas litosféricas, en cuya dinámica se sustenta el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas, que en su momento se estudiará.

Figura 25. Identificación de la existencia de la astenosfera. (a) A través de la localización de las zonas de sombra sísmica y de las trayectorias seguidas en consecuencia por dichas ondas, según Anderson (1981): La capa plástica del manto terrestre. En Deriva Continental y Tectónica de Placas. Ed. Blume. (b) Por medio del seguimiento de las ondas sísmicas por el interior de la capa de baja velocidad.

Figura 26. (a) Estructura dinámica de la Tierra y posición relativa de la litosfera y de la astenosfera. (b) Gráfica que muestra las velocidades de propagación de las ondas sísmicas P y S en los niveles superficiales de la Tierra (corteza y

manto); imagen tomada de http://iespoetaclaudio.centros.educa.jcyl.es/sitio/index.cgi?wid_item=1721&wid_seccion=19

Figura 27. Origen sugerido para la capa de baja velocidad (astenosfera) debido a la intersección del gradiente geotérmico de la Tierra con la curva del punto de fusión (húmedo) de la peridotita.

Sin embargo, como recogen Anguita y Moreno (1991, p. 11), existen ciertas dudas de la

http://iespoetaclaudio.centros.educa.jcyl.es/sitio/index.cgi?wid_item=1721&wid_seccion=19



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existencia de una astenosfera como capa continua por debajo de la litosfera; esto es, se duda acerca de la universalidad de esta capa plástica. La mayoría de los autores responde afirmativamente, pero en algunas zonas antiguas bajo los continentes, este nivel no se detecta con claridad, pasándose directamente de la litosfera a la mesosfera.

En http://www.aepect.org/astenosfera/astenosfera/intro.htm puede seguirse el debate acerca de la existencia o no de esta unidad bajo el conjunto de la litosfera.

2.3.3. Otras unidades estructurales: las zonas de transición

La idea tradicional de que los cambios de una capa a otra eran rápidos venía a dar satisfacción a un modelo de estructura en capas superpuestas e independientes. Estos modelos eran alimentados en parte por las gráficas de velocidad de propagación de las ondas sísmicas con la profundidad, que implican saltos bruscos de unos niveles a otros en diagramas cuya resolución es tan limitada como una tecnología que no permitía detectar cambios graduales antes de las grandes caídas o los grandes ascensos en las velocidades. La tecnología de los superordenadores y la posibilidad de reproducir en laboratorios las condiciones de presión y temperatura lo más próximas posibles a las de las diferentes profundidades terrestres ha suministrado nuevas posibilidades en la concepción estructural del planeta.

Esta circunstancia ha dado lugar a una imagen un tanto diferente de esas transiciones capa a capa. El concepto de discontinuidad sísmica en buena medida debe ser entendido como una zona de transición que, en ocasiones, es sólo de centenares de metros -algo aparentemente irrelevante en relación con un radio terrestre de millares de kilómetros- pero que es importante a la hora de dilucidar la naturaleza y la causa de determinados comportamientos de los materiales geológicos ante los esfuerzos generados desde los horizontes más internos.

Figura 28. Formas que adquiere la capa D" como resultado de las reacciones químicas entre manto y núcleo, en esencia, la roca del manto se disuelve parcialmente en el Fe líquido del núcleo externo, produciéndose unos "posos" ricos en metales que se depositan en el límite entre manto y núcleo. La convección del manto tiende a dispersar los

productos bajo las regiones de flujo descendente y a acumularlos en las regiones de flujo ascendente. Puede que haya una fina capa enriquecida en oxígeno y, quizás, en Si y Mg en la parte interior de la interfase núcleo-manto. Tomado

de Jeanloz y Lay (1993, fig. 5).

Si la mayoría de estas discontinuidades no son tan netas como pareciera antaño, otras (Conrad) han pasado a los libros de Geología como conceptos históricos, sin valor conceptual hoy. En cambio, el resto (Repetti, Gutenberg, Lehman) representan ahora zonas de transición en el sentido anteriormente apuntado. Y genéricamente se viene hablando de ellas como capas

http://www.aepect.org/astenosfera/astenosfera/intro.htm



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D, numerándose a cada una de ellas correlativamente de arriba hacia abajo con los correspondientes subíndices o, incluso con símbolos prima: Repetti sería la capa D1 o D'; Gutenberg, la D2 o D", y Lehman, la D3 o D’’’, cuando, en buena lógica, la letra D sólo debería corresponder a D".

No obstante, desde un punto de vista histórico, esta denominación no parece la apropiada. En efecto, los primeros geólogos etiquetaron las partes internas del planeta con letras del abecedario, en vez de llamarlas corteza continental, corteza oceánica, manto superior, manto inferior y núcleo externo y núcleo interno. Las "capas" intermedias que se fueron descubriendo -esas zonas de transición- se distinguirían añadiendo símbolos prima a las letras. Algunas de ellas cambiaron su nombre; la transición manto-núcleo, en cambio, conservó el suyo, D" (figura 28; Jeanloz y Lay, 1993).

En esencia, estas zonas de transición, se las llame como se las llame, son zonas de acomodación de los (diferentes) materiales en contacto a un lado y a otro de la correspondiente "discontinuidad" para adaptarse y reaccionar química y estructuralmente ante las condiciones fisicoquímicas cambiantes en ese lugar.

En la actualidad la capa D -de manera genérica- viene a ser precisamente a la transición manto-núcleo. Una lectura imprescindible al respecto es el artículo de Jeanloz y Lay (op. cit.), en donde se abordan aspectos referentes a esta transición tan importante, cuya dinámica (figura 28), en palabras de los autores, influye en el ligero balanceo del eje de rotación terrestre y en el campo geomagnético, a la vez que las variaciones que acontecen en esta región profunda modulan, además, los movimientos de convección del manto, causantes de la deriva continental y de la tectónica de placas.

Algunos de los procesos invocados que tienen lugar en este nivel es la formación de penachos térmicos (plumas térmicas, figura 29) que tras un ascenso lento y largo pueden llegar a perforar la litosfera desarrollando en su superficie los denominados puntos calientes capaces de desencadenar y

contribuir a la fragmentación de los continentes. Sin embargo, como luego veremos, es conocido que no siempre estas plumas térmicas alimentan los bordes constructivos de las placas salvo en el caso concreto, por ejemplo, de Islandia.

Figura 29. Formación y ascenso de las plumas térmicas del manto desde la capa D". Según

Strobach (1985) en Anguita y Moreno (1991, fig. 1.36).



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3. DINÁMICA LITOSFÉRICA: LA TECTÓNICA DE PLACAS

3.1. Antecedentes.

La Ciencia moderna es consecuencia de una larga (o corta) historia de investigaciones y de las correspondientes aportaciones de quienes se han dedicado al estudio de las grandes cuestiones y a la búsqueda, en consecuencia, de una respuesta racional, basada en observaciones, mediciones, experimentaciones, comparaciones, etc. La Ciencia actual es consecuencia de su propia historia. Parece, en consecuencia, necesario, iniciar el estudio de este nuevo paradigma que es la tectónica de placas a través de su historia y de la historia de las concepciones que se han venido teniendo de alguna de sus consecuencias, como la deriva continental, entre otras.

3.1.1. Los desplazamientos continentales antes del siglo XX

La revisión que se aborda a continuación no pretende hacer alarde de erudición sobre el tema, como tampoco quiere ser exhaustiva, recogiendo todas las aportaciones que se han venido haciendo al respecto a lo largo de los años. Muy al contrario, se trata de una pequeña introducción que incluye sólo algunos de los personajes y de las propuestas hechas por ellos sobre el tema que nos ocupa.

Es particularmente Francis Bacon (1620) el primer autor a quien se le puede atribuir la idea de los desplazamientos continentales. Sus observaciones estaban basadas en la disponibilidad de una cartografía ya suficientemente fiable de la distribución de continentes y océanos alrededor de 1620, en que escribió su obra Novum Organum. No obstante, en sus textos, lejos de sugerir un alejamiento progresivo de África y América del Sur, se limitaba a señalar ciertas similaridades entre las costas pacífica de América del Sur y atlántica de África.

En 1666, F. Placet, moralista francés, señala en su obra La corruption du gran et petit Monde, entre diversas ideas fantásticas, que antes del Diluvio las tierras no debían encontrarse divididas. La separación de América no se produjo por la deriva, sino más bien por el hundimiento de la Atlántida y la elevación concomitante de un continente occidental, que también podría haberse originado por una aglomeración de islas. Estas ideas, de alguna manera, se mantienen aún en las conjeturas posteriores del Conde de Buffon (1707-88) y de Alexander von Humboldt (1769-1859), explorador alemán que, asombrado por la congruencia de las costas oriental suramericana y occidental africana, interpretando el Océano Atlántico como un vasto valle invadido por el mar.

Élie de Beaumont fue el primero en proponer (1829) que la Tierra se encuentra en estado de contracción térmica. En su magna obra, Notice sur les systémes de montagnes (1852), argumenta que el enfriamiento gradual del globo terrestre da lugar a compresión lateral y forma montañas. Creía este autor que la orogénesis era un acontecimiento a escala terrestre y la utilizó por primera vez para dividir la historia de la Tierra, interpretando las discordancias angulares y creando así la base de las teorías orogénicas posteriores de Stille y otros. Estas "revoluciones" orogénicas estaban de acuerdo con las observaciones de Cuvier, padre del Catastrofismo Biológico, sobre los drásticos cambios en el mundo biológico.

Tras ellos, Antonio Snider-Pellegrini (1858), geógrafo francés, nacido en Trieste (Italia) en 1802 y muerto en Nueva York (Estados Unidos) en 1885, es el primer autor que señala claramente una ruptura y el alejamiento a la deriva de los continentes atlánticos. En su obra La création et ses mystéres dévoilés, este anticuado -por el "ambiente geológico" en que le tocó vivir- catastrofista norteamericano, de acuerdo con sus especulaciones aboga en favor de que

https://es.wikipedia.org/wiki/Trieste

https://es.wikipedia.org/wiki/Istria

https://es.wikipedia.org/wiki/1802

https://es.wikipedia.org/wiki/Estados_Unidos

https://es.wikipedia.org/wiki/1885



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cuando la masa en fusión de la Tierra se enfrió y cristalizó, los continentes quedaron de un solo lado creándose una inestabilidad que sólo se resolvió después del Diluvio: en ese momento, extensas catástrofes fracturaron y separaron las Américas del Viejo Mundo. La complementariedad de las costas de América del Sur y de África es citada como una prueba explícita (figura 30). La perspectiva catastrofista aún recurrente en la obra de este autor entra pronto en desprestigio ante el auge de la perspectiva actualista y gradualista de la obra de Charles Lyell, Principies of Geology, aparecida en 1830.

Un nuevo punto de vista surge para interpretar los espacios oceánicos desde una perspectiva cósmica. George Darwin (1879) propone que la Luna habría nacido de la Tierra en una etapa inicial de la historia de esta última dejando una gigantesca cicatriz en el Pacífico, caracteriza a este nuevo acontecimiento catastrófico como núcleo desde el cual desarrollar la idea de los desplazamientos continentales. Este planteamiento es recogido por Osmond Fisher (1882), que indica que una consecuencia probable de ello habría sido el desplazamiento lateral y la fragmentación de la corteza granítica enfriada. Es particularmente interesante su hipótesis, recogida en su obra Physics of the Earth's crust, de que el interior de la Tierra, relativamente fluido, debía estar sometido a corrientes de convección que se alzaban debajo de los océanos y caían debajo de los continentes, constituyendo una notable anticipación de ideas posteriores.

Figura 30. Reconstrucción, según Snider-Pellegrini (1858) de la posición de Norteamérica, África y Europa durante el Carbonífero (A). Tomado de http://www.mhsg.de/fileadmin/Demo/Demo_Die_Erde/Data/Plattentektonik.

F.B. Taylor (1910) es propiamente ya el autor de la primera hipótesis lógicamente elaborada y coherente sobre lo que hoy denominamos los desplazamientos continentales. El punto de partida de su hipótesis, expuesta en su obra Bearíng of the Tertiary mountain belt on the origin of the Earth's plan no es la coincidencia del contorno de los continentes que bordean el Atlántico, sino la disposición de las cadenas montañosas del Terciario en Eurasia. En las fronteras sur y este de Eurasia (figura 31), y también en la región mediterránea, se encuentran series de arcos montañosos, cuya cara convexa mira hacia el océano, que muestran señales de compresión lateral en la forma de estratos plegados y yuxtapuestos. Siguiendo a Suess (The face of the Earth), autor de la descripción de estas cadenas, las interpreta como resultado de hundimientos oceánicos y de presiones tangenciales dirigidas hacia el océano y procedentes de ciertos vértices septentrionales llamados "horsts", después de la contracción producida por el enfriamiento de la Tierra. Taylor encontró que la hipótesis convencional de la contracción no explicaba satisfactoriamente la distribución ni la juventud de las cadenas montañosas del

http://www.mhsg.de/fileadmin/Demo/Demo_Die_Erde/Data/Plattentektonik



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Terciario. Pensó, en cambio, en un "gran desplazamiento" de la corteza terrestre desde el norte hacia la periferia de Asia. La península Indostaní, un antiguo escudo, obstaculizó este avance provocando el inmenso amontonamiento del Himalaya y la meseta del Pamir, situados al norte, mientras más al este los plegamientos podían girar con mayor libertad hacia Malasia e Indonesia.

En el sur de Europa, en cambio, sería más complicado establecer las direcciones de estas líneas, lo que Taylor atribuía a la relativa pequeñez del sector europeo de la corteza y, por lo tanto, a la relativa debilidad de las berzas impulsoras, así como al empuje tangencial del este y la resistencia del bloque africano, entre otras razones. Apoyaba la existencia de un desplazamiento de la corteza desde altas a bajas latitudes, citando el ejemplo de Groenlandia, a la que consideraba un resto del antiguo bloque de donde se habrían desgajado Canadá y el norte de Europa siguiendo la línea de las zonas de torsión o "rifts". Ello representa un sustancial cambio respecto a su referente Suess, que atribuía la estrecha semejanza de las rocas y estructuras paleozoicas a ambos lados del Atlántico al hundimiento de la Atlántida y no a desplazamiento alguno de los bloques continentales implicados. Respecto al Hemisferio Sur, sus referencias son más escasas, considerando para Australia un desplazamiento hacia el nordeste en base a la presencia de cinturones orogénicos terciarios en Nueva Guinea y zonas aledañas.

Figura 31. Dirección de las derivas continentales según F.B. Taylor (1910). Sugirió Taylor que los continentes tendrían que haberse desplazado en las direcciones que se indican para que se lograse el arrugamiento de las rocas

que ahora constituyen nuestras montañas modernas (líneas gruesas) y las cadenas de islas (líneas de trazos). Tomado de Hallam (1976, fig. 2).

La Cordillera Central del Atlántico, ya por entonces conocida como una importante cadena montañosa submarina paralela a las costas, era para este autor la línea de la zona de "rift" entre África y América del Sur. Pero en tanto que este último continente se habría desplazado hacia el oeste -como lo demuestra la existencia de la Cordillera de los Andes-, la ausencia de jóvenes cadenas montañosas similares del lado africano indicaba que no había habido movimientos posteriores al Carbonífero en este continente.



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Por último, Taylor no atendió demasiado al mecanismo del desplazamiento continental en su monografía de 1910, pero en trabajos posteriores sugirió la acción de las mareas cuando la Luna fue capturada, que no perdida, durante el período Cretácico.

Posteriormente, H.B. Baker (1911, 1928) mantiene aún la idea de que había alguna relación entre el nacimiento de la Luna en el Pacífico y el desplazamiento lateral de las masas continentales, llegando incluso a sugerir que dicho acontecimiento podría haber ocurrido en una época tan relativamente joven como el Terciario. Asimismo, utilizó la ensambladura de las montañas a ambos lados del Atlántico para justificar los desplazamientos de las masas continentales implicadas, resultando un modelo de reconstrucción no muy diferente del aportado por Snider-Pellegrini.

3.1.2. Alfred Wegener y la teoría de los desplazamientos continentales

3.1.2.1. La Ciencia Geológica en los albores del Siglo XX.

Frente a los planteamientos metodológicos de la tradición geológica y geofísica angloamericana de finales del siglo XIX y principios del XX, que ponía el acento en las propiedades de una Tierra sólida y parecía negar, p. ej., la posibilidad de la migración de los polos, la escuela alemana contemporánea, no bien conocida en el mundo científico de habla inglesa por causas idiomáticas, entre otras razones, habían incluso introducido en la geofísica datos provenientes de la meteorología y la climatología -cosa que no hacían sus colegas ingleses y norteamericanos- y habían adoptado una idea movilista según la cual segmentos de la corteza terrestre flotaban sobre un interior líquido, todo lo cual podía explicar -sin grandes ideas más o menos fantásticas- la posibilidad de un desplazamiento de los polos magnéticos del planeta.

En estos comienzos del siglo XX se suponía que la Tierra era en su origen una masa en fusión que se hallaba en un proceso de solidificación y, consiguientemente, contracción. Los materiales más ligeros habrían ascendido a la superficie originando las rocas ígneas y metamórficas de tipo granítico y otros sedimentos asociados. Todo este conjunto recibía el nombre de SAL (más tarde redenominado como SIAL) por ser relativamente rico en silicatos de Al, Na y K. Debajo de éste habría rocas más densas llamadas SIMA, parecidas, si no iguales al basalto, al gabro o a la peridotita, ricas en silicatos de Mg, Fe y Ca.

Las montañas, a su vez, debían su origen a la contracción terrestre. Una presión en forma de arco hacía que ciertos sectores de la superficie terrestre se hundieran originando océanos, en tanto que los continentes permanecerían firmes sobre las aguas constituyendo bloques no fracturados o "horsts". Con el transcurso del tiempo, ciertas zonas continentales se hundieron a su vez y más rápidamente que las zonas adyacentes, de modo que fueron anegadas por el mar, mientras que el temporalmente estabilizado suelo oceánico de otrora volvía a emerger como tierra seca.

En este contexto, la identidad total o casi total de muchas plantas y animales fósiles encontrados en distintos continentes se asumía como una prueba de la existencia de antiguas conexiones terrestres a través de lo que ahora eran profundos océanos. La aceptación de estos puentes intercontinentales, a la luz de la distribución actual de continentes y océanos, debía plantear movimientos mundiales verticales de ascenso y descenso del nivel del mar (eustatismo, de acuerdo con Suess), que, incluso, podían inferirse del estudio del registro estratigráfico de las sucesivas transgresiones y regresiones marinas sobre los continentes. Según el propio Suess, las regresiones serían debidas al hundimiento de las cuencas oceánicas y las transgresiones al llenado parcial de estas cuencas con sedimentos procedentes de la



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denudación de las áreas continentales. Por lo tanto, el agua descendía de los continentes cuando los océanos se hacían más profundos, o los recubría a consecuencia de la sedimentación sobre el suelo oceánico.

3.1.2.2 Wegener y "Die Entstehung der kontinente und Ozeane"

a) Introducción: los antecedentes

Según el propio Wegener, la sospecha de que los continentes podían haberse movido lateralmente le había surgido de la observación de la coincidencia de los contornos a ambos lados del Atlántico. La lectura al año siguiente (1911) de un artículo paleontológico que probaba la existencia de un puente terrestre remoto entre África y Brasil reavivó su interés por el tema iniciándole en la búsqueda de nuevas evidencias de este fenómeno que le permitieran desarrollar su hipótesis primitiva, que expuso por primera vez en una conferencia en Frankfurt en enero de 1912. Más tarde, en ese mismo año, publica dos breves comunicaciones con el mismo título -"Die Entstehung der kontinente" (El origen de los continentes)- en el "Pettermans Mitteilungen" y en la "Geologische Rundschau".

La primera versión en forma de libro, y por consiguiente más extensa y desarrollada, data de 1915 -"Die Entstehung der kontinente und ozeane" {El origen de los continentes y de los océanos)-, publicándose sucesivas ediciones revisadas en 1920, 1922 y 1929. La edición de 1922, la tercera, más difundida, fue publicada en 1924 al inglés, francés, ruso y español. En la edición inglesa -"The origins of continents and oceansu-, la expresión "die verschiebung der kontinente" original de Wegener era traducida -correctamente- como "continental displacement" (desplazamiento continental). Pero la expresión creada posteriormente -"continental driff (deriva continental)- pasó a sustituir a la primera, sin duda más correcta en su significado.

Ya en el artículo de "Petermans Mitteilungen" no sólo adelanta la hipótesis, sino que pone de manifiesto sus previsiones de modificaciones posteriores; de igual modo, inicia sus argumentaciones geofísicas y, más adelante, expone pruebas geológicas en defensa de su idea de que los continentes, anteriormente unidos, se han separado y, todavía hoy, se siguen alejando. Incluso, tenía la esperanza de que futuras observaciones geodésicas demostraran que

el movimiento continuaba todavía y deducía el movimiento de los polos a partir del desplazamiento de las antiguas líneas climáticas. No obstante, quedaba por resolverse el

Figura 32. Reconstrucción de Wegener de las diferentes posiciones de los continentes desde el Carbonífero, hace 300 millones de años, (a) hasta el Cuaternario, hace un

millón de años (c); en b, hace 80 millones de años. Tomado de Hallam (1976, fig. 3).



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mecanismo causante de los desplazamientos continentales, proponiendo como posibilidades las fuerzas de las mareas y la fuga desde los polos o "pohlflucht.

La edición de 1929, más elaborada, presenta una mayor cantidad de evidencias, particularmente interesantes desde un punto de vista paleoclimático (Wegener era un afamado climatólogo, autor en 1924 en colaboración con su suegro, W. Köppen, de un libro sobre los climas antiguos). Es esta la edición más leída en la actualidad y la que sirve de base para ediciones en otros idiomas. En ella, Wegener observa que la hipótesis de una Tierra que se contrae por enfriamiento es muy vulnerable desde muchos puntos de vista: 1. los acortamientos Terciarios, tan importantes que obligaban a recalcular la contracción

terrestre durante ese período; 2. la distribución localizada, nunca al azar, y en estrechos cinturones alargados, de las

cadenas montañosas; 3. la radiactividad natural de las rocas, fuente importante de calor, que obligaba a

replantear el enfriamiento de la Tierra, y 4. los datos sobre la gravedad, la isostasia y la subsidencia, que determinaban la

imposibilidad de pensar en hundimientos de los puentes terrestres.

En base a estas premisas, la idea de los desplazamientos horizontales de los continentes permitía postular la existencia de un proceso iniciado ya en el Mesozoico y que continúa en nuestros días, con un supercontinente, el PANGEA, que, al quebrarse, daría lugar a los diferentes fragmentos cuyo alejamiento en el tiempo habría determinado la distribución actual de los continentes y de los océanos (figura 32), aportando para ello numerosos datos geofísicos, geológicos y biológicos. América del Sur y África habrían empezado a separarse en el Cretácico, al igual que América del Norte y Europa, si bien, éstos, habrían conservado un contacto por el norte hasta el mismo Cuaternario. Durante el desplazamiento de las américas hacia el oeste, por compresión, se habían levantado en sus bordes frontales o cerca de ellos las cordilleras occidentales, aunque las Antillas y el Arco de Scottia se habían quedado rezagados en el Atlántico. El Océano Índico empezó a abrirse en el Jurásico, pero el movimiento principal tuvo lugar en el Cretácico y Terciario. Una gran extensión de tierra al norte de la India se había amontonado por delante en el trayecto de ésta hacia Eurasia, formándose así el Himalaya. Australia-Nueva Guinea habían cortado su conexión con la Antártida en el Eoceno y se trasladaron hacia el norte hasta llegar al Archipiélago indonesio, en el Terciario Superior.

Una reciente edición en español a cargo de la Editorial Metáfora ha sido publicada en 2011, con un muy interesante estudio introductorio de Francisco Anguita Virella, que se ha encargado, junto con Juan C. Herguera García de la traducción de la versión original.

b) Argumentos de Wegener a favor de los desplazamientos continentales

Los argumentos que aporta Wegener a favor de los desplazamientos continentales son de cuatro tipos:

1. Geofísicos.

1.1. La distribución estadística de la topografía de las áreas continentales y oceánicas,

Figura 33. Máximos de la distribución de frecuencias de

las elevaciones en la superficie de la Tierra según

Wegener en 1929. Tomado de Hallam (1976, fig. 4).



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incompatible con la idea de hundimientos y elevaciones al azar a partir de un nivel original uniforme, que daría lugar a una distribución normal o gaussiana (figura 33). Además, esta idea es compatible con la existencia de dos capas corticales separadas, una superior y siálica, menos densa que la inferior, simática, constituyente del suelo oceánico.

1.2. Asimismo, cualquier variación en la cantidad de masa en la capa superior, que, por isostasia, podría dar lugar a hundimientos o ascensos relativos, permitía aseverar que del mismo modo que los bloques continentales podían moverse verticalmente sobre este substrato, no había ninguna razón que les impidiera moverse también horizontalmente siempre que existieran fuerzas suficientemente capaces para impulsarlas.

1.3. Los datos petrológicos y gravimétricos, combinados y complementados por la información sísmica, sugerían que los océanos se apoyaban sobre un material más denso que el de los continentes y que parecía estar formado por peridotitas (olivino y piroxeno), dunita (olivino) o quizás eclogita (granate y piroxeno), con una capa superior basáltica (olivino, piroxeno, plagioclasa cálcica y magnetita).

2. Geológicos.

2.1. Las similitudes de las costas a ambos lados del Atlántico.

2.2. Los cinturones de plegamiento de Sudáfrica y Buenos Aires, que parecen continuarse de un continente a otro (figura 34).

2.3. Las antiguas mesetas gneísicas africana y brasileña, ambas kimberlíticas y con diversos tipos de rocas ígneas,

2.4. Las series marinas del final del Paleozoico en Sudáfrica (Serie de Karroo) y de Brasil (Serie de Santa Catarina), similares y con intercalaciones en los mismos niveles estratigráficos de tillitas.

2.5. Cadena Caledoniana de Europa occidental, que se continúa en Terranova y Escocia, al igual que ocurre con la Cadena Hercínica europea.

3. Paleontológicos y biológicos.

3.1. La necesidad de considerar conexiones terrestres (o, en el caso de organismos neríticos, alguna clase de vínculo entre las plataformas continentales submarinas) para interpretar las identidades o semejanzas de flora o fauna entre los distintos continentes (Mesozoico de Brasil,y África, Australia y África-India, Sudáfrica-Madagascar e India). Los ejemplos citados por Wegener eran, entre otros, el reptil Mesosaurus (del Pérmico de Sudáfrica y Brasil) y la Pteridofita Glossopteris, del Paleozoico de Gondwana).

3.2. La compartición por parte de los marsupiales australianos y sudamericanos de parásitos idénticos o muy similares.

3.3. Las afinidades entre las familias de lumbrícidos y megascolécidos de Europa y Norteamérica, de América del Sur y África, de Australia, India, Sudáfrica y Patagonia, cuya

Figura 34. Antiguas posiciones relativas de Sudamérica y África, según du Toit en Wegener (2011), que permiten establecer correlaciones a ambos lados del océano Atlántico.



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distribución implica la necesidad de una “deriva continental”.

4. Paleoclimáticos.

Los criterios de esta índole que presenta son: 4.1. presencia de tillitas sobre pavimentos estriados de rocas resistentes: huellas de

glaciarismo; 4.2. gruesas capas de carbón: climas húmedos (y probablemente muy cálidos); 4.3. depósitos de yeso y de sal gema: climas cálidos, con mayor evaporación que

precipitación; 4.4. depósitos calcáreos: condiciones tropicales

a subtropicales (relaciones entre solubilidad del carbonato y temperatura);

4.5. ausencia de anillos de crecimiento anual en los troncos de los árboles: ausencia de estacionalidad, condiciones tropicales.

4.6. reptiles de gran tamaño: climas cálidos.

Las implicaciones geográficas y climáticas que estos argumentos suponen son, esencialmente, las siguientes:

1. Glaciaciones Permocarboníferas en América del Sur, Sudáfrica, India y Australia. La extensión de las tillitas y su posición secuencial indican una ubicación del centro de los hielos al sur (10° S) (figura 36), que, de no haber ocurrido los invocados desplazamientos continentales, darían lugar a una extensión del glaciarismo hasta el Ecuador, en tanto que en el Hemisferio Norte el clima habría permanecido tropical a subtropical.

2. Características de los carbones de los Estados Unidos de Norteamérica, Europa y China,

A

B

Figura 35. A. Distribución actual de algunos géneros de lombrices de la familia de los Megascolécidos, sobreimpuesta a una reconstrucción pre-Jurásica, basada en la teoría de la deriva, según Michaelsen en Wegener, 2011, figura 6.4. B.

Distribución actual de la familia de las lombrices Lumbricina, sobreimpuesta a un mapa de reconstrucción para el Eoceno, de acuerdo con la teoría de la deriva, según Michaelsen en Wegener, 2011, figura 6.4.

Figura 36. La glaciación Permo-Carbonífera. Las zonas en negro representan el supuesto casquete

polar y la línea más gruesa el posible ecuador contemporáneo, según Wegener en 1929. Tomado de

Hallam (1976, fig. 7).



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que dibujan un cinturón tropical a 90° del centro de una gran región de hielo continental (figura 37).

3. Carbones Pérmicos de África del Sur, con floras diferentes y con anillos estacionales, implicando una migración hacia el Sur de los cinturones climáticos, y, por tanto, de los polos climáticos ("pohlflucht")

.4. Según Wegener, la migración polar ¿se debía al movimiento de toda la corteza sobre el substrato o a una modificación interna del eje de rotación? Sobre esta última posibilidad, invocaba un "ciclo de transgresión" de los mares: el ensanchamiento ecuatorial a 90° de los polos daría lugar a que durante el desplazamiento de los polos, el ensanchamiento en las áreas continentales se habría retardado más que el de las áreas marinas, que habrían respondido inmediatamente; en las zonas continentales por delante del polo que se desplaza deberían existir huellas de una regresión creciente.

Figura 37. Los cinturones climáticos del Carbonífero y el Pérmico; las zonas sombreadas son áridas. C, carbón; I, hielo; D, arenisca desértica; S, sal; G, yeso. Según Wegener (1929), modificado en parte. Tomado de Hallam (1976, fig. 8).

c) El mecanismo de los desplazamientos continentales según Wegener.

Ante la dificultad de encontrar un mecanismo válido, Wegener invocaba la posibilidad de la influencia de la fuerza del "pohlflucht (migración de los polos) en la explicación del movimiento de los continentes hacia el Ecuador. Ésta es una fuerza diferencial gravitatoria motivada por el hecho de que la Tierra es un esferoide achatado en los polos.

Para explicar la presunta deriva hacia el oeste de los continentes, pensaba en alguna fuerza determinada por la acción de las mareas, sosteniendo que el frenado de la Tierra por la acción mareal debía afectar especialmente a las capas exteriores y producir por lo tanto su despla-zamiento sobre las capas internas, bien en conjunto, bien de fragmentos continentales desgajados.

3.1.2.3. Los primeros detractores y abanderados de Wegener.

Entre los primeros, destacaríamos a en primer lugar a Philip Lake, que, en 1922, publica un comentario tan bien intencionado como escéptico de la segunda edición del libro de Wegener, en el cual trata de destruir la teoría de éste. Ese mismo año, en la reunión anual en Hall de la British Association se discute la hipótesis en un debate "vivaz pero no concluyente".

En 1923, en una reunión de la Royal Geographical Society, el propio Lake insiste en sus planteamientos contra los desplazamientos continentales, siendo respaldado en su intervención por las de Lamplaugh, que se muestra escéptico, aunque comprensivo; OIdham, que incluso se preocupa en demostrar que las ideas de Wegener no eran en modo alguno originales, reclamando la originalidad de ellas para un autor inglés del siglo pasado (Osmond Fisher, 1882; ver atrás). También, a H. Jeffreys, pionero en Geofísica matemática, que se constituyó en el crítico más vehemente e influyente de todos en contra de la teoría de los desplazamientos de los continentes. Estas críticas las publica más tarde en un gran tratado de Geofísica (The Earth, 1924) dando paso a la serie de críticas más dura por parte de autores que



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constituían lo que se podría denominar la "escuela geofísica de la Tierra ultrasólida", que consideraba que se podía demostrar de manera definitiva que la Tierra poseía una rigidez demasiado grande para permitir que los continentes se trasladen por su superficie.

En el Simposio de la Asociación Americana de Geólogos del Petróleo (A.A.P.G.) en Nueva York, en 1926, con opiniones en general adversas, además del propio Wegener, defienden la hipótesis Taylor y van Waterschoot. En contra se manifiestan, particularmente, R. T. Chamberlin, geólogo americano, que muestra algo más que una oposición a esas ideas, elaborando incluso una lista de no menos de 18 puntos que, según él, destruían la teoría; Bailey Willis, geólogo estructural, y William Bowie -ambos norteamericanos- que inciden en sus críticas a un SIMA más blando que la corteza. También Washington, petrólogo norteamericano, que discute la afirmación de Wegener acerca de la similitud de las rocas ígneas citadas en su obra. Berry, paleontólogo, incluso llega a poner en duda la categoría investigadora de Wegener, en tanto que Longwell, que se muestra al menos interesado, no queda convencido.

Schuchert, paleogeógrafo de Yaie, que explicaba las similitudes de flora y fauna entre continentes, si se aceptaba algún puente terrestre, como, p.ej., en el Ártico, discutía la precisión de los encajes continentales, que implicaban serias distorsiones cartográficas.

En 1931, el propio Jeffreys, en una discusión de la Sección de Geografía de la British Association, contesta muy críticamente la hipótesis de Holmes sobre la convección térmica de las capas profundas de la Tierra. A su vez, G.G. Simpson, paleontólogo norteamericano, en nombre de la casi total unanimidad de los paleontólogos, se manifiesta en 1943 en contra de las ideas de Wegener en un artículo enérgico y convincente que adquirió una gran influencia en América, y en el cual destruía la alternativa del puente intercontinental de la deriva, manifestándose además a favor de la idea de que los animales cruzaran el océano por azar, mediante lo que él denominaba "sweepstakes routes". Años más tarde, no obstante, este autor acabó "convirtiéndose" finalmente a la deriva continental ante las numerosas evidencias de la Geofísica oceánica.

B. Willis, en 1949, en el Simposio celebrado en Nueva York organizado por la "Society for the study of the Evolution" -cuyas actas fueron publicadas en 1952 en el "Bulletin of the American

Figura 38. Interpretación de Holmes de la deriva continental. Adaptado de Hallam (1976, fig. 10).



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Museum of Natural History"- para debatir el problema de la conexión por tierra a través del Atlántico sur, acaba tildando a la "deriva continental" como un "cuento de hadas", "una fantasía fascinante que ha capturado la imaginación de muchos".

En 1950, finalmente, Gevers, en su elogio fúnebre de Du Toit, no puede por menos que volver a la carga denotando el desinterés y la falta de atención recibida por la "deriva continental" dentro de la comunidad científica en los últimos años.

A su vez, de entre tos defensores de las ideas de Wegener, destacan, entre los más significativos, Albrecht, que manifiesta a Köppen, durante las sesiones de la Reunión Geodésica Internacional de 1922, lo interesante que resultaría la puesta a prueba de la idea de su yerno. Así mismo, Argand, geólogo suizo, uno de los fundadores y desarrolladores de la teoría de los mantos de corrimiento en los Alpes, en 1922, en el XIII Congreso Internacional de Geología en Bruselas, que expone sus ideas movilistas, aceptando la de Wegener de continentes flotantes y de la plasticidad de los materiales rocosos sometidos a un esfuerzo mecánico muy continuado, añadiendo incluso muchos detalles aportados por sus investigaciones sobre las cordilleras.

DaIy, geólogo americano, expone sus ideas movilistas en su libro "Our mobile Earth" (1926), aceptando la realidad de la deriva, pero manteniendo reservas respecto al mecanismo propuesto y sugería una alternativa: los continentes se deslizaban lateralmente bajo la influencia de la gravedad debido a un ensanchamiento de las regiones polares y ecuatoriales, con una depresión entre ellas (hipótesis de deslizamiento hacia abajo -"downsliding” o del corrimiento de tierras -"landsliding”-. Incluso llegó a plantear la formación actual de los continentes por fragmentación de un único supercontinente, el PANGEA, a su vez formado por coalescencia de todas las masas de tierra preexistentes. Posteriormente se retractó de sus ideas, extremadamente movilistas, pero continuó creyendo que el

deslizamiento gravitatorio era la causa principal de la formación de las montañas.

Bailey, geólogo estructural norteamericano, era favorable a la hipótesis de la deriva continental porque permitía explicar con exactitud las similitudes e intersección de los plegamientos caledoniano y hercínico a ambos lados del Atlántico norte.

Holmes, por su parte, no sólo apoyó la teoría, sino que la difundió y la reforzó notablemente proponiendo un mecanismo del movimiento continental mucho más plausible (1928, 1931). Para ello abogaba por una corteza apoyada sobre un sustrato cuya rigidez disminuiría rápidamente con la temperatura, lo que podía permitir la existencia de una circulación convectiva profunda tal que la rotación terrestre desviaría las corrientes ascendentes hacia el oeste, en tanto que las descendentes lo harían hacia el este. Debido a la mayor concentración de U y Th, elementos radiactivos causantes del calor interno terrestre, en las rocas graníticas, las corrientes debían surgir debajo de los continentes y extenderse en todas las direcciones

Figura 39. Migración polar desde el Precámbrico hasta el presente en Europa (línea continua) y en Norteamérica

(línea discontinua). Simplificado del diagrama de Runcorn (1962, fig. 19, en Hallam (1976, fig. 14).



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hacia las regiones periféricas. Por encima de los lugares en que nacían y se separaban las corrientes, aparecería una región estirada de la corteza continental y finalmente se dividiría en fragmentos, dejando sitio a una cuenca disruptiva subsidente que se convertiría en un nuevo océano, en el cual se descargaría el exceso de calor. La capa superior granítica de la corteza aumentaría de potencia debido a la fluencia diferencial de sus niveles hacia el fondo oceánico que les obstruía. Este engrosamiento de la potencia de la corteza en el borde frontal de los continentes en movimiento sería la causa de la formación de las montañas. Otras consecuencias geológicas eran deducidas por Holmes a partir de estos planteamientos. La figura 38 recoge la interpretación de Holmes de la deriva continental.

A. Du Toit, geólogo estructural sudafricano, autor en 1937 de Our wandering continents (Nuestros continentes vagabundos), no sólo aportó (1927) datos utilizados por Wegener en la cuarta edición de su libro, sino que presentó nuevas y abundantes pruebas, en particular de tipo geológico, a favor de la deriva. Intenta este autor establecer una mayor precisión en los encajes de los bordes continentales en sus plataformas. Asimismo, trata de explicar la formación de los cinturones orogénicos pre-Terciarios; además, en vez de aceptar un único supercontinente, PANGEA, prefería creer en uno septentrional, LAURASIA, y en otro meridional, GONDWANALAND, separados desde el Paleozoico superior por el mar de TETHYS. Incluso retoma la idea de Argand de una rotación levógira de la Península Ibérica durante el Eoceno, abriendo el Golfo de Vizcaya y causando movimientos compresivos en los Pirineos.

Por último, Seward, paleobotánico británico, que en 1929 reafirma su simpatía por la solución de la deriva y que más tarde perfeccionó (Plant life through the ages, 1931).

3.1.3. La década de los cincuenta: exploración de los fondos oceánicos

Al final de la Segunda Guerra Mundial, con el desarrollo y aplicación de nuevas técnicas de exploración, tiene lugar un espectacular cambio en la mentalidad científica: las ideas estabilistas van cediendo paulatinamente paso a una concepción movilista. Algunos de los aspectos cuyo estudio y conocimiento participan de este cambio son los que tienen relación con el magnetismo de las rocas.

El magnetismo de las rocas, fenómeno conocido ya desde la antigüedad y desarrollado desde comienzos de siglo por Brunhes, aunque ignorado durante muchos años hasta la aparición de los primeros magnetómetros de gran sensibilidad (Blackett), que permitieron hacer estudios de una mayor gama de muestras de rocas es el resultado de un magnetismo fósil permanente que se puede utilizar a modo de brújula fósil para determinar la dirección del campo magnético antiguo o paleomagnético.

Los trabajos del grupo de Cambridge (S.K. Runcorn, K.M. Creer y E. Irving) a mediados de los cincuenta en rocas de Europa de edades muy diferentes pudieron demostrar un cambio

Figura 40. Reconstrucción. de Gondwana a partir de datos paleomagnéticos. África se

encuentra sobre sus coordenadas actuales, el desplazamiento polar está representado por la línea gruesa. Simplificado de McEIninny y Luck

(1979, fig. 1) por Hallam (1976, fig. 16).



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uniforme con el tiempo, anterior al Terciario superior, de la posición del Polo Norte a partir de una posición cercana a Hawaii en el Precámbrico superior, que parecían confirmar los postulados de Wegener sobre la deriva polar. En un primer momento no se vio claramente si el polo se movía igualmente en relación a cada uno de los continentes (deriva polar) o si se obtenían rutas distintas de continentes distintos (deriva continental). Los primeros resultados que apuntaban a esta segunda posibilidad se debían a Runcorn en lo que respecta a Europa y América del Norte. Los caminos de la deriva polar se determinaron para ambos continentes, pero se discernía una diferencia sistemática, pues el camino del Precámbrico y del Paleozoico americano se desplazaba 30° de longitud hacia el oeste. Después del Triásico desaparecía la diferencia (figura 39).

Runcorn consideraba que la anomalía podría desaparecer si se cerraba el Atlántico norte, trasladando América del Norte junto a Europa, tal y como había propuesto Wegener. Ello implicaba que los continentes se habían separado en un determinado momento entre el Triásico y el presente, algo que estaba en contra de las ideas vigentes entonces, y algo en contra de lo que el propio Runcorn había sido "educado". Resultados en la misma dirección aunque aplicados a otros continentes fueron aportados simultáneamente por el grupo del Imperial

College, dirigido por el propio Blackett, que permitió reafirmar las ideas de Runcorn al aportar datos de todo el mundo y presentarlos de modo que la deriva continental aparecía ya como una

realidad evidente. Desde ese momento (1956) en adelante, Runcorn pasó a ser un defensor de primera línea de la migración lateral de los continentes.

Aplicado el mismo método de trabajo a los continentes del Hemisferio Sur (y a "alguno" del Hemisferio Norte), el resultado era comparable: las diferencias del camino polar en distintos continentes quedaban eliminadas si se admitía que alguna vez habían estado reunidos en Gondwanalandia. Un extenso análisis de datos paleomagnéticos de todos los continentes del sur, realizado por M.W. McElhinny y G.R.

Luck lleva a una reconstrucción de Gondwanalandia sorprendentemente parecida a la propuesta originariamente por du Toit (figura 40).

Otro de los resultados sorprendentes de la época venía dado por el hecho de que Laurasia y Gondwana, aunque antiguos supercontinentes en la línea predicha por du Toit, presentaban datos paleomagnéticos que indicaban que habían ocupado situaciones levemente yuxtapuestas (McElhinny y Briden). La primera interpretación dibujó una "megacizalla" o torsión de Tethys. Un nuevo análisis del problema por Briden y sus colaboradores excluyó esta posibilidad,

Figura 41. Reconstrucción de Pangea en el Período Triásico basada en la reconstrucción de Smith y Briden (1970?). Las zonas sombreadas fueron

afectadas por deformaciones en el Terciario y sus posiciones son en consecuencia inciertas, tomado de Hallam (1976, fig. 34).



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favoreciendo una reconstrucción que implicaba la existencia de un único supercontinente, el PANGEA (figura 41).

Otro aspecto intrigante y no menos interesante de investigación en relación con el paleomagnetismo se refería a las inversiones del la polaridad por plazos breves, que se observaron por primera vez cuando en elementos sucesivos de secuencias de lava de finales del Terciario y del Cuaternario de Islandia se comprobaron direcciones de polarización alternativamente virando de norte a sur y viceversa, esto es con diferencias sucesivas de 180°.

En un principio, y durante mucho tiempo, se discutió si estos cambios reflejaban inversiones del campo magnético de la Tierra o si estaban inducidos en las rocas debido a algún agente relacionado con la mineralogía. La prueba más concluyente de la primera de las dos hipótesis fue aportada a comienzos de los sesenta por los resultados obtenidos a partir de la datación de las lavas por la medida de la desintegración del K-40 en Ar-40: si rocas de la misma edad en distintas partes del mundo, enormemente separadas, están magnetizadas en la misma dirección, entonces se hace muy difícil desechar los datos o atribuirlos a efectos químicos o mineralógicos locales casuales. Quedó así probado que la última inversión del campo geomagnético había ocurrido hace un millón de años y que la inversión inmediatamente anterior, un millón y medio de años antes (Cox y colaboradores, Tarling, etc.).

Figura 42. (a) Una de las primeras representaciones del sistema montañoso del centro del océano, basada en la figura 19 de Heezen, en Runcorn (1962). La línea gruesa es el valle axial (rift oceánico) de ese sistema montañoso (la

dorsal) las líneas de trazo discontinuo, las profundas fosas oceánicas, (b) Perfiles topográficos transversales que muestran el gran parecido entre la Cordillera Atlántica y el Valle del Rift africano. Adaptado de la figura 20 de

Heezen, en Runcorn, 1962. Ambas figuras han sido sacadas de Hallam (1976, figs. 17y18).



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3.1.3.1 El desarrollo de la investigación oceanográfica geológica y geofísica

A partir de la década de los cincuenta tiene lugar un gran afán investigador de la topografía y de la geología submarina que culmina con la declaración del Año Geofísico Internacional de 1957-58. Los mapas obtenidos, más perfectos que nunca gracias a las nuevas tecnologías desarrolladas en los años precedentes, permiten subdividir topográficamente los océanos en tres provincias principales: I. los márgenes continentales: plataforma continental, pendiente continental y fosas; II. el suelo de la cuenca oceánica: fondos abisales, montes submarinos; III. las cadenas montañosas o dorsales centro-oceánicas.

Las muestras geológicas se obtienen mediante dragados y por medio de perforaciones superficiales que penetran unos metros en los sedimentos blandos.

La nueva visión que se va alcanzando permite constatar la juventud de las rocas de los fondos marinos (post-Cretácico), así como la configuración de los sistemas de cordilleras o dorsales centro-oceánicas, tanto topográfica como estructural o dinámicamente. Así, en 1962, Heezen publica un mapa de la distribución de las dorsales por todos los océanos (figura 42.a) elaborado a partir de los estudios realizados en la década precedente. Precisamente, en 1953, J. C. Swallos descubre el valle central o "rift" de dichas dorsales, e, incluso, su descubrimiento por Heezen y Ewing en el sistema del océano Índico permitió a éstos postular acerca de la base de la amplia similaridad de topografía y sismicidad, así como de la evidente continuidad geográfica que el valle axial presentaba en la falla de África oriental a través del Golfo de Aden (figura 42.b). La consideración de la topografía transversal de estos sistemas como resultantes de una tensión en la corteza estaba llamada a tener gran significación para la comprensión del suelo oceánico.

Además, la constatación de que en ninguna parte de los océanos, a excepción de algunas de las islas en las Seychelles, aparecen rocas ígneas de tipo granítico y que en ningún caso se descubrieron rocas sedimentarias de edad anterior al Cretácico Medio, permitió romper con la idea de que los océanos no serían sino rasgos primordiales.

El desarrollo de las técnicas de medición de la gravedad, gracias a la construcción de gravímetros que podían operar desde barcos en movimiento para obtener perfiles continuos, así como el de las técnicas sísmicas, tanto de reflexión como de refracción, que permitieron descubrir la existencia, primeramente, de la discontinuidad de Mohorovicic en la base de la corteza, así como que, en general, los océanos carecían de rocas siálicas, de baja densidad, corroboraban la no existencia de vestigio alguno de continentes sumergidos.

El gradiente del flujo térmico a través del suelo oceánico. Su determinación mostró que apenas es diferente del que se pudo encontrar en los continentes -en éstos se encontraron valores mucho menores de los que se esperaban para ellos a causa de la radiactividad de las rocas-. Del mismo modo, se constató que el flujo de calor debajo del sistema central oceánico era significativamente mayor que en cualquier otro lugar del océano.

Es a partir de la década de los 50 cuando también se desarrollan técnicas de investigación magnetométrica utilizando ya magnetómetros -remolcados por aviones y/o barcos- convenientemente construidos, capaces de proporcionar medidas progresivamente más fiables. En particular se registra gráficamente de una manera continua toda una serie de anomalías magnéticas (véase atrás y más adelante) que, en ocasiones, llegan a representar sólo pequeñas diferencias, del orden de miligauss, de los valores medios de la intensidad magnética total en la dirección del campo geomagnético.



[47]

Estas anomalías, descubiertas en principio a finales de los cincuenta en el este del océano Pacífico, fueron asignadas en principio a alineaciones norte-sur de fragmentos alargados de alguna roca portadora de magnetita (el basalto) y magnetizados en forma contrastante con las rocas vecinas hacia el este y el oeste. Este descubrimiento fue complicado con el de la existencia de zonas de fracturas oceánicas que no sólo desplazaban las cordilleras axiales, sino también los peculiares registros oscilatorios de las anomalías. Ello permitió constatar que la corteza oceánica se comportaba con una rigidez comparable a la de los continentes, y que bloques de corteza podían desplazarse a grandes distancias.

A estos datos habría que unir los correspondientes al análisis del geólogo estructural australiano Carey (1958), en el que tras un minucioso estudio de las cadenas de plegamientos y otros fenómenos tectónicos obtiene una Tierra donde los continentes estaban unidos a finales del Paleozoico en la forma prevista por Wegener, pero con un diámetro equivalente a las tres cuartas partes de las dimensiones actuales; según este autor, los continentes no sólo no habían derivado, sino que se dispersaron mientras la Tierra se expandía rápidamente. A pesar de lo asombroso de estas ideas, algunas de ellas quedarían demostradas posteriormente (origen del golfo de Vizcaya, apertura de los mares Tirreno y de Liguria, etc.).

3.1.4. La nueva situación.

A finales de la década de 1950 se hacía precisa una nueva idea que sirviera de base desde la que construir un nuevo modelo dinámico de la Tierra. Esta nueva idea fue la que R.S. Dietz denominó "expansión de los fondos oceánicos', que fue presentada en 1960 por H. Hess en forma de "preprint” a partir de multicopista y publicada en 1962. Su intento fue integrar hechos aparentemente inconexos, como: 1. la evidente juventud de los fondos oceánicos; 2. el sistema circumpacífico de arcos insulares y fosas oceánicas adyacentes, con volcanes y

poderosos sismos que sugieren profundas fallas que se hunden desde la periferia del océano;

3. el extenso sistema de crestas oceánicas con su peculiar sismicidad, su flujo térmico elevado, vulcanismo y fosas axiales que traducían tensiones en la corteza.

La propuesta era que el fondo oceánico se creaba en las crestas oceánicas, se extendía hacia las fosas oceánicas y luego se introducía bajo éstas en el manto. Entonces, relacionó sus modelos de fondo oceánico en expansión con la deriva continental, planteando que los continentes eran transportados en el mismo proceso, el cual estaba dirigido por corrientes de convección del manto -idea ésta que ya había sido anticipada anteriormente por Holmes y Fisher-. No obstante, la falta aún de datos que permitieran sostener esta hipótesis de trabajo le hizo rebautizarla con el término significativo de "geopoesía".

A pesar de todo ello, en 1963, F. Vine, geofísico británico de Cambridge, retoma la hipótesis de Hess para explicar las enigmáticas bandas de anomalías magnéticas que se encuentran paralelamente a la cresta de Carlsberg en el océano Índico. En un principio, la idea de los diferentes autores interesados en el tema (Raff, Masón, Vacquier, Girdier -que interpretó años antes el mar Rojo como un nuevo océano incipiente que se está abriendo y que estaría ligado de alguna manera al sistema de crestas oceánicas de África oriental-golfo de Aden, océano Índico-) apuntaba a que estas bandas eran debidas a roca imantada y no imantada o a la magnetización inversa y a la remanente; en todo caso, siempre lejos de relacionar la existencia de inversiones globales con la expansión del fondo oceánico. La relación fue establecida precisamente por el propio Vine en colaboración con D. Matthews (Vine y Matthews, 1963: Magnetic anomalies over oceanic ridges. Nature. 199) y por L. Horley (éste en



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cartas presentadas en 1963 a Nature y al Journal of Geophysical Research, en ambos casos con el mismo resultado negativo, y artículo publicado en 1964 en colaboración con Larochelle en la Roy. Soc. Canadá Spec. PubI-, 8). Al propio Vine, sin embargo, se deben la práctica totalidad de las pruebas presentadas por aquella época para confirmar la hipótesis. Faltaba por demostrar entonces que las anomalías fueran simétricas a cada lado de las crestas oceánicas.

La exploración activa del fondo oceánico en esos años en el Observatorio geológico Lamont de la Universidad de Columbia, en Nueva York, era llevada a cabo tanto por investigadores partidarios del estabilismo tradicional (M. Ewing, director) como partidarios de una Tierra movilista (B. Heezen y N. Opdyke). Así mismo, se debe a Talwani, Le Pichón y Heirtzier una investigación (1965) de las anomalías magnéticas sobre las crestas de Reykjanes, al sur de Islandia, en la que acababan rechazando la hipótesis de Vine y Matthews.

En ese mismo año, Tuzo Wiison y Vine colaboran en un estudio sobre la cresta de Juan de Fuca -mar adentro frente a la isla de Vancouver (figura 43)-, observando que la distribución de anomalías magnéticas se adaptaba allí a la hipótesis de Vine y Matthews, y calculando, mediante la utilización de la nueva escala de tiempo de inversión geomagnética de Cox, Doell y Dalrymple para los últimos 3 m.a., la velocidad de expansión del fondo oceánico. A pesar de las irregularidades de los resultados y de las dudas planteadas en principio en el propio Vine sobre su hipótesis, ésta fue refrendada a finales de ese mismo años gracias a los nuevos datos aportados por Dalrymple en una reunión de la Geological Society of América en Kansas City.

El espaldarazo definitivo hubo de esperar a los trabajos del grupo de Lamont en la cresta Pacífico-Antártica, en 1966 (perfil Eltanin-19).

La primera vez que aparece en la literatura el término "tectónica de placas" tiene lugar en 1965 en un artículo en Nature de J. Tuzo Wilson. La sismicidad, el vulcanismo y las cordilleras y arcos insulares, las crestas oceánicas y las grandes fallas de movimiento horizontal le permitieron establecer la existencia de cinturones móviles unidos de manera continua aunque irregular, los

cuales dividían la superficie de la Tierra en varias placas anchas y rígidas. Define las fallas transformantes (figura 44) y presenta un modelo simplificado de la apertura del océano Atlántico que muestra de qué manera se desarrollan estas fallas. A su vez, el desarrollo teórico completo se debe a J. Morgan (1968), que extiende el concepto de fallas transformantes a una superficie esférica y divide la superficie terrestre en 20 bloques rígidos, unos grandes y otros pequeños, separados por límites de tres tipos: 1) dorsales oceánicas, donde se crea la corteza oceánica; 2) fosas oceánicas, donde la corteza se destruye, y

Figura 43. Registros de anomalías magnéticas en el noroeste del Pacífico, cerca de las costas de

Canadá y Estados Unidos. Las líneas rectas indican la posición de las fallas que desplazan los registros

de anomalías. Según Vine (1966, fig. 1; en http://geophysics.eas.gatech.edu/classes/Geophysi

cs/misc/Intro_Plate_tectonics.html).

http://geophysics.eas.gatech.edu/classes/Geophysics/misc/Intro_Plate_tectonics.html

http://geophysics.eas.gatech.edu/classes/Geophysics/misc/Intro_Plate_tectonics.html



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3) fallas transformantes, donde la corteza ni se crea ni se destruye.

Ya que la corteza es demasiado delgada como para presentar la resistencia requerida, creía que estas placas se habrían de extender unos 100 km. hasta la llamada capa de pequeña velocidad del manto -la astenosfera-, más débil. La zona relativamente rígida de los 100 km. superiores, que Morgan denominó tectosfera, se conoce ahora más generalmente como litosfera. Aplicó también el teorema de Euler (figura 44 b) para explicar el movimiento de las placas sobre una superficie -la terrestre-esférica y pudo incluso calcular el valor del cambio de velocidad de expansión del fondo oceánico en distintos lugares basándose para ello en datos del Atlántico.

Figura 44. (a) Representación esquemática de la apertura del Atlántico en los términos del concepto de fallas de

transformación, según Wilson (1965, fig. 6). (b) Diagrama que ilustra la aplicación del teorema de Euler a las placas litosféricas, según Morgan (1968, fig. 4). (c) La geometría esférica de la tectónica de placas: polo de rotación y líneas

de latitud, según Oxburg (1972). Las figuras (a) y (b), tomadas de Hallam (1976, figs. 23 y 30). La figura (c), de Águeda et al. (1983, fig. 8.15).

En este mismo año Heirtzler y sus colaboradores (1968) elaboran una escala cronológica para acontecimientos magnéticos que llegaba hasta el Terciario, suponiendo velocidades de expansión constantes. Simultáneamente, se inicia el programa JOIDES ("Joint Oceanographic Institutes Deep Earth Sampling" Programme) con ayuda del barco Glomar Challenger y equipos multinacionales de científicos, pudiéndose obtener testigos de más de 1000 m de longitud bajo 6000 m de agua. Se encontró que la edad de los sedimentos existentes directamente sobre la capa basáltica aumentaba al alejarse de la dorsal Atlántica, implicando una velocidad de separación de 2 cm/año, lo que venía a confirmar la escala cronológica de Heirtzler. El grupo del Glomar Challenger pudo determinar que los sedimentos más antiguos del Pacífico eran del Jurásico Medio a Superior y se encontraban en el NW del océano; en el caso del Atlántico, situados al W, eran, igualmente del Jurásico Medio a Superior.

El número de placas mayores (seis) es determinado posteriormente por Le Pichón (1968) y se definen nuevas placas menores. A partir de ese momento, la expresión "deriva de los



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continentes" deja de ser adecuada, a pesar de que los continentes se mueven: forman parte de una placa dada y desde luego "no derivan" a través de los océanos.

Un principio básico de la tectónica de placas es que la cantidad de corteza (mejor, litosfera) creada en los bordes divergentes de las placas debe ser igual a la destruida en los convergentes, bajo las fosas, por "subducción". La sismología confirmaba por esta época que bajo las islas del océano Pacífico se producía la destrucción de la litosfera por subducción, tal y como Hess -y antes Benioff- había previsto. Esto dio lugar al reconocido artículo de Isacks, Oliver y Sykes1, entre cuyas aportaciones cabe destacar la reconocida "figura 1", que ilustra esquemáticamente los conceptos fundamentales en la emergente teoría de la tectónica de placas (figura 45).

Figura 45. Diagrama explicativo de la tectónica de placas. Según Isacks, Oliver y Sykes (1968), en Hallam (1976, fig. 33).

Las pruebas a que a partir de entonces se sometió la nueva teoría no hicieron sino reforzarla y, en todo caso, enriquecerla, modificándola allí donde era preciso para hacer de ella un nuevo paradigma en el sentido de Kuhn. Implicó ello la explicación de numerosas consecuencias de naturaleza diversa (magmáticas, orogénicas, paleobiogeográficas, evolutivas, etc.) que revitalizaron el panorama de las Ciencias de la Tierra.

Pero la historia no acaba aquí. Continúa con las aportaciones de diverso signo, tanto partidarias como encarnizadamente adversarias, en un debate cada vez más favorable a las primeras, en particular merced a datos tan significativos como los aportados por proyectos de investigación como el franco-americano proyecto FAMOUS de investigación de los fondos submarinos, o las determinaciones de la velocidad de los movimientos relativos de los continentes obtenidas por el satélite LAGEOS.

3.2. La tectónica de placas: fundamentos y argumentos.

A lo largo de las páginas anteriores hemos podido comprobar que la tectónica de placas es una teoría fundamental en la manera de expresar la evolución geodinámica del globo terrestre. Varios son los puntos en los que se apoya esta teoría:

La existencia de un canal de baja velocidad en el manto superior. Este canal es una capa de baja rigidez (viscosidad de 1020 poises), la astenosfera, que se comportará plásticamente, en contraste con la litosfera, que es un millón de veces más rígida (1026 poises).

1 Isacks,B.; Oliver,J. y Sykes,L.R. (1968); Seismology and the new global tectonics. J. geophys. Res., 73:585-599.



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La litosfera está dividida en fragmentos (placas litosféricas) separados por cinturones lineales tanto sísmicos (figura 46) como volcánicos (figura 47).

En términos de tiempo geológico, la litosfera oceánica es un sistema que se recicla a gran velocidad, ya que está siendo continuamente producida y destruida. Tras su creación, que tiene lugar en las dorsales oceánicas (bordes constructivos de placa), la litosfera oceánica se separa de éstas (extensión o expansión del fondo oceánico) hasta llegar a los bordes destructivos de placa (zonas de subducción) marcadas por una trinchera oceánica donde es destruida mediante subducción (introducción por debajo) u obducción (cabalgamiento) respecto a otra placa.

En este transporte, los continentes son pasajeros de las placas litosféricas, y pueden colisionar entre sí cuando llegan a reunirse en las zonas de subducción. Las interacciones continuas de las placas (que explican que sus bordes sean sísmicos) incluyen una tercera modalidad: el deslizamiento lateral de una placa respecto a otra en los bordes pasivos de placas; son las fallas transformantes.

Esta dinámica implica conceptos sencillos de geometría esférica (ver figura 41). Los movimientos de las placas litosféricas están, así, interrelacionados en todo el planeta, lo que ha permitido la acuñación del término tectónica global para referirnos a la interpretación en el globo terrestre de la totalidad de los procesos geológicos en el marco de la tectónica de placas.

Aunque casi toda la actividad geológica interna se produce en los bordes de placa, esta regla tiene dos excepciones: cuando una colisión es muy importante, la deformación puede afectar más allá del propio borde destructivo de la placa, abarcando a la totalidad de las placas. Además, la existencia de volcanes activos lejos de los bordes de las placas ha forzado al reconocimiento de la existencia de focos térmicos independientes de aquéllos (puntos calientes), que son provocados por el ascenso de un penacho de material caliente (plumas térmicas) desde la base del manto terrestre y que, en superficie terminan desarrollando un volcán activo (Hawaii, p. ej.). Sin embargo, los puntos calientes no son exclusivos del interior de las placas, pudiendo estar situados también en un borde de placa, si se trata de un borde constructivo, la extensión del fondo oceánico transportará el material volcánico depositado en las dos placas formando un reguero doble, con una cresta volcánica a cada lado del borde de placas, como ocurre con las dorsales asísmicas de Río Grande y de Walvis, al oeste y al este, respectivamente de la

Figura 46. Sismicidad global: epicentros de 15.966 terremotos de magnitud 4'5 a 5'5 ocurridos desde 1965 a 1975 a profundidades menores

de 700 km. Datos del NOAA recopilados por Hutchinson y Lowman y recogidos por Lowman (1981).



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dorsal atlántica meridional, si el punto caliente está situado lejos del borde de una placa móvil, dejará una sola cresta (sistema Hawaii-Emperador, p. ej.).

En una zona de subducción, el calor surgido hacia la superficie (debido a fricción, a compresión de placa, a densificación de sus minerales,...) puede hacer que la litosfera se torne dúctil, llegando incluso a fundirla parcialmente; se crearía así un borde constructivo satélite, cuya actividad podría llegar a separar del continente su borde. Esta extensión tras arco (figura 48), documentada en varios mares interiores de Asia, como el mar de la China o el del Japón, ha sido definida como el cuarto proceso básico en tectónica de placas, tras los de construcción, destrucción y deslizamiento.

Figura 47. Tectónica global y actividad volcánica en el último millón de años. Recopilado por Lowman (1997). Imagen procedente de http://denali.gsfc.nasa.gov/research/lowman/Lowman_map1_lg.jpg.

Figura 48. El proceso de extensión tras-arco. Figuras de http://en.wikipedia.org/wiki/Back-arc_basin.

Los principios anteriormente enunciados, tomados y adaptados de Anguita y Moreno (op. cit.}

http://denali.gsfc.nasa.gov/research/lowman/Lowman_map1_lg.jpg

http://en.wikipedia.org/wiki/Back-arc_basin



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son el resultado de un conjunto de argumentaciones diversas que tienen su punto de partida en las aportadas por Wegener en el primer tercio de este siglo y que ya se han comentado anteriormente (apartado 3.1.2.2.; págs. 34 y sigs.).

Si los mayores detractores en su momento de las ideas movilistas que este autor auspiciaba fueron entonces los geofísicos, las primeras y más concluyentes pruebas aportadas para apoyar la nueva concepción global del planeta eran las que los geofísicos traían. Una revisión interesante de algunas de estas pruebas -referidas a los bordes de las placas litosféricas, a la orogénesis y al vulcanismo o a la deriva continental es aportada por Udías y Mezcua (1997, págs. 421-441). Indudablemente, es el estudio del magnetismo remanente en las rocas la prueba más sostenible al respecto.

Más atrás (apartado 2.2.3.) se ha abordado el estudio del campo magnético terrestre como introducción para aportar ideas acerca de la naturaleza profunda de los materiales terrestres y su dinámica. A continuación, se extiende este estudio para establecer las pruebas de la tectónica de placas.

Algunas substancias sufren una imantación cuando son sometidas a un campo magnético; es decir, desarrollan su propio campo magnético. Se llaman substancias ferromagnéticas a aquéllas que se imantan de modo que su extremo próximo al polo N del campo externo se convierte en polo S del imán que se forma en ellas, y viceversa. Son ejemplos de este comportamiento metales tales como el Fe, el Ni, el Ti y el Co y minerales como la magnetita, la hematites, la ilmenita o la titanita. Substancias paramagnéticas son las que se imantan como las anteriores, pero muy débilmente. Las substancias diamagnéticas, en cambio, serían las que se imantan en sentido contrario a las ferromagnéticas: el extremo próximo al polo N se imanta como polo N, por lo que serán repelidas por el campo magnético externo. Ejemplos de estas últimas son metales como el Cu, el Pb, la Ag, el Au y fluidos como el agua y el CO2. La imantación diamagnética suele ser de muy débil intensidad.

Las rocas contienen a menudo minerales ferromagnéticos; los principales de ellos suelen ser la magnetita, la titanomagnetita, la hematites y la titanohematites. Estos minerales pueden imantarse debido al campo magnético terrestre existente en un momento dado. El magnetismo que adquieren se denomina magnetismo natural remanente (NRM) y puede permanecer siempre que la roca no sufra otro campo magnético de igual o mayor intensidad y sentido contrario o que se caliente.

Las substancias imanadas pierden su imantación por encima de una temperatura determinada (punto de Curie), que es de alrededor de 500°C para las rocas. Una roca que esté a mayor temperatura y se enfríe, al pasar justo por debajo del punto de Curie adquiere una magnetización que es mucho más intensa que el NRM; se produce así el magnetismo termorremanente (TRM). Éste se adquiere a partir del campo magnético terrestre y la intensidad con que se imanan las rocas es menor que la del propio campo. No obstante, es muy superior en intensidad al NRM y no se borra con un campo igual y de sentido contrario a no ser que las rocas estén de nuevo cerca de su punto de Curie; esto es, a menos que se calienten y se encuentre camino de una nueva fusión.

En consecuencia, las rocas volcánicas, que salen a la superficie a temperaturas muy superiores al punto de Curie y se enfrían rápidamente, adquieren una magnetización intensa que depende del campo magnético terrestre en ese punto en el momento de su efusión, con la ayuda de aparatos sensibles (magnetómetros), se puede medir la magnetización de las rocas y deducir como era el campo magnético en el momento de su efusión. Como, además, se pueden datar las



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rocas radiométricamente, podemos llegar a conocer el tipo de campo magnético en la antigüedad. El estudio del campo magnético terrestre en el pasado se denomina paleomagnetismo y su utilidad -excepcionalmente en el desarrollo de la tectónica de placas- es extraordinaria.

La determinación del campo magnético en una roca de determinada edad nos dice en qué dirección se encontraba el polo N magnético y, gracias a su inclinación magnética, a qué distancia aproximada. Varias determinaciones en rocas de igual edad en puntos separados de un continente nos dan varias direcciones que convergen en un punto, lo que ayuda a precisar mucho la posición de los polos en ese tiempo, para esa edad. Cuando se estudian rocas de distintas edades se van obteniendo una serie de posiciones de los polos que, una vez unidas, dan una curva que se conoce como deriva polar aparente. La figura 39 muestra un ejemplo de este tipo de curvas, utilizadas en su momento como prueba para argumentar la deriva de los continentes.

Podría pensarse que esa curva representa la posición absoluta del polo, que ha cambiado a lo largo de la historia, mientras que el continente se mantenía fijo. No obstante, cuando se trazan las curvas de deriva polar para varios continentes se ve que no coinciden en absoluto (figura 39). Como no puede pensarse que cada continente tenía sus propios polos magnéticos, hay que admitir que lo que se ha movido no son los polos, sino los continentes respecto a éstos. Por eso las curvas de deriva se llaman "aparentes" y por eso es tan importante el paleomagnetismo: suministra una prueba absolutamente objetiva de la deriva continental, ayudando a reconstruir la posición de los continentes en el pasado.

Otra utilidad del estudio del paleomagnetismo en las rocas viene dado porque las inclinaciones magnéticas registradas en éstas se mantienen siempre que esas rocas no hayan sido deformadas ni se calienten por encima del punto de Curie; ello permitirá calcular sus paleolatitudes aun en el caso de que los continentes hayan girado. Las orientaciones de un continente en la antigüedad se calculan a partir de la dirección de los paleopolos. No pueden calcularse paleolongitudes porque lo que se obtiene es la orientación y la latitud, pero el continente en cuestión pudo estar, en principio, en cualquier longitud dentro de esa latitud. Para calcular paleolongitudes se utilizan criterios adicionales como conocimientos sobre las posiciones relativas de los continentes entre sí y con respecto a los océanos.

Además de indicar en qué dirección se encontraban los polos y, aproximadamente, a qué distancia, las determinaciones paleomagnéticas permiten determinar dónde estaban el N y el S magnéticos. Se observó enseguida que algunas determinaciones indicaban que los polos magnéticos no siempre se encontraban en la misma posición, sino que se

habían producido inversiones. La figura 49 es un croquis de una serie vulcano-sedimentaria del Terciario en el Japón con la orientación de las líneas de flujo marcada por flechas, cuya longitud es proporcional al magnetismo remanente. Las flechas apuntan al polo N magnético. El campo magnético actual está representado por las flechas superiores y puede observarse que las capas inferiores muestran la misma inclinación magnética pero con la polaridad

Figura 49. Magnetismo remanente de una serie vulcano-sedimentaria del

Terciario de Japón mostrando una inversión del campo magnético en las

capas inferiores.



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invertida. Como en el corto intervalo de tiempo transcurrido entre la formación del muro y del techo de la serie no puede aceptarse la idea de que Japón girase 180°, hay que admitir que se produjo la inversión de la polaridad del campo magnético terrestre.

Figura 50. A) Historia del campo magnético terrestre desde el Cretácico Superior. En negro, períodos de polaridad normal; en blanco: períodos de polaridad invertida. Tomado y resumido de Uyeda (1980, fig. 4.14). B) El perfil

magnético que convenció a los escépticos. Fue obtenido a través de la dorsal del Pacífico oriental a los 51º S por W. Pitman en diciembre de 1965, y proyectado (a)en enero de 1066, junto con su imagen especular (b). Esto permitió comparar mejor los máximos y mínimos, y comprobar que la simetría del bandeado es casi perfecta (c). Este perfil “mágico” hizo que el laboratorio Lamont se convirtiera en masa al movilismo. De Le Pichon (1984) en Anguita y

Moreno (1991).

Se observa en este caso y en muchos otros que la inversión se realiza de modo que el campo magnético terrestre disminuye su intensidad y, al mismo tiempo, cambia la posición de los polos y, después, aumenta de nuevo a la vez que la posición de los polos vuelve a ser aproximadamente la misma. La inversión se realiza de forma relativamente rápida, en unos pocos miles de años y, una vez efectuada, el campo permanece con su polaridad estable durante varios centenares de miles de años. La media de los períodos normales, es decir, con la polaridad actual, es de unos 420.000 años, y la de los periodos inversos de 480.000. Sin embargo, el actual período normal dura ya 700.000 años, lo que puede indicar que un cambio esté próximo. Dentro de los períodos también se registran algunas inversiones cortas, de unos 10.000 años de duración.



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La figura 50 muestra la historia del campo magnético desde el Cretácico Superior hasta nuestros días, con las franjas en negro representando la polaridad actual y la blancas la inversa. El cambio de polaridad debe tener que ver con cambios en las corrientes dentro del núcleo externo. El hecho de que la situación de los polos se mantenga aproximadamente igual aunque se invierta su polaridad se debe a que las corrientes están en gran parte condicionadas por el movimiento del núcleo interno, sólido, con respecto al manto inferior, que se comporta como un fluido de enorme viscosidad, casi un sólido. El movimiento está relacionado con la rotación diurna de la Tierra y probablemente se debe a un cierto retraso en la rotación del núcleo interno con respecto al manto, que es favorecido por la baja viscosidad relativa del núcleo externo. La causa del retraso, o precesión, parece encontrarse en que la elipticidad del núcleo interno es diferente de la de la Tierra en su conjunto. La atracción solar y lunar produce entonces una especie de frenado en el núcleo, que no es ni una esfera ni un elipsoide aplastado perfecto, y que puede moverse

bastante libremente en el interior. Esto genera corrientes toroidales o ciclónicas en el núcleo externo, con el eje de las espirales orientado aproximadamente en una dirección N-S. El retraso en el giro del núcleo es responsable además de la variación secular del campo magnético, con su giro de unos 0'18° por año. Aparentemente, el ecuador del núcleo interno gira hacia el oeste varios metros al día con respecto a la superficie de la Tierra.

Las corrientes ciclónicas, a su vez, no son estables, sino que cambian lentamente pero de forma continua, por lo que el campo magnético se modifica: a veces se mueven de forma que el campo magnético que crea se suma al existente y a veces de forma que se restan. En este último caso, el campo magnético va disminuyendo en intensidad hasta desaparecer. A partir de ese momento, el campo magnético que se crea es de polaridad opuesta y va aumentando en intensidad por el mecanismo de la dinamo autoexcitable, hasta que alcanza un valor más o menos estable durante un cierto intervalo de tiempo.

Las inversiones en el campo magnético fueron descubiertas hacia 1950 y, en 1958, Masón y Raff comprobaron la existencia de anomalías magnéticas en bandas paralelas en el fondo de los océanos. No sólo las bandas eran aproximadamente paralelas entre sí, sino que se distribuían

Figura 51. Fragmento de las anomalías de la dorsal de Juan de Fuca y perfil. Tomado de

Martínez Catalán (2001-02): Apuntes de Geología Estructural y Dinámica Global.

Univ. de Salamanca.

Figura 52. Interpretación de Hess (1962) de la expansión del fondo marino desde la cordillera

central de los océanos. Tomado de Martínez Catalán (op. cit.).



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simétricamente a ambos lados de unas curiosas cordilleras submarinas que se acaban de descubrir recientemente y se denominan dorsales oceánicas ("ocean rídges"). La figura 50 muestra las anomalías positivas (en negro) y negativas (en blanco) alrededor de las dorsales de Juan de Fuca (línea B-C) y Cordillera Gorda (línea D-E), que son segmentos de la gran dorsal del Pacífico y se encuentran en la costa del Pacífico, entre Canadá y los EE.UU. La figura 51 representa en el centro un fragmento de las anomalías magnéticas en la dorsal de Juan de Fuca. Debajo se muestra un perfil del campo magnético en una transversal donde se aprecia una serie de máximos (anomalías positivas) y de mínimos (anomalías negativas). Dado que el fondo de los océanos está constituido por rocas volcánicas basálticas debajo de una delgada capa de sedimentos, las anomalías deben estar relacionadas con la magnetización remanente de las rocas volcánicas. Allí donde la magnetización se produjo en un campo magnético como el actual, ambos se suman, dando una anomalía positiva, mientras que donde la magnetización se produjo en un campo magnético invertido, el campo magnético remanente se resta del actual produciendo una anomalía negativa.

Hemos visto ya que en 1962, R.S. Dietz introdujo el concepto de la expansión del fondo oceánico basándose en una idea original de H.H. Hess. Dado que las anomalías se distribuían simétricamente en bandas paralelas y de la misma anchura a ambos lados de las dorsales y que se sabía que cada varios cientos de miles de años se producían inversiones en la polaridad magnética, Hess intuyó que la corteza de los océanos se formaba de manera continua en las dorsales. El proceso se debería a que en las dorsales, el manto peridotítico salía a la superficie y se hidrataría serpentinizándose, lo que no es correcto, como se verá más adelante. Pero lo más importante es que, una vez formada, la corteza se irá separan-do progresivamente de la dorsal, a medida que se forma nueva corteza oceánica en ella y, en cada momento, se imantaría según la polaridad del campo magnético. La figura 52 representa el modelo de Hess, en tanto que la 53 muestra gráficamente cómo se produciría la formación de corteza en la dorsal a partir del material del manto, así como el alejamiento progresivo que sufre la corteza recién creada hacia los lados de la dorsal. También se ilustra con bandas negras y blancas las anomalías magnéticas producidas por las inversiones periódicas del campo terrestre. Aunque Hess llegó a su conclusión de una forma perfectamente científica, las consecuencias de la misma le asustaban un poco, por lo que él mismo se defendía cuando explicaba su modelo diciendo que era "geopoesía".

Según el modelo, la corteza oceánica debía ser muy joven cerca de las dorsales y más vieja lejos de ellas, lo que enseguida se pudo comprobar. El conjunto de imágenes de la figura 54 muestra la comprobación de esta hipótesis en las rocas más antiguas de las islas del océano atlántico (fig. 54a) y en los resultados del Proyecto de dragado de los fondos marinos (DSDP: "Deep See Drílling Project”) en un conjunto de estaciones -marcadas con números- situadas en un corte transversal de la dorsal atlántica a una latitud aproximada de 30° Sur.

Figura 53. Creación de la corteza oceánica en las dorsales y adquisición de un

magnetismo termorremanente, representado por medio de bandas, que produce las anomalías simétricas con

respecto a la dorsal. Tomado de Uyeda (1980; fig. 3.3).



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Figura 54. La edad de las rocas basálticas de los fondos oceánicos; (a) en las rocas más antiguas de las islas atlánticas; (b) los resultados del DSDP; (c) la corteza oceánica más joven de 65 Ma (en gris) en los océanos de la

Tierra; isócronas cada 10 Ma. Los esquemas (a) y (b), tomados de Uyeda (1980, figs. 3.2 y 3.13).

Igualmente, la imagen (c) permite comprobar que la corteza oceánica formada durante el Terciario y el Cuaternario (más joven de 65 Ma; en gris) se sitúa inmediatamente a cada lado de las principales dorsales; las líneas negras paralelas a la dorsal son isócronas, es decir, líneas que unen puntos de la corteza oceánica de igual edad, dibujadas a intervalos de 10 Ma. Puede apreciarse que en el Atlántico están más próximas entre sí que en el Pacífico, lo que implica



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que la litosfera de aquel océano se crea más lentamente que la de éste. La expansión del suelo oceánico ("ocean floor spreading") explicaba por primera vez de una manera comprensible la deriva continental, de modo que los continentes se comportaban como meros pasajeros sobre una litosfera que los iba desplazando desde unos bordes -los de expansión- hasta otros -los de destrucción-.

Incluso, una vez demostrada la expansión del fondo oceánico y el subsiguiente desplazamiento continental, se comprenden algunos de los más intrincados misterios del Reino Animal que, a su vez, pueden ser utilizados como argumentos en favor de la nueva teoría. Se entiende ahora la extraña migración que anualmente efectúa el frailecillo oceánico desde el Polo Sur al Polo Norte, pues va saltando (figura 55a) desde la Antártida a la Patagonia; atraviesa luego el Atlántico hasta llegar a Sudáfrica y vuelve de nuevo a atravesarlo varias veces en un sentido y otro para ir recalando sucesivamente en Brasil, África Ecuatorial y Norteamérica. Sus paradas de descanso fueron heredadas de sus antepasados, que realizaban una migración por el camino más corto (figura 55b) y fueron mantenidas generación tras generación pese a la disgregación del Pangea. Y como éstas, existen otras pruebas del mismo tipo que son las unas argumento de la tectónica de placas y de la deriva continental y éstas consecuencia de las otras.

Figura 55. Migración anual del frailecillo oceánico (a) y su causa (b). Tomado de Martínez Catalán (op. cit.).

Otras pruebas de naturaleza diferente a las ya reseñadas a lo largo de este documento pueden ser consultadas en el texto de Anguita y Moreno (1991, apartado 1.5, págs. 23 a 33), a las cuales nos remitimos.

3.3. La tectónica de placas: placa litosférica y bordes de placa litosférica.

Una vez establecido el mecanismo por el que los continentes se separan, surge inmediatamente el problema del mantenimiento del perímetro de la Tierra: si se crea litosfera de manera continua, la corteza debe ser destruida en algún sitio para mantener el perímetro constante.

Los geofísicos Wadati y Benioff habían descubierto en los años cincuenta que los focos de los terremotos producidos en las profundas fosas oceánicas ("trenches") que bordean el Pacífico se distribuían en profundidad en una banda cuya inclinación era de unos 45° y que alcanzaba



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una profundidad de 700 km (figura 56). Poco antes, Gutenberg y Richter habían sugerido que las fosas se debían a cabalgamientos, pero ahora quedaba claro que no eran cabalgamientos normales, sino las zonas donde la corteza se destruía introduciéndose en el manto. En realidad, el buzamiento (inclinación) de la zona en la que se localizan los focos varía de unos 20°, como es el caso de la fosa de Perú-Chile, hasta los 90° de las islas Marianas. Se denominan zonas de Benioff o de Wadati-Benioff a estas zonas donde se consume la litosfera oceánica creada en las dorsales.

También se conocen como zonas de subducción, en donde este último término viene a significar que algo es conducido hacia abajo.

Figura 56. Localización de los focos de los terremotos bajo arcos de islas activos y márgenes continentales de tipo pacífico; su disposición define la inclinación de la zona de Wadati-Benioff, también llamada zona de subducción. Ver

explicación en el texto. Tomado de Martínez Catalán (op. cit.).

La deriva de los continentes, pues, se explica a partir de dos mecanismos combinados: se crea litosfera oceánica en las dorsales y se destruye en las zonas de subducción. Y comoquiera que lo que se mueve no son sólo los continentes, sino toda la litosfera en su conjunto, que no se comporta además como un "todo-uno", sino como un conjunto de piezas de puzle encajadas unas entre otras, en las que los contactos vienen dados por dorsales y zonas de subducción, entre otros tipos de bordes -ver más adelante-, piezas a las que denominamos por su naturaleza placas litosféricas, la teoría que permite explicar las relaciones dinámicas entre



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todas ellas recibe el nombre de tectónica de placas.

En esta teoría, el movimiento se explica que se produce sobre la astenosfera, que comienza donde lo hace el canal de baja velocidad del manto superior, en una zona donde las rocas se encuentran en un estado comparable a un líquido muy viscoso-un sólido con capacidad de fluir. Las placas, en este modelo, vienen a ser estrictamente fragmentos de litosfera terrestre cuya forma es la de un casquete esférico de forma irregular, que se mueven sobre la astenosfera. Su espesor es el de la litosfera y varía, como es lógico, según se trate de litosfera continental o de litosfera oceánica, entre los 200 y los 40 km.

La figura 57 muestra un mapa conceptual del marco teórico de la tectónica de placas, con indicación de sus causas en origen, como de los elementos propios de dicha teoría. Igualmente, a la derecha, se representan algunas de las consecuencias de la tectónica de placas, de las que nos ocuparemos más adelante.

El movimiento de las placas, su creación y destrucción o el deslizamiento de unas junto a otras, configuran, junto con las consecuencias de todo ello lo que se conoce como nueva tectónica global. En la actualidad se reconoce la existencia de 7 grandes placas (figura 58: Pacífica, Antártica, Sudamericana, Norteamericana, Euroasiática, Africana, Indoaustraliana) y varias placas menores (Nazca, Cocos, Arábiga, Filipina, Caribeña, de Juan de Fuca o Farallón, Scottia, Turca, Iraní, etc.); sus límites son las zonas de mayor actividad sísmica del planeta por lo general. La mayor parte de ellas incluyen litosfera tanto oceánica como continental. Sólo la Pacífica carece de litosfera continental.

Las zonas donde se ponen en contacto dos placas se denominan bordes o límites de placa. Éstos pueden ser de dos tipos: activos y pasivos. Según el concepto original, los bordes activos representaban aquéllos en los que se generaba estrictamente el movimiento de las placas, bien creación (bordes divergentes), bien destrucción (bordes convergentes); los bordes pasivos, las fallas transformantes, como su nombre señalaba, pretendía recoger la idea de que en ellos las placas se deslizaban una sobre otra como respuesta al movimiento combinado de los activos. Los bordes divergentes estaban representados en los océanos por las dorsales

Figura 57. Mapa conceptual de la tectónica de placas. Elaboración propia.



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oceánicas y en los continentes por los rift continentales. Los bordes convergentes, a su vez, estarían representados por las zonas de subducción, cuando una litosfera se consume por debajo de otra, y por las zonas de colisión, cuando los fragmentos litosféricos enfrentados, al ser de igual densidad, no puede subducir uno debajo de otro y, entonces, chocan, colisionan simplemente. La figura de Isacks y colaboradores (figura 45) recoge gráficamente estos bordes: donde las flechas en la superficie se separan generan los bordes divergentes; donde las flechas coinciden, los bordes divergentes. Donde dos flechas paralelas muestran sentido distinto al lado de una fractura representan las fallas transformantes.

Figura 58. Mapa de las placas litosféricas y sus bordes respectivos. Figura tomada de https://es.pinterest.com/pin/498210777517438495/.

3.3.1. Los bordes divergentes

Como ya se ha señalado, están representados por las dorsales y por los rift continentales.

Las primeras son unas alineaciones montañosas alargadas en cuyo centro se produce la creación de litosfera oceánica y la consiguiente expansión del suelo marino. Forman una red de unos 60.000 km de longitud y su presencia ocupa la tercera parte de la superficie del fondo de los océanos, dando lugar a abombamientos que elevan aquél desde los 5.500 m de profundidad media de las llanuras abisales colindantes a los 2.500-3.500 de la crestería de la dorsal medioatlántica. La anchura promedio de su área de influencia topográfica es de 1.000 a 3.000 km.

En el centro del abombamiento existe una especie de valle alargado y profundo (rift valley) que no es otra cosa que una fosa tectónica limitada por una serie de fallas directas o normales (figura 59). su anchura es de unos 20 a 30 km y su profundidad con respecto a los bordes es de varios cientos de metros. La exploración mediante minisubmarinos de estas morfoestructuras ha permitido constatar que las dorsales lentas, como la del Atlántico, que crean litosfera

https://es.pinterest.com/pin/498210777517438495/



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oceánica a un ritmo de 1-2 cm/año, tienen valle de rift, pero que las rápidas como la del Pacífico oriental, con velocidades de expansión de hasta 18 cm/año, carecen de él.

En el rift de las dorsales lentas e intermedias se encuentran volcanes, lavas basálticas recientes, y fallas y grietas igualmente recientes. Entre los basaltos, son típicas las denominadas lavas almohadilladas, masas esferoidales más o menos aplastadas que se forman al salir la lava por una grieta en forma de grandes gotas aisladas que se van superponiendo unas a otras. Otra forma típica de las lavas es en "dedos de guante", especie de tubos curvos que se forman al desparramarse la lava desde los puntos de emisión. La lava debe salir al exterior a unos 1200°C.

En las dorsales rápidas, las lavas almohadilladas son más escasas, siendo frecuentes las lavas muy fluidas (lavas pahoehoe), que cubren grandes extensiones y rellenan irregularidades en la topografía submarina. Eso indica que su emisión se produjo a mayor temperatura. Muy típicas de estas dorsales son las surgencias hidrotermales, emanaciones de agua caliente (entre 60 y 400°C), alrededor de las cuales se concentra una intensa vida animal que incluye unos característicos gusanos tubícolas alargados, crustáceos y moluscos bivalvos. Las surgencias más calientes llevan en disolución gran cantidad de sulfuros, lo que les da el aspecto de fumarolas de humo negro.

Figura 59. Formación de corteza oceánica en una dorsal. Obsérvese la geometría de fosa del rift y los diferentes lechos o capas de la corteza. De Francheteau (1983, fig. 4).

Algunos rasgos geofísicos propios de estos ambientes (figura 60) son recogidos por Udías y Mezcua (1997); incluyen elevado flujo térmico y anomalías gravimétricas (anomalías de Bouguer) negativas en la zona del rift, en tanto que en los márgenes del mismo la tendencia es a la recuperación de las condiciones propias de anomalía positiva típica de las áreas oceánicas. El flujo térmico, medido en unidades de flujo térmico (HFU), que en los continentes y en los océanos oscila entre 1 '4 y 1 '5 HFU, en las dorsales es de 3 a 10 veces mayor; lo mismo ocurre con el gradiente geotérmico, que es de unos 300°C/km.



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La anomalía de Bouguer se interpreta como debida fundamentalmente al estado en que el manto subyacente, afectado por la descompresión debida a las grietas existentes y a la inyección de agua marina, tiene rebajado el punto de fusión de las rocas, lo que se traduce por un aumento creciente de volumen y, por lo tanto, por una disminución del mismo rango en la densidad; como la aceleración de la gravedad depende directamente de este parámetro, la pérdida de densidad debe ser lo suficientemente eficiente como para afectar de ese modo a la aceleración gravitatoria.

Otra observación al respecto viene dada de la forma suave de la curva, que indica la deficiencia de masa que se extiende a bastante profundidad, aumentando el grosor de la astenosfera bajo el eje de la dorsal, sin que exista una verdadera raíz cortical que corresponda a la altura entre 3.000 y 4.000 m de la cresta oceánica sobre los fondos abisales. En cuanto a las anomalías de aire libre, son suaves, positivas o prácticamente nulas, indicando que, en efecto, la elevación de la dorsal está compensada

isostáticamente.

Estas observaciones gravimétricas muestran que el mecanismo responsable de estas cadenas submarinas es de distinto carácter del de las cordilleras en los continentes, cuyas alturas están compensadas isostáticamente con mayores grosores corticales. La compensación de las dorsales oceánicas es más profunda, afectando a toda la astenosfera con contrastes muy pequeños de densidad. Debajo de ellas, la litosfera es delgada (menos de 50 km) y va engrosando a medida que se separa de su eje.

En cuanto a los datos sísmicos, éstos muestran una distribución de los epicentros a lo largo de una franja estrecha que sigue el eje de la dorsal, con sismos de magnitud moderada (menos de 6'5) y una profundidad superficial (menos de 30 km). Estas alineaciones marcan, con asombrosa exactitud, la situación de las zonas de expansión a lo largo de la superficie de los océanos. El mecanismo de los terremotos es predominantemente de fallas directas, correspondiente a esfuerzos tensionales horizontales y perpendiculares al eje de las dorsales. Las superficies de falla buzan hacia el valle central y se distribuyen a ambos lados del mismo y constituyen las estructuras tectónicas propias de ambientes sometidos a esfuerzos distensivos como los que contribuyen a la fragmentación de los continentes y a desarrollar en el margen continental originado, como se verá más adelante al hablar del ciclo de Wilson, bloques de falla que se hunden progresivamente tanto más cuanto más se adentran en el océano que se abre entonces allí.

El conjunto de procesos que contribuyen a la formación de la litosfera oceánica en las dorsales combina la fusión parcial del manto en la zona central de la dorsal y el ascenso de los magmas basálticos producidos con el hecho de que la propia litosfera ya creada se va separando progresivamente. Por debajo del rift existe una o varias cámaras magmáticas (figura 56). Parte del magma sale al exterior al separarse la litosfera formando las lavas, si bien una parte rellena fisuras formando los diques y otra se solidifica en la misma cámara magmática, formando los gabros del nivel 3 (véase figura 11a) de la corteza oceánica. La separación abre continuamente

Figura 60. Esquema de una dorsal oceánica y curvas de anomalías

gravimétrica y magnética y de flujo térmico. Según Udías y Mezcua (1997,

fig. 22.5).



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las grietas, de modo que los diques son abiertos después de solidificarse para dar cabida a otros nuevos. Debido a las altas temperaturas y a la presencia de agua, que se filtra por las fracturas, la litosfera oceánica recién formada puede sufrir transformaciones metamórficas. Este metamorfismo, de fondo oceánico, es típicamente de grados muy bajo y bajo, aunque en el nivel 3 y en el subyacente (nivel 4, ya por debajo del Moho, con velocidades para las ondas P de 8'1 km/s) se puede alcanzar el grado medio. Es siempre de baja presión, debido al elevado gradiente geotérmico, y, a menudo, se describe como hidrotermal debido a la influencia que en él ejerce la circulación de agua muy caliente.

La litosfera mantélica por debajo del rift es muy delgada y consiste en unos pocos kilómetros de rocas harzburgíticas (rocas compuestas por divinos magnesianos y un ortopiroxeno también rico en este metal). Ello se debe a que esta zona tiene un gradiente geotérmico elevado y, por lo tanto, una temperatura elevada a poca profundidad. Lo que diferencia esta parte de la litosfera de la astenosfera no es la composición química o mineralógica, sino su diferente comportamiento ante los esfuerzos, causado por la diferencia de la temperatura. Se suele admitir que el límite entre la litosfera y la astenosfera se sitúa en la isoterma de los 1.200°C. Por debajo de ésta, es decir, a más temperatura, las rocas se comportan como un líquido viscoso a largo plazo, aunque para las ondas sísmicas son un sólido en el que su velocidad es 1 km/s menor que en las inmediatamente superiores. A medida que las rocas se alejan del rift, se van enfriando, lo que hace que la isoterma de 1.200°C esté cada vez a mayor profundidad. Lo que sucede en realidad es que rocas astenosféricas se van incorporando a la litosfera y ésta es cada vez más gruesa.

Como la litosfera mantélica está más fría que la astenosfera, pesa más. Ello explica que el fondo oceánico descienda unos 3.000 m desde el rift hacia las llanuras abisales. La ecuación que relaciona la profundidad del fondo oceánico en metros con la edad de la corteza en millones de años, válida para cortezas de hasta 70 Ma es:

A partir de esta edad, la litosfera aumenta de grosos mucho más lentamente. El descenso del fondo oceánico con la edad de la corteza explica la existencia de unos curiosos edificios volcánicos troncocónicos denominados guyots, que son acumulaciones de material basáltico culminados en una meseta plana que a menudo tiene restos de antiguos arrecifes coralinos. De hecho son volcanes que se formaron cerca de una dorsal debido a un gran aporte de magma basáltico localizado en agunos puntos del rift o en sus proximidades. Se elevaban originalmente más de 2.500 m sobre el fondo oceánico en el centro de la dorsal, por lo que su parte superior quedó expuesta a la erosión marina -lo que explica su superficie plana-. A medida que se creaba nueva corteza, los volcanes se iban alejando al tiempo que se sumergían. Al principio, desarrollaron arrecifes, hasta que la profundidad de su meseta superior era excesiva para el progreso de la vida de los corales. Los guyots más antiguos pueden encontrarse hoy con su meseta a más de 2.500 m de profundidad, emergiendo de las llanuras abisales.

En cuanto a los rift continentales, existe un interesante artículo de Courtillot y Vink (1988)2 que nos introduce en el concepto desde los modelos de fracturación de los continentes por medio de la existencia de valles de fractura en el interior de esos continentes en donde tendrá

2 V. Courtillot y G.E. Vink (1988): Así se parten los continentes. En A. Udías (ed.): La Tierra: estructura y dinámica. Libros de Investigación y Ciencia. Prensa Científica: 179-187.



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lugar la formación de corteza oceánica. Para ello, en primer lugar se desarrolla un sistema de fracturas dentro de la placa -posiblemente aprovechando zonas de debilidad mecánica preexistentes, como puede ser una zona de sutura antigua, donde pudo haber tenido lugar una primitiva colisión continental-, o bien, como propuso Morgan, según un modelo actualmente aceptado, por la acción de ascenso de una pluma térmica, capaz de originar abombamientos o domos en la corteza con apertura de sistemas de fisuras repartidas radialmente cada 120°. Conforme se desarrollan las fracturas, la corteza continental se estira y se adelgaza. Más adelante, el proceso se podrá continuar en dos de las grietas, en función del posible alineamiento de dos o más domos por la existencia de tantos otros puntos calientes, quedando el tercer brazo abandonado de cada abombamiento formando áreas de sedimentación generalmente estables (aulacógenos).

Figura 61. A. Estructura de una dorsal oceánica típica. 1, Zona neovolcánica (alrededor de 1 km de anchura); 2, zona de grietas paralelas (de 0'5 a 2 km de anchura); 3, graderíos tectónicos (de alrededor de 10 km de anchura. B.

Proceso de formación de esta estructura (“rifting”); figura procedente de http://blue.utb.edu/paullgj/physci1417/Lectures/Plate_Tectonics.html

Bajo esta perspectiva, los brazos activos poco a poco propenden a la oceanización progresiva a medida que el estiramiento y adelgazamiento cortical avanzan. El estiramiento, por un lado, generará fallas directas que se inclinan hacia el interior del valle formado, de manera comparable a lo que hemos comentado respecto a la estructura del rift oceánico. Por lo que respecta al adelgazamiento, será lo que favorezca, tras el hundimiento por densificación de la litosfera, la entrada de las aguas marinas para abrir el primer esbozo de lo que más adelante pueda ser propiamente un nuevo océano.

Topográficamente, la imagen que ofrece una morfoestructura como ésta muestra unos rasgos no muy diferentes de los ofrecidos por la estructura de una dorsal (figura 61). La figura 5 del artículo de Courtillot y Vink (op. cít.) nos muestra una panorámica desde el eje del valle de fractura del Golfo de Aden, que abre por el N el valle de rift africano.

Igualmente, nos introduce en lo que se ha dado en llamar zonas trabadas, entornos donde las dos placas permanecen todavía unidas a pesar del estiramiento allí existente. Estas zonas trabadas no pueden impedir la fracturación de la corteza que se encuentra entre ellas, por lo que empieza a intruir corteza (litosfera) oceánica basáltica. Se crean entonces valles de fractura que se extienden rápidamente a través de una litosfera que se está adelgazando progresivamente. Los vértices de los valles penetran en las zonas trabadas y empiezan a romperlas y a separarlas quedando algunos brazos abortados a lo largo de los cuales la extensión deja de producirse.

http://blue.utb.edu/paullgj/physci1417/Lectures/Plate_Tectonics.html



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El vulcanismo en estas áreas es bimodal, es decir, se compone de dos tipos de rocas: acidas y básicas, son muy típicas las rocas alcalinas y peralcalinas, muy ricas en Na, aunque entre las rocas básicas también son frecuentes las toleíticas (con cierto porcentaje elevado en sílice).

Más recientemente, el artículo de Manighetti (1997) nos sitúa en el rift africano para relacionarlo con la fragmentación continental y con la apertura del mar Rojo, desarrollando el modelo anterior.

A medida que la extensión avanza, los márgenes donde el estiramiento origina los bloques de falla que se van hundiendo progresivamente cuando más cerca están del eje del valle se constituyen en márgenes continentales de tipo pasivo, que no son estrictamente bordes de placa por cuanto éste se va quedando cada vez más lejos en el mismo eje del valle. Allí, precisamente, se formará con el tiempo la dorsal oceánica desde la cual se continuará el proceso de extensión del suelo oceánico.

3.3.2. Los bordes convergentes

Como ya hemos señalado, corresponden bien a las zonas de subducción, bien a las zonas de colisión en función del tipo de litosfera que en cada caso se ponga frente a frente. Así, las primeras se formarán cuando litosfera oceánica se enfrente bien a otra litosfera oceánica, bien a litosfera continental; las segundas, cuando se converjan litosferas continentales, si la subducción implica consumición y destrucción de litosfera oceánica, la colisión continental da lugar a un apilamiento de litosfera continental con posible arrastre de litosfera oceánica pinzada como consecuencia de la compresión, en definitiva, con la subducción y la colisión se muestra cómo en estos procesos, la litosfera oceánica siempre es destruida -obligándola a que se regenere continuamente merced a la acción de las dorsales-, en tanto que la continental se tiende a conservar en el tiempo, si no a crecer a expensas de la anterior.

Geográficamente, las zonas de subducción se ubican básicamente en una orla que dibuja con cierto paralelismo dentro del océano las costas del océano Pacífico. En estas zonas, la mayoría de la actividad sísmica como la volcánica del planeta se concentra en estas áreas; además, son las únicas donde se registran los sismos profundos que alcanzan los 700 km. estos terremotos son debidos al propio avance de la litosfera oceánica subducente bajo la litosfera subducida, así como a la deformación que aquella litosfera sufre para acomodarse progresivamente a la subducción desde los instantes previos al inicio del arrastre hacia el interior del manto.

Como la subducción está ligada a la creación de litosfera en las dorsales, entre otras razones por simple geometría, existirán tanto zonas de subducción rápidas como lentas. Por otra parte, la convergencia de las placas no es siempre perpendicular a la fosa. Por el contrario, es frecuente que el movimiento relativo sea oblicuo, actuando la zona de subducción como una gran falla inversa con una componente de desgarre.

La figura 62 muestra las características principales de una zona de subducción. el primer elemento que resalta es el prisma de acreción tectónico, llamado así para diferenciarlo del sedimentario que caracteriza los márgenes continentales pasivos; también se le conoce como complejo de subducción o cuña de acreción. Es un conjunto de sedimentos cabalgados sobre sí mismos y que, a menudo, incluyen láminas o fragmentos de litosfera oceánica (en negro). La fosa submarina ("oceanic trench") es una depresión estrecha (de unos 100 km) y profunda (8 a 9 km como media, aunque al pie de las Marianas alcanza los 11 km), que se localiza en el frente del más exterior de los cabalgamientos, es decir, en el límite entre la corteza oceánica indeformada y el complejo de subducción. Los cabalgamientos son más jóvenes hacia la litosfera oceánica que subduce y se van formando a medida que nueva



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litosfera -con su correspondiente lecho 1 sedimentario- va llegando a la zona de subducción. Los cabalgamientos más jóvenes son, por tanto, los inferiores. Los más viejos ocupan la parte superior de la pila y a menudo forman una especie de cresta llamada umbral externo de arco ("outer arc ridge").

Figura 62. Bloque diagrama esquemático de una zona de subducción y sus principales partes; tomado de Burchfield (1988, fig. 6).

Cuando el complejo está bien desarrollado, el umbral externo puede llegar a emerger, dando lugar a una alineación de islas. Algunas zonas del complejo de subducción están formadas por una mezcla caótica de sedimentos y rocas volcánicas, que en parte es de origen sedimentario por deslizamientos de pendientes, desmembración de capas y mezcla de fragmentos y, en parte, también, pueden ser de origen tectónico, debida a múltiples cizallas anastomosadas y superpuestas. Estas unidades se denominan mélanges y son muy características de los complejos de subducción.

Aunque los cabalgamientos son la estructura más característica del complejo de subducción, en sus partes profundas se produce también deformación dúctil con desarrollo de esquistosidad ("cleavage"). Las rocas sedimentarias y la propia corteza oceánica, cuando alcanzan una profundidad de unos 25 a 40 km, sufren un metamorfismo de bajo grado y alta presión que los transforma en los denominados esquistos azules, así llamados por el desarrollo de glaucofana, un anfíbol azul, en las rocas de composición básica. Más abajo aún, la corteza oceánica se transforma en eclogita.

Por detrás del complejo de subducción suele existir una cuenca sedimentaria que se denomina cuenca externa ("fore arc basin"), que se nutre tanto del umbral externo, si está emergido, como, sobre todo, del siguiente elemento, el arco volcánico. Una vez dentro del manto, la corteza oceánica subducida funde parcialmente debido al calor, pero también a que contiene bastante agua, lo que rebaja el punto de fusión favoreciendo el desencadenamiento de ésta. Los magmas producidos atraviesan el manto y acaban llegando a la corteza, donde extruyen formando un cinturón de volcanes muy activo. Los magmas del arco volcánico son básicos, intermedios y ácidos, formándose estos últimos en la corteza continental por fusión inducida por el calor que aportan los magmas básicos. El magmatismo es típicamente calcoalcalino, es



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decir, rico en Ca, y las rocas más características, si bien no las más abundantes, son las andesitas, algo más ricas en Si que los basaltos. Éstos son, a su vez, no obstante, las rocas volcánicas más abundantes de muchos arcos.

El arco volcánico se forma aproximadamente en la vertical de la línea, donde la litosfera oceánica subducida se encuentra a una profundidad de unos 100 km, es decir, a unos 100 km de la fosa en zonas de Benioff que buzan 45° y más lejos las que buzan menos. La parte de la corteza oceánica que no funde junto a la litosfera mantélica se incorpora al manto astenosférico a unos 800 km de profundidad, donde las temperaturas de la lámina descendente, que hasta esa profundidad eran más bajas, se homogeneízan con las del manto en unos 2.200°C.

La zona del arco volcánico no sólo se caracteriza por el vulcanismo. Gran cantidad de los magmas producidos no llegan a hacer efusión, cristalizando como rocas intrusivas. El calor que aportan induce en las rocas adyacentes un metamorfismo de alta temperatura y baja presión, debido a que el gradiente geotérmico es muy alto. Por eso, la signatura metamórfica de las zonas de subducción y sus arcos volcánicos asociados consiste en dos cinturones metamórficos emparejados y paralelos: el de alta presión en la zona de subducción y el de baja presión en el arco volcánico.

Ya se ha comentado que la litosfera oceánica es cada vez más gruesa y pesada cuanto mayor es su edad. Este engrosamiento la vuelve inestable y provoca el inicio de la subducción. De hecho, no existe ninguna corteza oceánica más antigua de 180 Ma, salvo los fragmentos que fueron emplazados sobre los continentes y que denominamos ofiolitas. Estos fragmentos representan sólo la cien milésima parte de la corteza oceánica creada a lo largo del Fanerozoico, por lo que prácticamente toda la corteza oceánica creada hace 540 Ma hasta hace 180 Ma ha sido consumida. La densidad de la litosfera oceánica fría es de 0'06 g/cm3 mayor que la astenosfera., por lo que siempre tiene tendencia a hundirse. No obstante, para hacerlo necesita romperse y los esfuerzos necesarios para ello sólo se alcanzan cuando la litosfera es ya muy gruesa. El lugar idóneo para la rotura es el límite entre la litosfera continental y la correspondiente oceánica, que es donde está la más vieja litosfera oceánica. Y, además, es una zona de debilidad, donde la acumulación de sedimentos procedentes de la denudación de los continentes genera esfuerzos añadidos obligando a que esta zona sufra hundimientos subsidentes que ayudan al estiramiento y al adelgazamiento de la litosfera antes de provocar, definitivamente, la rotura.

Al parecer, esa es la causa de la inversión que se produce en la mitad del ciclo de Wilson. La inestabilidad de la litosfera en un océano ya viejo transforma sus márgenes pasivos en activos. Los márgenes continentales activos convergentes son , por lo tanto, márgenes pasivos reactivados. Los sedimentos de talud y glacis del prisma de acreción sedimentario se deforman dando lugar al complejo de subducción. Los sedimentos de la plataforma se deforman también, a menudo por una reactivación de las fallas normales lístricas, como cabalgamientos. Además, son intruidos por los magmas del arco volcánico y metamorfizados en los cinturones metamórficos de alta y baja presión.

Sin embargo, no todas las zonas de subducción se localizan en márgenes continentales. En el Pacífico occidental existe una serie de archipiélagos arqueados que se conocen con el nombre de arcos de islas. Éstos están formados por una gran acumulación de material volcánico y plutónico, así como por sedimentos que provienen de la erosión del edificio volcánico, pero tienen en general una raíz de corteza continental, Están separados del continente por unas cuencas oceánicas denominadas cuencas marginales o traseras de arco ("back-arc basins"),



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de hasta 2.000 km de anchura, compuestas de litosfera oceánica joven creada en su propia dorsal (ver figura 48: el proceso de extensión tras-arco). Fuera de la existencia de estas cuencas, los arcos de islas tienen esencialmente las mismas características descritas más atrás comunes para todas las zonas de subducción.

Para entender la formación de los arcos de islas, hemos de mencionar cuáles son los mecanismos que mueven las placas. Éstos se estudian más adelante. En la actualidad, la hipótesis más aceptada es que se forman a partir de márgenes continentales activos que se separan del continente por creación de una cuenca oceánica estrecha por detrás. La separación se produce por la migración de la fosa hacia el mar abierto, lo que se debe al peso de la litosfera oceánica. Entonces, la subducción se inicia cuando la litosfera oceánica es suficientemente gruesa como para poder romper su unión con la litosfera continental. Esta última no se hunde porque pesa menos que la astenosfera pues la corteza continental es más gruesa y más ligera. Una vez producida la rotura e iniciada la subducción, la tendencia al hundimiento es muy grande al no haber ligaduras que la retengan, y además porque la parte ya subducida es un peso que tira del resto de la placa hacia abajo. Las partes subducida y no subducida emigran hacia el mar abierto y, con ella, la fosa. Por procesos que no se comprenden aún bien, esta migración arrastra parte del margen activo desarrollando la cuenca marginal por detrás de él.

Figura 63. A. Diferencias geométricas entre las zonas de subducción de tipo andino y Marianas. B. Diferencias de proceso entre ambos tipos de bordes de placa.

La razón de que en el Pacífico occidental haya un gran número de arcos de islas y que, en cambio falten en el oriental debe estar relacionada con la apertura del océano Atlántico. Así, el avance hacia el oeste de la placa americana (en su conjunto) ha provocado la subducción de gran parte de la litosfera oceánica del Pacífico, por lo que la dorsal de este océano no está en una posición centrada (figura 58), sino muy al este y parcialmente subducida ella misma. La litosfera oceánica del Pacífico oriental es, por tanto, joven, con lo que no resulta probable su desplome, con la consiguiente separación del arco volcánico y formación de una cuenca marginal.

La forma curvada de los arcos de islas parece deberse al comportamiento rígido, aunque elástico, de la litosfera y puede entenderse con el símil de la pelota de ping-pong: la litosfera es un casquete esférico, y, si una parte de ella subduce, tiende a mantenerse sin excesivas



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deformaciones internas; ello implica que las distancias entre todos sus puntos tienden a conservarse y ello se puede lograr adquiriendo una forma esférica pero invertida, es decir, cóncava hacia arriba, como sucede cuando se abolla una pelota de ping-pong. La intersección entre la superficie esférica original y la nueva es la zona de flexión de la placa y su forma es la de una circunferencia. El hecho de que la forma de la traza de las fosas en los arcos de islas se aproxime a la de una circunferencia indica que la explicación es razonable.

La subducción continuada de una litosfera oceánica puede llevar a dos fragmentos continentales inicialmente separados a chocar. Este sería el estadio final del ciclo de Wilson -del que nos ocuparemos más adelante- y el mecanismo que contribuye más eficazmente a la construcción de los grandes continentes. Cuando un continente viaja solidariamente con una litosfera oceánica en subducción y llega a la fosa, puede subducir él mismo una cierta distancia Debido a la flotabilidad de los continentes, la subducción de los mismos es no obstante limitada y, además, sus partes más ligeras nunca son incorporadas al manto. La corteza continental acida e intermedia se crea en los arcos volcánicos, aunque ese crecimiento parece haber sido más rápido en la primera mitad de la historia de la Tierra, en tanto que en la actualidad este crecimiento es menor. A diferencia de la corteza oceánica, la "siálica", una vez formada, puede transformarse, pero no destruirse, simplemente porque flota, por lo que puede afirmarse que los continentes no son geodegradables.

Mientras la subducción puede consumir miles de kilómetros de corteza oceánica, la corteza continental no puede subducir más allá de unos pocos cientos de kilómetros, y eso sin llegar a introducirse en la astenosfera, sino manteniéndose pegada a la base de la corteza continental subducida. No obstante, es una subducción en el sentido más literal de la palabra, que deriva a su vez del término subfluencia empleado por Ampferer ya en 1909 para referirse a la estructura de los Alpes, en los que se observaba que parte de la corteza continental se había metido por debajo de sí misma. En consecuencia, se ha propuesto distinguir dos tipos de subducción: 1, subducción A (por Ampferer) y 2, subducción B (por Benioff), según que la corteza subducida sea de tipo continental u oceánica respectivamente.

Finalmente, Anguita y Moreno (1988, fig 6.9 y tabla 6.2) muestran gráficamente un esquema de las diferencias tanto geométricas como de procesos y estructuras resultantes en las zonas de subducción (figura 63) ligadas a un margen continental activo (tipo andino) o a arcos de islas (tipo Marianas).

3.3.3. Los bordes pasivos: las fallas transformantes

Estas estructuras se definen como desgarres que conectan dos tipos de fallas o asociaciones de fallas y cuya actividad se limita a la zona comprendida entre ellas. Es fácil demostrar esta restricción desde un punto de vista geométrico y dinámico (figura 64). En realidad fueron definidas para explicar la cinemática de las placas y su significado se entiende mejor en el

Figura 64. Esquema que muestra el segmento activo en una falla transformante

entre los fragmentos de dorsal separados por la propia falla.



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contexto de la tectónica de placas. De hecho, las fallas transformantes son desgarres aproximadamente verticales que representan límites de placa transcurrentes y que conectan con bordes de placa convergentes o divergentes. La figura 65 representa una serie de casos posibles.

Figura 65. Ejemplos de fallas transformantes. Las líneas dobles representan las dorsales y las líneas con púas las zonas de subducción, con las púas indicando la posición de la litosfera subducida.

Las fallas transformantes más frecuentes se encuentran transversalmente a las dorsales. En la figura 58 se puede apreciar cómo cualquiera de las dorsales está en realidad formada por una serie de segmentos en los cuales se crea corteza, separados por fallas transformantes paralelas a ella. En realidad existen muchas más, una cada 50 ó 100 km aproximadamente. La mayoría de estas fallas son cortas, dislocando la dorsal unas pocas decenas de kilómetros. Sin embargo, hay algunas, como las de la zona ecuatorial del Atlántico que muestran dislocaciones de varios cientos de kilómetros a casi mil. El movimiento de estas fallas puede apreciarse en la figura 64, donde las dorsales están representadas por líneas dobles. Si se tratase de una falla de desgarre convencional, posterior a la dorsal, la zona de fractura 1 sería sinistral, pues en el bloque norte, por ejemplo, la dorsal aparece a la izquierda de donde lo hace en el bloque sur. Sin embargo, este movimiento es aparente; la falla actúa a la vez que la corteza oceánica es creada y, al expandirse el fondo oceánico, la corteza del bloque norte a la derecha de la dorsal se mueve hacia la derecha, y, la del bloque sur a la izquierda de la dorsal, se mueve a la izquierda, con lo que el movimiento de desgarre es dextral.



[73]

Figura 66. Evolución de una transformante dorsal-dorsal con el tiempo. La trama en (d) representa la zona deformada por cizalla simple, en la cual pueden encontrarse anfibolitas.

Este tipo de fallas tiene movimiento esencialmente entre los dos fragmentos de la dorsal y, en el caso general, entre los límites de placa que conecta, mientras que si se tratase de un desgarre común, debería extenderse a ambos lados a una distancia considerable para amortiguar el desplazamiento. La figura 64 muestra con mayor detalle el funcionamiento de una transformante dorsal-dorsal. Su explicación es obvia.

Las fallas transformantes tienen actividad sísmica poco profunda y suele estar marcada por surcos (figura 67) en el fondo del océano, sobre todo las mayores, y a lo largo de ellas se han dragado anfibolitas y serpentinitas. Los surcos no se forman evidentemente por erosión, dado que esta es casi inexistente en el fondo oceánico. La hipótesis más aceptada es que cuando un segmento de dorsal se acaba contra una falla transformante, entra en contacto con litosfera oceánica más vieja y, por tanto, más fría. Entonces, el gradiente geotérmico en esa zona es menor que en el resto de la dorsal y el material fundido se enfría a más profundidad, con lo que el propio fondo oceánico se genera a mayor profundidad.

Debido a la dislocación de las dorsales, la profundidad del fondo oceánico cambia de un lado a otro de las fallas transformantes. A medida que la litosfera oceánica se aleja de la dorsal en la que se formó, va hundiéndose. Este hundimiento diferencial a un lado y otro de la transformante producirá componentes de falla normal en ella. Fuera de la zona comprendida entre los dos segmentos de dorsal, estos movimientos normales debidos al enfriamiento de la litosfera son los únicos que se producen de manera regular en las fallas que, por lo demás, ya son inactivas en esa región.



[74]

Figura 67. (a) Distintos tipos de perfiles topográficos transversales a las fallas transformantes, que ponen de manifiesto la existencia de un surco en la traza que marca la posición de la falla, con umbrales laterales. (b)

Esquema de una transformante dorsal-dorsal que muestra la diferente profundidad del océano a ambos lados de la transformante y su progresivo hundimiento debido al enfriamiento, pudiendo entonces producir componentes

normales en la fallas, incluso fuera del tramo comprendido entre las dorsales; figura procedente de http://www.britannica.com/EBchecked/topic/602598/transform-fault

Las transformantes dorsal-dorsal tienden a ser paralelas al movimiento de las placas, si bien, ocasionalmente, este movimiento puede ser algo oblicuo, produciendo una cierta convergencia o una cierta divergencia, estos fenómenos se deben a la interacción de todas las grandes placas

entre sí, que configuran un patrón de movimiento que es inestable y evoluciona continuamente, pero que suelen ser de duración relativamente corta, reorientándose rápidamente las fallas para adaptarse a las nuevas condiciones. Por lo tanto, los segmentos de dorsal suelen ser perpendiculares al movimiento de las placas y las transformantes dorsal-dorsal paralelas, aunque el límite de placas considerado en su conjunto sea oblicuo. Así, por ejemplo, la dorsal atlántica en la zona ecuatorial (figura 58) tiene una dirección NO-SE, mientras que el movimiento relativo entre África y Sudamérica es E-0. Sin embargo, en detalle, los segmentos de la dorsal son N-S y las transformantes E-0 (figura 68).

Otros tipos de fallas transformantes unen dos fosas o una dorsal y una fosa. Distintos casos transformantes fosa-fosa pueden verse en la figura 65 (b, c, d), donde las líneas con púas representan las zonas de subducción en el sentido ya apuntado con anterioridad. Un esquema en perspectiva de una transformante de este tipo puede verse en la figura 45, a la izquierda, y un caso real se da en el este de Australia (figura 58), donde existe una falla transformante que conecta las fosas de Nuevas Hébridas, al norte, con la de Kermadec-Tonga, al sur, y que llega hasta Nueva

Figura 68. Forma aproximada de los márgenes de Sudamérica y África, y de la forma que tendría la

dorsal atlántica si la expansión pudiera efectuarse de manera oblicua a la dorsal (a). Abajo, (b),

desarrollo de varios segmentos de dorsal separados por transformantes, lo que permite la expansión oblicua respecto al trazado medio de la dorsal,

pero normal siempre a los segmentos de la misma.

http://www.britannica.com/EBchecked/topic/602598/transform-fault



[75]

Zelanda.

Tabla III. Hipótesis que tratan de explicar el origen de las fallas transformantes

Principal impulsor Hipótesis Confirmaciones/objeciones

J.T. Wilson Son arcos de círculo centrados en el polo de rotación de la placa (figura 69)

No siempre concuerda la geometría

D. Turcotte Son estructuras de contracción térmica La distribución y el desarrollo no son regulares

E. Bonatti Son estructuras continentales heredadas Concuerda sólo en el Atlántico

Ejemplos de transformantes dorsal-fosa se muestran en la citada figura 65 (e, f) así como otros casos más complejos que se proponen para discusión y análisis.

Casos más complejos son los que muestran una relación transformante fosa-unión triple, como el que recorre la costa occidental de Canadá para unir la fosa de Aleutianas y el sur de Alaska con la dorsal de Juan de Fuca y la fosa occidental de la placa norteamericana, en casos como éste, el margen continental es tectónicamente activo pero no se caracteriza por un proceso subductivo, sino por movimientos transcurrentes. Este tipo de márgenes, que no suelen ser muy estables en el tiempo, se denominan márgenes transformantes o transcurrentes.

Por último, un tema objeto de debate es el que conduce a la determinación de cómo se originan este tipo de estructuras. Desde las ideas tradicionales de Wilson (figura 44a) a las más recientes del grupo de Bonatti y otros, la Tabla III recoge algunas de ellas.

3.4. Causas y consecuencias del movimiento de las placas litosféricas.

3.4.1. Las posibles causas del movimiento de las placas

Existen numerosas discusiones sobre el mecanismo de la tectónica de placas, habiéndose descartado las teorías antiguas sobre contracción y expansión terrestres. El mecanismo más probable de transferencia de energía calorífica desde el interior terrestre parece ser la convección térmica, aunque es objeto de discusión la forma en que ocurre la convección y cómo se utiliza esa energía para mover las placas, si la convección es exclusiva de la astenosfera o si el resto de las capas (mesosfera y núcleo) están también sometidas a este

Figura 69. Las fallas transformantes como arcos de círculo centrados en el polo de rotación de la placa. Figura procedente

de la Enciclopedia Británica (http://www.britannica.com/EBchecked/media/49484/Theoretical-depiction-of-the-movement-of-tectonic-plates-across-

Earths).

http://www.britannica.com/EBchecked/media/49484/Theoretical-depiction-of-the-movement-of-tectonic-plates-across-Earths





[76]

proceso.

La convección en el manto depende de su propia constitución. Se han detectado dos discontinuidades importantes en el mismo, a 400 y 650 km, discutiéndose si se deben a cambios en la estructura de los componentes o a diferencias en la composición química. En el primer caso sería posible una celdilla única (figura 70b, a la izquierda), siempre que tos cambios de fase tuvieran lugar rápidamente, mientras que si existe cambio de composición, tendría que haber dos celdillas diferentes acopladas, con transferencia de calor entre las mismas por conducción (figura 70b a la derecha).

El peso atómico no cambia a través de la zona de transición, según los datos de las densidades y velocidades sísmicas, por lo que las corrientes de convección podrían cruzarla en el caso de que los cambios de fase tuvieran lugar rápidamente. Estos cambios de fase tendrían un efecto positivo sobre la convección, ya que al ser dependientes

de la temperatura, como la del divino a espinela, las transformaciones de presión baja a alta tendrían lugar a menor profundidad que la media en las columnas descendentes, y la de alta a baja a mayor que la media en las columnas ascendentes, con efectos gravitatorios que ayudarían al sistema convectivo (figura 70). Según diversos investigadores (Ringwood e Irifune, 1988), cuando las placas oceánicas viejas descienden y llegan a profundidades de 650 km, se doblan y engrosan plásticamente hasta formar un megalito (figura 71) que se encuentra en equilibrio a esta profundidad y que, si se encuentra en la región descendente de una celdilla de convección del manto, puede ser incorporada al manto inferior.

Gran número de autores son partidarios de extender la convección a la escala de todo el manto, incluso conservándose sectores del mismo que no han sufrido mezcla durante gran parte de la historia de la Tierra. La presencia de terremotos a 650 km de profundidad indica que la litosfera circula hasta la base de la zona de transición y ello es una prueba de la convección profunda. Estos terremotos pueden ser debidos a la elasticidad de la litosfera incluso a estas profundidades, aunque el cese de los mismos indica que se alcanza un calentamiento de la misma en el manto.

El movimiento de las placas debe ser compensado con un flujo de retorno en las profundidades del manto, de tal manera que el material desplazado por las placas descendentes sea compensado con material que fluye hacia los centros de expansión. Diversos autores han sugerido que el material que está siendo desplazado por las zonas de subducción del Pacífico debe dirigirse a otros océanos que aumentan de tamaño, y la configuración de este flujo de

Figura 70. La convección térmica: (a) células convectivas convencionales; (b) las dos soluciones clásicas a la convección

en el manto. Explicación en el texto. Tomado de Anguita y Moreno (1991).



[77]

retorno debe cambiar considerablemente con el tiempo al cambiar la configuración de las placas.

El problema que se plantea a continuación es el de la distribución de las células convectivas. Se cree que éstas se encuentran bajo las áreas oceánicas, donde se precisa su presencia para explicar el flujo calorífico que no se puede originar en la corteza oceánica, existiendo sólo una forma secundaria de convección bajo los continentes, que se manifiesta por la presencia de actividad volcánica espasmódica de tipo termopluma que libera de vez en cuando el calor acumulado bajo las regiones continentales.

Según modelos relativamente recientes, como el de impulso lateral del movimiento de las placas, la litosfera oceánica representa el papel de la parte superior fría de las células convectivas, por lo que sería de esperar que la distribución de estas células se adapte a la configuración de las placas oceánicas, de modo que las zonas ascendentes calientes estén situadas bajo las dorsales y las frías descendentes bajo las zonas de convección.

Una solución buscada para determinar la distribución areal de las células de convección se basa en las anomalías gravitatorias generadas, de modo que las grandes estructuras profundas habrán de tener un efecto sobre el nivel del mar o geoide. Éste estará abombado sobre un exceso de masa y deprimido sobre el defecto correspondiente. Tales anomalías de masa se

deberán reflejar en la batimetría de los océanos, corregida para la subsidencia de la litosfera oceánica con la edad. Las termoplumas (plumas térmicas calientes ascendentes) se asocian a anomalías positivas en el geoide, en tanto que las frigoplumas (plumas térmicas frías descendentes) So hacen con anomalías negativas. Sin embargo, no existe correspondencia entre anomalías positivas en el geoide y dorsales oceánicas, e incluso algunas dorsales están asociadas a

anomalías negativas. Además, los márgenes constructivos de las placas no se encuentran necesariamente asociados con las partes ascendentes de celdillas de convección, por lo que la

Figura 71. Formación de un megalito como consecuencia de la subducción y de una capa de harzburgita y basalto (otrora,

litosfera oceánica) entre los 600 y los 700 km de profundidad.

Figura 72. Ilustración esquemática del flujo a gran escala en las proximidades de una dorsal y las celdillas longitudinales de pequeña

escala superpuestas.



[78]

expansión oceánica en algunas ocasiones se muestra como un fenómeno pasivo en que llega material del manto a una zona de fusión.

Las anomalías del geoide indican que la convección en el manto tiene tugar a escala horizontal menor que la de las placas. El alargamiento paralelo a la dirección de expansión parece sugerir, al menos para el caso de las placas rápidas, la presencia de una circulación convectiva a dos escalas. La escala menor, con dimensión horizontal perpendicular a la dirección de expansión de unos 500 km, tiene forma de rollos alargados que se extienden desde la base de la litosfera hasta unos 650 km de profundidad, con ejes paralelos a la dirección de expansión (figura 72). Estas celdillas son necesarias para explicar el flujo calorífico observado en la litosfera oceánica más antigua según McKenzie y colaboradores. Las células pequeñas secundarias no parecen causar ningún arrastre efectivo neto en la base de la litosfera, por lo que no afectarán al movimiento de las placas. La circulación a gran escala, con dimensiones horizontales de unos 5.000 km, está formada por las propias placas y el flujo de retorno complementario en profundidad. No se conoce la profundidad de la base de las células de convección, pero la geometría de las anomalías se explica mejor por la inestabilidad de una capa límite caliente relativamente somera.

La tomografía sísmica ha proporcionado mucha información importante sobre la estructura tridimensional del manto. Ya que la convección es impulsada por las diferencias laterales en temperatura y densidad, dichas variables afectan a la velocidad sísmica, que disminuye con el descenso de la densidad y el aumento de la temperatura (Anderson y Dziewonski, 1984). Si se determinan las velocidades en el manto, se pueden deducir las diferencias de temperatura y densidad que son consecuencia de la convección.

También, cartografiando la anisotropía sísmica verticalmente y lateralmente, es posible determinar aproximadamente la dirección del flujo del manto. Los autores anteriores han calculado un modelo tridimensional de velocidades en el manto superior por la inversión de numerosos datos de llegadas de ondas S. Las dorsales oceánicas están sobre manto de baja velocidad, los escudos sobre regiones de velocidades muy rápidas y los océanos antiguos sobre un manto con velocidades elevadas. Las velocidades altas probablemente reflejan la presencia de material de manto maduro que son más fríos y densos que la media, entre 200 y 400 km de profundidad quedan algunos restos de los caracteres superficiales. La mayoría de las áreas cratónicas están aún sobre anomalías positivas de velocidad, pero los contrastes de las velocidades son menores que cerca de la superficie. El origen de este materia! de alta velocidad bajo los cratones no se conoce, aunque podría reflejar material que se traslada junto con ellos, implicando que mantienen una continuidad en profundidad, o también representar materia! frío subducido que ha sido cabalgado por el continente.

Se observa también que sólo una pequeña proporción del sistema de dorsales oceánicas retiene velocidades anómalas en este intervalo de profundidades. La dorsal rápida del Pacífico oriental está sobre materia! del manto casi normal bajo los 200 km. Sin embargo, hay regiones aisladas bajo las dorsales sobre velocidades bajas que se extienden hasta los 400 km y existen pruebas de que algunos segmentos de dorsal se alimentan por transporte lateral de material a profundidades someras. Por debajo de unos 300 km, su distribución es completamente diferente de la de la superficie. Por ejemplo, existen dos amplias zonas de alta velocidad, una desde el Pacífico occidental, bajo el sur de Australia a la costa antártica, y otra bajo América de! Sur, el Atlántico meridional y parte de África. A esta profundidad, las zonas de baja velocidad asociadas con termoplumas cerca de la superficie cambian a altas velocidades en la zona de transición. Esto parece indicar que las termoplumas se originan a profundidades someras,



[79]

aunque también podrían ser alimentadas desde profundidades mayores por conductos demasiado estrechos como para ser detectados por e! modelo.

Se sugiere la lectura del artículo de Anderson y Dziewonski (1984) y consultar las figuras que se adjuntan en él, en particular las figs. 3, 4 y 5. En dicho artículo se repasan igualmente las direcciones en que tiene lugar el flujo en el manto que se pueden deducir mediante análisis tomográficos.

Bajo estas perspectivas, las placas litosféricas parecen ser movidas por dos procesos físicos que se superponen: de un lado por el efecto del tirón ejercido por la propia placa subducida a medida que ésta va penetrando en el manto y va densificando, y por otro por deslizamiento gravitacional desde las elevadas dorsales hasta las fosas cuando éstas existen. En este esquema, como señalan Anguila y Moreno (1991), la fusión que se produce en las dorsales es pasiva, es una consecuencia esencialmente del descenso de la presión que las fracturas originadas por la tensión provocan en la astenosfera inmediatamente subyacente. Como ya se ha puesto de manifiesto anteriormente, existen unas placas más rápidas (las que poseen bordes destructivos) que otras (las que carecen de ellos); y éste parece ser un argumento que confirma el modelo expuesto.

3.4.2. Las consecuencias del movimiento de las placas

El gran atractivo de la tectónica de placas desde sus primeras aportaciones fue la posibilidad de integrar en un modelo Global los procesos geológicos a diferente escala, además de, como hemos comprobado más atrás, ciertos comportamientos animales o la distribución de los seres vivos y de sus restos fósiles. El primer autor que trató de sintetizar estas ideas fue Tuzo Wilson, que propuso un modelo de transformación de un continente que ocupaba una sola placa en dos continentes soportados por sendas placas diferentes separadas por bordes de placa que se podían modificar con el devenir del tiempo (Ciclo de Wilson; figura 73).

Un esquema clásico de este modelo, tomado de Tarling y Tarling (1986, fig. 43), muestra (figura 74) paso a paso algunas de estas transformaciones. Otras visiones más precisas merced a las nuevas perspectivas de las sucesivas investigaciones (figura 75) se detienen en la formación de un margen continental pasivo, sin avanzar a la formación del margen activo con zubducción asociada.

El magmatismo (figura 76), al igual que el metamorfismo, la sismicidad o la misma orogénesis (figura 77), son otros de los procesos ligados a la tectónica de placas. Del mismo modo, se explican mecanismos que en otro tiempo tenían interpretaciones diferentes; es el caso de las transgresiones y de las regresiones, de las cuales Anguila y Moreno (1991) dan un esquema ilustrativo por medio de la "deriva continental" y del paso de los continentes sobre topografías creadas por el ascenso de materiales calientes desde las profundidades del manto.

Por último, no podíamos olvidamos de procesos perseguidos por Wegener: los desplazamientos continentales. Los nuevos conjuntos de datos, unido a la ayuda de superordenadores ha permitido llevar a cabo reconstrucciones más precisas (figura 78), en las que los encajes de algunos continentes no se producen necesariamente en las líneas de costa actualmente reconocidas, sino en el borde de las plataformas continentales. Aun con todo, incluso se producen solapamientos y vacíos que hoy son fácilmente interpretados desde la dinámica relacionada con los ciclos erosivos o desde procesos ígneos o tectónicos.



[80]

Figura 73. El ciclo de Wilson en nueve etapas: (1). Un cratón continental (supercontinente) es estable hasta que un cambio en el manto subyacente una pluma térmica (2) provoque un abombamiento en la superficie del cratón y la formación de un sistema de fallas directas con formación de un rift continental. En este segundo estadio, los bloques a un lado y otro del rift comienzan a desplazarse mutuamente en sentidos inversos; esta situación es la que a día de hoy podemos encontrar en el Valle del Rift africano.

En la fase siguiente, (3), podemos reconocer que en el eje del rift que se ha formado ha comenzado a producirse material volcánico que se extiende a ambos lados, que forma una corteza oceánica primitiva y que contribuye a incrementar la distancia entre los dos bloques del cratón original. De este modo el espacio producido entre ambos puede ser recubierto de agua de mar, formándose un proto-océano o mar en ciernes, como el Mar Rojo en la

actualidad. Al tiempo que todo ello va ocurriendo, en los márgenes de ese mar se acumulan sedimentos procedentes de la erosión de los fragmentos continentales (4); esta situación es la que actualmente se corresponde con los márgenes del Atlántico.

Si por un excesivo adelgazamiento de la corteza oceánica en el borde con el continente se produce una ruptura, esa corteza oceánica continuará su movimiento frente a un gran bloque continental que realizará un movimiento antagónico frente a aquél; ese movimiento (5) iniciará una subducción y la creación de un orógeno en un borde anteriormente de tipo atlántico, que ahora pasará a ser de tipo pacífico, con vulcanismo y sismicidad asociadas. Si el consumo de litosfera en la zona de subducción es más rápida que la creación de litosfera en la dorsal, llegará un momento que será también consumida en aquélla, por lo que volverán a reunirse (6) los fragmentos anteriormente unidos que habían iniciado su

separación en la fase 2 de este esquema; es el caso del Himalaya actual.

Las fases (7), (8) y (9) son representaciones de la posibilidad de colisiones con otras masas continentales para volver a producir un nuevo supercontinente, un nuevo Pangea, que, al tiempo que inicie su fase erosiva, inicie también, en función de la dinámica del manto, unas nuevas fases de fragmentación continental. Figura tomada de:

http://www.ugr.es/~agcasco/msecgeol/secciones/petro/pet_intro.htm.

Una versión cíclica del mismo puede encontrarse en: http://csmres.jmu.edu/geollab/fichter/Wilson/wilsoncircl.html

http://www.ugr.es/~agcasco/msecgeol/secciones/petro/pet_intro.htm

http://csmres.jmu.edu/geollab/fichter/Wilson/wilsoncircl.html



[81]

Figura 74. La evolución de los continentes y de los océanos: una representación del Ciclo de Wilson según Tarling y Tarling, 1971.



[82]

Figura 75. La separación continental según Dickinson (1976) e Ingersoll (1988) en Ingersoll y Busby (1995). Se representan diversos diagramas esquemáticos (con exageración vertical) que ilustran: (A) la separación continental (que puede “fallar” en algún momento) en relación con la evolución de una corteza continental “normal”; (B) hacia una fase de rift valley; (C) a fase proto-oceánica, mostrando depósitos de rift-valley terrestres en el techo de una corteza continental atenuada (cuasicontinental), adyacente a una corteza oceánica engrosada (cuasioceánica); (D) hacia el final de la fase proto-oceánica, cuando la subsidencia térmica está al borsde de ser completada; las cortezas cuasicontinental y cuasioceánica se combinan en la “corteza de transición”, que yace sobre el margen continental subsidente. (E) A continuación, sobre la configuración de terraza-talud-glacis continental (“continental terrace-slope-rise configuration”), con fase de “océano abierto”, dominan los mecanismos subsidentes por carga de sedimentos; (F) fase de estancamiento continental (“continental embankement”), que sólo se alcanza cuando la entrada de sedimentos es lo suficientemente voluminosa como para causar la progradación de la línea de costa sobre la corteza continental (en áreas de grandes deltas, generalmente en finales abiertos de rifts fósiles.

Sólo se muestra la parte izquierda del océano desde D hasta F.



[83]

Figura 76. Magmatismo y tectónica de placas.



[84]

Figura 77. Orógenos perioceánico (tipo Andes) e intercontinental (tipo Himalaya), de acuerdo con la tectónica de placas. Figuras de orógeno intercontinental, autor: NASA; bajo licencia de Creative Commons, orógeno perioceánico,

autor: Christopher Walker. Imágenes tomadas de http://www.iesabdera.com/bg/bgb1/web-6/32_orgenos.html

http://es.wikipedia.org/wiki/Archivo:Cordillera_Central_Bolivia.jpg

http://www.flickr.com/people/94032388@N00

http://www.iesabdera.com/bg/bgb1/web-6/32_orgenos.html



[85]

Figura 78. Imágenes de la deriva continental, según Ziegler y Scotesse, tomado de Siever (1983).



[86]

Figura 79. Los bordes de placa en el modelo de la tectónica de placas. Imagen, modificada, procedente de http://isbelciencia.wordpress.com/2011/10/04/¿existe-la-astenosfera/

http://isbelciencia.wordpress.com/2011/10/04/%C2%BFexiste-la-astenosfera/





[87]

ANEXOS



[88]



[89]

ANEXO I

Una aplicación más desarrollada de este fenómeno la encontramos en la figura 1.1. de Anguita y Moreno (1991), y que se reproduce a continuación:



[90]



[91]

ANEXO II



[92]

ANEXO III

Diagrafías eléctricas para la resolución de estructuras profundas.



[93]

ANEXO IV



[94]

ANEXO V



[95]

ANEXO VI



[96]

ANEXO VII



[97]

ANEXO VIII

PERSONAJES QUE CONTRIBUYERON AL CONOCIMIENTO DE LA ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA Y DE LA DINÁMICA GLOBAL DEL PLANETA

Antonio Snider-Pellegrini

(Francia, 1802–1885)

Francis Bacon (Inglaterra, 1561-1626)

Andrija Mohorovičić

(Volosko, Croacia, 23 de enero de 1857 – Zagreb, Croacia, 18 de diciembre de 1936)

Emil Wiechert

(Tilsit, Prusia, 26 de diciembre de 1861–19 de marzo

de 1928)

Alexander Logie du Toit (Sudáfrica, 14 de marzo de 1878–25 de febrero de

1948)

Alfred Wegener (Berlín, 1 de noviembre de 1880-Clarinetania,

Groenlandia, 2 de noviembre de 1930)



[98]

Inge Lehmann

(Østerbro, Dinamarca, 13 de mayo de 1888-21 de febrero de 1993)

Beno Gutenberg (Darmstadt, Alemania, 4 de junio de 1889-California,

25 de enero de 1960)

Arthur Holmes

(Gran Bretaña, 14 de enero de 1890–20 de septiembre de 1965)

Sir Harold Jeffreys (County Durham, Inglaterra, 22 de abril de 1891–18

de marzo de 1989.

Stanley Keith Runcorn

(Southport, Inglaterra, 19 de noviembre de 1922–San diego, California, 5 de diciembre de 1995)

Allan Cox (Santa Ana, California, 17 de diciembre de 1926— 27

de enero de 1987)



[99]

Drummond Hoyle Matthews (Porlock, Inglaterra, 5 de febrero de 1931- Taunton,

Inglaterra, 20 de julio de 1997)

Brent Dalrymple

(Alhambra, California, 9 de mayo de 1937)

Frederick Vine (Londres, 17 de junio de 1939)

John Tuzo Wilson (Ottawa, 24 de octubre 1908-Toronto, 15 de abril de

1993)

Harry Hess (Nueva York, 24 de mayo de 1906– Woods Hole,

Massachusetts, 25 de agosto de 1969)

Edward Bullard (Norwich, Inglaterra, 21 de septiembre de 1907-

California, 3 de abril de 1980)



[100]

William Jason Morgan

(Savannah, Georgia, 10 de octubre de 1935) Xavier Le Pichon

(Quinhon, Vietnam, June 18, 1937) AntonioSnider-Pellegrini https://es.wikipedia.org/wiki/Antonio_Snider-Pellegrini Francis Bacon http://www.taringa.net/posts/humor/6057044/Las-muertes-mas-Fails.html Andrija Mohorovičić http://www.seismosoc.org/publications/SRL/SRL_78/srl_78-6_hs.html Emil Johann Wiechert http://en.wikipedia.org/wiki/Emil_Wiechert Alexander du Toit http://www.insugeo.org.ar/libros/cg_24/20.htm Alfred Wegener. http://www.environmentandsociety.org/upcoming-exhibitions Inge Lehmann http://morato1a.blogspot.com/2010/09/inge-lehmann.html Arthur Holmes http://secre.ssn.unam.mx/SSN/Doc/Caridad/Placas/placas.html Sir Harold Jeffreys http://www.gap-system.org/~history/PictDisplay/Jeffreys.html Beno Gutenberg http://academic.emporia.edu/aberjame/student/mcpherson1/index.htm Frederick Vine. http://www.uea.ac.uk/env/people/facstaff/vinef Stanley Keith Runcorn http://www.librosmaravillosos.com/laformaciondelatierra/index.html

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[101]

Allan Cox http://www.nap.edu/readingroom.php?book=biomems&page=acox.html Drummond Mathews https://www.e-education.psu.edu/earth520/content/l2_p11.html Brent Dalrymple http://www.geotimes.org/apr05/profiles.html John Tuzo Wilson http://www.futura-sciences.com/fr/news/t/geologie-1/d/on-a-simule-la-formation-dun-supercontinent_16000/ Harry Hess http://www.mnh.si.edu/earth/text/4_1_2_2.html Edward Bullard http://www.sciencephoto.com/media/223303/enlarge William Jason Morgan http://actualite.portail.free.fr/tech-sciences/sciences/06-06-2011/il-n-y-a-peut-etre-pas-vraiment-de-point-chaud-sous-hawai/ Xavier Le Pichon. http://www.balzan.org/en/prizewinners/xavier-le-pichon/research-project_123_792.html

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https://www.e-education.psu.edu/earth520/content/l2_p11.html

http://www.geotimes.org/apr05/profiles.html

http://www.futura-sciences.com/fr/news/t/geologie-1/d/on-a-simule-la-formation-dun-supercontinent_16000/

http://www.futura-sciences.com/fr/news/t/geologie-1/d/on-a-simule-la-formation-dun-supercontinent_16000/

http://www.mnh.si.edu/earth/text/4_1_2_2.html

http://www.sciencephoto.com/media/223303/enlarge

http://actualite.portail.free.fr/tech-sciences/sciences/06-06-2011/il-n-y-a-peut-etre-pas-vraiment-de-point-chaud-sous-hawai/

http://actualite.portail.free.fr/tech-sciences/sciences/06-06-2011/il-n-y-a-peut-etre-pas-vraiment-de-point-chaud-sous-hawai/

http://www.balzan.org/en/prizewinners/xavier-le-pichon/research-project_123_792.html



[102]

ANEXO IX

Modelos estructurales estático y dinámico de la Tierra. Modelo tomado de https://es.pinterest.com/pin/313140980316711572/

https://es.pinterest.com/pin/313140980316711572/



[103]

ANEXO X

Arriba, modelo del manto terrestre basado en los datos de la tomografía sísmica; en esta figura se puede ver la superficie del núcleo. Abajo, mapa tomográfico del núcleo terrestre que muestra la topografía de la supreficie de esta capa del planeta. Ambas figuras proceden de Anguita y Moreno (1991).



[104]

ANEXO XI

Mapa detallado de las placas tectónicas. Tomado de http://www.wikiwand.com/es/Tect%C3%B3nica_de_placas

ANEXO XII

Mapa mundial de la edad de las rocas del substrato en continentes y océanos (Commission for the Geological Map of the World and UNESCO, 1991; en:

http://www.jamesmaxlow.com/main/index.php?module=pagemaster&PAGE_user_op=view_page&PAGE_id=5).

http://www.wikiwand.com/es/Tect%C3%B3nica_de_placas

http://www.jamesmaxlow.com/main/index.php?module=pagemaster&PAGE_user_op=view_page&PAGE_id=5



[105]

El movimiento de las placas y el papel de las fallas transformantes. Figura de Anguita y Moreno (1991)



[106]



[107]

BIBLIOGRAFÍA

TEXTOS:

La siguiente relación de textos no se ciñe exclusivamente a los citados en el documento escrito que se adjunta. Más bien constituye un conjunto de referencias ineludibles en español (alguna -escasa-, ineludiblemente, en inglés o en francés) a la hora de ponerse al día en los temas referidos. Además de los aspectos generalmente incluidos en las relaciones bibliográficas, se añade, cuando se dispone de él, el correspondiente ISBN o el ISSN, por cuanto se considera que son parámetros numéricos importantes en toda búsqueda en las librerías de manuales de cualquier índole; en su caso, la abreviatura n/d significa no disponible.

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ARTÍCULOS DE REVISTAS DE DIVULGACIÓN CIENTÍFICA:

(IMPORTANTE: Se incluyen sólo aquellos artículos no recogidos en los manuales recopilatorios de INVESTIGACIÓN Y CIENCIA -IC- y/o, en su caso, de MUNDO CIENTÍFICO -MC- y del BOLETÍN GEOLÓGICO Y MINERO -BGM-, o de TÉRRA NOVA -TN-, así como algún documento referido al tema presente en textos de ámbito geológico)

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[110]



[111]

ÍNDICE 1. INTRODUCCIÓN 1

2. ESTRUCTURA TERRESTRE: NUEVOS MODELOS 1 2.1. Las referencias 1 2.2. La estructura terrestre y la tecnología 2

2.2.1. Las primeras aproximaciones al conocimiento de la estructura interna de la Tierra 2 2.2.1.1. El momento de inercia y la densidad terrestre. 2 2.2.1.2. La variación de la densidad y de la presión en el interior terrestre 3

2.2.2. La sismología y la tomografía sísmica 4 2.2.3. El geomagnetismo y la naturaleza y la dinámica profundas. 7 2.2.4. Los meteoritos y su valor como indicadores de la composición de las capas profundas de la Tierra.

7

2.2.5. Otros métodos. 8 2.2.5.1. El método gravimétrico 8 2.2.5.2. La isostasia y el juego de los equilibrios de los bloques corticales. 11 2.2.5.3. El método geoeléctrico. 13 2.2.5.4. El flujo térmico terrestre. 15

2.3. Estructura terrestre: la naturaleza profunda de la Tierra 17 2.3.1. Las unidades sísmicas y geoquímicas 17

2.3.1.1. La corteza terrestre 17 2.3.1.2. El manto 21 2.3.1.2. El núcleo 24

2.3.2. Las unidades dinámicas 27 2.3.3. Otras unidades estructurales: las zonas de transición 30

3. DINÁMICA LITOSFÉRICA: LA TECTÓNICA DE PLACAS 32

3.1. Antecedentes. 32 3.1.1. Los desplazamientos continentales antes del siglo XX 32 3.1.2. Alfred Wegener y la teoría de los desplazamientos continentales 35

3.1.2.1. La Ciencia Geológica en los albores del Siglo XX. 35 3.1.2.2 Wegener y "Die Entstehung der kontinente und Ozeane" 36 3.1.2.3. Los primeros detractores y abanderados de Wegener. 40

3.1.3. La década de los cincuenta: exploración de los fondos oceánicos 43 3.1.3.1 El desarrollo de la investigación oceanográfica geológica y geofísica 46

3.1.4. La nueva situación. 47

3.2. La tectónica de placas: fundamentos y argumentos. 50 3.3. La tectónica de placas: placa litosférica y bordes de placa litosférica. 59

3.3.1. Los bordes divergentes 62 3.3.2. Los bordes convergentes 67 3.3.3. Los bordes pasivos: las fallas transformantes 71

3.4. Causas y consecuencias del movimiento de las placas litosféricas. 75 3.4.1. Las posibles causas del movimiento de las placas 75 3.4.2. Las consecuencias del movimiento de las placas 79

ANEXOS 87

BIBLIOGRAFÍA 105



[112]

NOTA DEL AUTOR El presente documento recoge las anotaciones de un curso de Geología para

profesores de Enseñanza Secundaria impartido en el CPR de Santander durante el curso 1997/98 por el autor del mismo y recoge modificaciones introducidas

durante la revisión realizada durante el mes de julio de 2017.

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LA DINÁMICA Y EL INTERIOR TERRESTRE - Un blog … · puede comprender la inestabilidad de un líquido denso "flotando" sobre otro más ligero ... a la vez de descomponerse en ondas