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- TECTONICA GLOBAL: descripción cuantitativa de la cinemática de la litosfera (Vine and Mathews).
TEMA 1. PERSPECTIVA HISTÓRICA: DE LA DERIVA DE LOS
CONTENENTES A LA TECTÓNICA DE PLACAS.
Es el modelo que sirve de marco a todas las ciencias de la tierra: geofísica y geología, y a todas sus ramas. Es un modelo en el que se pueden predecir cálculos, verificar hipótesis,...
- LITOSFERA: capa externa rígida de unos 100 Km de espesor, dividida en unidades que se mueven unas respecto de otras. La tectónica global no procede de la geología, sino de la geofísica, pero inmediatamente fue interaccionada con la geología. La litosfera descansa sobre una capa dúctil, la astenosféra. La extensión lateral de las láminas, que forman la litosfera, es de centenares o millares de kilómetros. Los movimientos relativos entre ellas son de tres tipos:
- Alejamiento: se crea litosfera
- Convergencia: se consume litosfera. Se produce subducción.
- Lateral: tipo desgarre. Son zonas transformantes. Los límites de las placas se definen por la deformación, la actividad tectónica y la sismicidad asociada. Aparecen cinturones de actividad sísmica. En las áreas donde hay corteza continental, los límites son más difusos.
- EVOLUCIÓN DEL CONCEPTO DE TECTÓNICA GLOBAL La tectónica global se desarrolla a partir de estudios de geofísica (después de la 2o Guerra Mundial): sismología, paleomagnetismo,... La tectónica global se construye a partir de dos teorías fundamentales:
- Deriva continental: se desarrolla a partir de ideas antiguas. La geometría de los continentes hace pensar que pudieron estar unidos (Zinder, 1858)
- Expansión del fondo oceánico: se establece a comienzos de los años 60. Los autores que siguieron esta teoría fueron: Hezeen (1959), Erwing (1955), Hess (formula la teoría, 1960-
2. DERIVA CONTINENTAL
A mediados del s. XIX Zinder sugirió que todos los continentes estaban unidos. En 1910, Taylor explica la formación de cordilleras: las masas continentales se desplazan formando
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las cordilleras en los frentes de avance. Según Wegener (1929) los continentes estaban reunidos (Carbonífero Superior) y a partir de un determinado momento empiezan a separarse, generando los océanos en el medio (Eoceno). En el Cuaternario, aun se separan más. La idea es correcta, pero no el esquema. Wegener se basaba en:
- Argumentos geodésicos: mediciones en Groenlandia
- Argumentos geofísicos: continentes = océanos; estructura de la corteza, distribución de los terremotos, formación de unidades, mantos de corrimiento,...
- Argumentos geológicos: encaje de rasgos entre continentes
- Argumentos paleoclimáticos: glaciaciones,...
- Argumentos paleontológicos: distribución de los distintos fósiles. Ejemplo: Mesosaurio (se encuentra tanto en Sudáfrica como en Sudaméríca)
- Motor de la deriva continental (ideas que fueron insuficientes): o Fuerza de fuga polar: deriva de la rotación, fuerza centrífuga o Fuerza de marea terrestre o fuerza de Eötvös Esta idea no fue del todo aceptada, tuvo muchos problemas de tipo mecánico, es decir, no supo proponer el motor mecánico para estos acontecimientos. Hubo autores que si admitieron la teoría de Wegener: Holmes (1929), Du Toit (1937), Carey y otros.
- DERIVA APARENTE DE LOS POLOS; PALEOMAGNETISMO El paleomagnetismo empezó a dar unos datos que solo serían verdaderos si se aceptaba el movimiento de placas y la teoría inicial de Wegener. En 1956 (Carey) se comenzó a dar más apoyo a la teoría continental, aunque no fue universalmente aceptada (escuela rusa) El paleomagnetismo tiene dos puntos:
- Deriva polar
- Inversión del campo magnético
3.1. DERIVA POLAR (RUNCORN, 1954,1962; BLACKETT et al.) Conociendo el campo magnético reflejado por la imantación remanente podemos calcular la declinación o inclinación del polo magnético de ese campo pasado, y estudiando rocas de distintas edades, podemos sacar la curva de deriva aparente. Las rocas tienen grabadas un campo magnético vigente en el momento de formación:
- En rocas ígneas se produce por la ordenación de minerales ferromagnesianos cuando cristalizan
- En rocas sedimentarias se puede ver por la orientación de los minerales ferromagnesianos cuando se depositan. Al ver que las rocas se imantaban, se podía estudiar el campo magnético del pasado a través de las rocas, descubriendo que cuando en un continente se mide el campo magnético remanente se observa que en rocas subactuales (6000 años) el polo magnético coincide con el actual, pero al estudiar rocas más antiguas, el polo magnético no coincide con el polo remanente. Es decir, el polo Norte había ido cambiando de posición formando las curvas de deriva polar y como la curva de deriva polar no coincide en los distintos continentes, confirmaron que los continentes eran los que se movían. Si tomamos, dos curvas (para dos continentes) y las hacemos coincidir los continentes se unen.
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3.3. MAGNETISMO REMANENTE
Las rocas conservan un campo magnético impreso que puede tener dos orígenes:
- DRM: magnetismo remanente deposicional (sedimentario). En una secuencia sedimentaría, las partículas de magnetismo se depositan paralelamente al campo magnético. Al compactarse, las partículas pueden girarse, pero no se alejan mucho de la posición que llevaban antes de depositarse.
- TRM: magnetismo remanente térmico. Los minerales magnéticos orientan su spin según el campo magnético. Todo esto ocurre cuando la temperatura es menor que la temperatura de Curie, pero si aumentamos la temperatura, el campo magnético se borra. Al volver a enfriar (por debajo de la temperatura de Curie) se vuelve a imprimir un campo magnético pero con orientación distinta.
El vector F es el campo magnético; su componente horizontal forma con el Norte un ángulo que es la declinación. En 1967, Cox describe un modelo que representa las bandas TRM por debajo de 580 °C. El movimiento es lateral, según se mueve, cambia el campo. Puede aparecer como anomalía positiva o
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anomalía negativa. La anchura de las bandas de polaridad depende del tiempo y de la velocidad y representan la duración de las distintas épocas y eventos (dentro de la época, momento en el que cambia la polaridad)
4. RECONSTRUCCIÓN GEOMÉTRICA DE LOS OCÉANOS
Se relacionaron las bandas de anomalías magnéticas con variación en el campo magnético. Sacaron muestras de rocas de los océanos, se trataba de rocas máficas y ultramáfícas (basaltos, peridotitas, serpentinas,...). Se dataron esas rocas y se vio que todas eran posteiores al Jurásico Inferior (es decir, más modernas) y en el continente las había incluso de 3500 m.a. Las conclusiones que se sacaron, eran:
- El océano era muy moderno comparado con los continentes
- La edad de formación de la Tierra era mayor que los océanos. El proceso consistía en que el material caliente proveniente del interior de la tierra se enfriaba y se expandía lateralmente. En esencia, admitía un proceso de serpentinización de rocas máficas y ultramáficas. Estas rocas tienen una estructura especial en la que entra el agua. Es aquí donde se forma la corteza.
4.1. CARACTERÍSTICAS DE LAS DORSALES Prueba de la expansión oceánica junto con la inversión del campo magnético.
- La naturaleza y actividad volcánica de las dorsales
- La presencia de movimientos sísmicos en las crestas de las dorsales, que tienen un foco o hipocentro superficial, atestiguando así la proximidad del manto.
- La velocidad de las ondas sísmicas en las dorsales en general es menor que en el resto del océano; debido a la existencia de procesos de dilatación y fracturación y a la mayor temperatura de las dorsales.
- La temperatura de las dorsales es mayor que las del resto del océano debido al ascenso de magmas desde la astenosfera.
- ESTUDIO DE LA MORFOLOGÍA DE LOS FONDOS OCEÁNICOS Durante los años 50 (se cartografía el suelo oceánico durante la guerra fría) U.S.A. estudia los océanos y promueve estudios del fondo marino mediante sondeos y toma muestras para conocer topografías, sistemas de corrientes,... Surge la geomorfología del fondo oceánico, distinguiéndose diversas provincias: Llanura abisal Talud continental Plataforma continental Grandes cadenas montañosas (dorsales) Relieves submarinos aislados Montes submarinos y guyots => Quedan por encima del nivel del mar y se erosionan por abrasión.
Se observó que esta morfología era muy diferente a la de los continentes. El rasgo más llamativo eran las dorsales medioceánicas, donde la profundidad es mucho menor que la media. A los lados de estas dorsales medioceánicas aparecen unas cuencas oceánicas (4-5 Km de profundidad). Se distinguen varias áreas:
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A partir de Trozo Wilson, elaboraron una teoría denominada teoría de la esfera. Esta teoría describe el movimiento de las placas.
- HIPÓTESIS DE VINE- MATTHEWS (1963) Intentaron explicar el diseño de bandas de anomalías magnéticas diciendo que la magnetización se producía en el eje de la dorsal al producirse la cristalización por debajo de la temperatura de Curie. Luego las rocas se mueven hacia los lados. De esta forma se generan isócronas que son la base para medir la velocidad del movimiento de las placas. La anchura de las bandas también habla de la velocidad de expansión.
- SISMOLOGÍA (BENIOFF, 1954) Las zonas de actividad sísmica nos proporcionan estudios del mecanismo focal, que nos dice el tipo de movimiento que se da en los focos de los terremotos. En ciertas zonas es de aproximación y en otras de separación, lo que coincide con la teoría de expansión oceánica. En los años 60 se crearon estaciones sismológicas que detectaban terremotos naturales. Éstos al ser superpuestos en un mapa nos muestran como hay áreas especialmente cargadas por este fenómeno. La distribución de los terremotos indica los límites entre las placas. Se dan en cinturones oceánicos (zonas de interacción entre placas) y en el continente (áreas de actividad sísmica más amplia) El plano de Benioff resulta de proyectar en un sistema de coordenadas la profundidad de los focos sísmicos, frente a la distancia al borde de la placa pasiva, los hipocentros se encuentran en un plano inclinado de buzamiento variable, que representa la placa litosferíca descendente. Se observa que había zonas de alta eficacia sísmica (corteza) y otras de baja eficacia sísmica (manto) Así, al conjunto de cada placa inclinándose por debajo de otra, metiéndose hacia el interior, se
llamó zona de subducción.
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7.1. ZONAS DE SUBDUCCIÓN
Hay focos de terremotos hasta grandes profundidades. La placa que subduce sufre, según la zona, distensión o compresión.
- La placa desciende y se estira
- Llega a zonas de alta viscosidad. Tiene mayor dificultad para moverse y se comprime.
- Hay mucha resistencia y se comprime hasta arriba
- Se rompe y se funde. Los terremotos se pueden dar a mayor profundidad porque se introduce materiales frios y las isotermas se deforman. La sismología nos da información sobre:
- La mayor parte de los seísmos, se concentra en las fosas oceánicas
- La distribución es más dispersa en zonas de colisión de continentes
- En zonas donde se concentra la actividad sísmica también hay otros elementos importantes como volcanes, arcos-islas,... (zonas activas)
1.2. ONDAS SUPERFICIALES
Solo afecta al material situado en superficie. Hay dos tipos:
- Ondas Love: hay movimiento transversal a la dirección de propagación. El movimiento de las partículas tiene lugar en un plano horizontal perpendicularmente a la dirección de propagación de las ondas. No se propagan a través del agua. Producen sacudidas horizontales que actúan sobre los cimientos de las estructuras y por tanto produce daños.
- Ondas Rayíeigh: el movimiento de las partículas es rotacional. Las partículas se mueven en un plano que contiene el rayo de propagación, del foco al epicentro. Las partículas perturbadas por las ondas se mueven verticalmente y horizontalmente en el plano vertical orientado en la dirección en que viajan las ondas. Se propagan a través del agua.
La forma en que viajan las ondas de cuerpo nos dice como es la tierra en su interior. La secuencia de llegada a las estaciones sismológicas es la siguiente: ondas P, ondas S y ondas superficiales. Las ondas P son las más rápidas y las ondas superficiales son las más lentas.
La llegada de las ondas a las estaciones sismológicas se registra mediante sismogramas en los que vemos que a medida que llegan las ondas las marcas van aumentando.
2. VELOCIDADES DE LAS ONDAS P Y S
Vp: velocidad ondas P Vs: velocidad ondas S
- : densidad del medio μ: módulo de rigidez del medio K: módulo de compresibilidad del medio
- MÓDULO DE RIGIDEZ DEL MEDIO (μ): resistencia del material a sufrir cizalla. Para líquidos es igual a 0, por ello las ondas S no se desplazan en un fluido. Normalmente es proporcional a la densidad. A alta densidad, alto modulo de rigidez y alta velocidad para las ondas.
- MÓDULO DE COMPRESIBILIDAD (K): resistencia que ofrece un cuerpo a comprimirse. Un cuerpo totalmente rígido tendría un módulo de compresibilidad igual a infinito. En materiales poco compresibles, aumenta la velocidad de las ondas P, en materiales bastante rígidos, aumenta la velocidad de las ondas S, en materiales donde aumenta la densidad, aumenta la velocidad de las ondas P y S. En puntos a distintas distancias del terremoto, aquel que la diferencia de llegada de las ondas es mayor, es el más lejano al foco.
- PARÁMETROS DE LOS TERREMOTOS Las características fundamentales de un terremoto vienen dadas por su situación y el tamaño, también por el momento en que se produce.
3.1. SITUACIÓN Nos da el epicentro, que es la proyección en la superficie de la tierra del foco sísmico. El foco sísmico es el lugar donde se localiza el terremoto y está a una cierta profundidad en el interior de la tierra. La profundidad de los terremotos varía desde la misma superficie hasta 700 Km de profundidad.
3.2. MOMENTO EN QUE SE PRODUCE EL TERREMOTO Es el instante en que se produce el terremoto y se llama hora origen.
La energía que se libera, es proporcional a la magnitud. La energía de las ondas elásticas se puede calcular a partir de la magnitud, por la fórmula de Bath: log E = 12,24 + 1,44 Ms 3.3.4. MOMENTO SÍSMICO Relacionado con el tamaño de las fallas, depende del área de rotura y la cantidad de desplazamiento M 0
= μ A u donde:
- A: área de rotura
- u: deslizamiento medio
- CÁLCULO DEL EPICENTRO DE UN TERREMOTO. Las ondas P y S viajan con diferente velocidad y llegan antes las P que las S. Según aumenta la distancia, la diferencia de tiempo será mayor. La distancia es proporcional a la distancia entre ondas, así que si conocemos el retardo podemos calcular la distancia del epicentro pero no tenemos la dirección por lo que harán falta varías estaciones para localizar el foco. Se toman datos de distintas estaciones sismológicas. Con los datos de las estaciones se puede definir el epicentro del terremoto. Se tomarán circunferencias de radio la distancia calculada y estará en un punto de la intersección de todas las circunferencias. (Normalmente realizada con tres estaciones).
Una circunferencia trazada alrededor de una segunda estación intersecta a la primera en dos puntos, pero una tercera circunferencia localiza el epicentro. El terremoto está en algún punto de la circunferencia, por ello son necesarias varias estaciones. Según el desfase de tiempo, calcularemos la distancia.
- ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA Las ondas sísmicas viajan por un medio con una velocidad que depende de la densidad de este; cuando pasan por una superficie con cambio de densidad, las ondas pueden reflejarse o refractarse.
Para un terremoto cercano las ondas que van desde el foco sísmico a la estación pueden ser:
- Ondas directas (Pg
- Ondas reflejadas (P
): son las más cercanas al foco m
P): en la base de la corteza n Hay regiones: 1: primero llegan las directas y luego las reflejadas, no hay refractadas 2: primero las directas y luego las reflejadas y refractadas 3: primero las refractadas, luego las directas y luego las reflejadas Las ondas sísmicas cumplen la Ley de Snell: se propagan por reflexión y refracción.
): viajan a lo largo de la base de la corteza
donde:
- i: ángulo de incidencia
- r: ángulo de refracción Si el ángulo de entrada es grande, el de salida es pequeño, y viceversa Si la tierra fuese homogénea, la refracción seria continua y en una dirección, como eso no ocurre, lo que tenemos es una refracción no continua.
Cuando tenemos una superficie que limita dos medios con velocidades distintas, se producen:
- Ondas directas: ondas-que viajan por el medio t = S/V 1
Las velocidades sísmicas son inferiores en el núcleo y astenosfera que en las capas contiguas, de forma que el ángulo de refracción es menor que el de incidencia lo que se traduce en un cambio de curvatura del rayo y por lo tanto una zona de sombra (área sin llegada de ondas)
Diferenciamos ya Corteza, Manto y Núcleo, por el comportamiento de las ondas sísmicas. PcP: ondas que viajan por el manto y se reflejan en la transición manto-núcleo. PKIKP: ondas que penetran en el núcleo externo y se reflejan en una superficie que delimita núcleo externo líquido e interno sólido. Son ondas que viajan en el núcleo y en el manto. Las ondas que viajan por el interior del manto cuando se reflejan se les añaden un número o una letra que indica que se ha reflejado. Las mayúsculas indican las capas que atraviesan y las minúsculas superficies de discontinuidad donde se reflejan. Donde c es el manto-núcleo, I es el núcleo interno y K es el núcleo externo.
5.2. ESTRUCTURA SÍSMICA PROPUESTA POR JEFFREYS Y GUTEMBERG
Esta es la representación de las velocidades de las ondas sísmicas al atravesar el interior de la tierra. La velocidad de las ondas P en la corteza es de 6-7 Km/s y de las S es más o menos 2 Km/s.
- Discontinuidad de Mohorovicic: aumentar bruscamente las velocidades de las ondas P y S. Limita la corteza y el manto. Moho.
- Discontinuidad de Gutemberg: la velocidad de las ondas S se hace cero y la de las ondas P sufre una brusca disminución. Limita el manto y el núcleo externo y como la velocidad de las ondas S se hace 0, indica que este último es fluido (2900 Km)
- Límite núcleo externo e interno: hay un gran salto en la velocidad de las ondas P (según Gutemberg) o bien una caída seguida de un incremento (según Jeffieys) (4180- 5120 Km)
- DIVISIÓN DE LA TIERRA EN CAPAS EN FUNCIÓN DEL COMPORTAMIENTO DE LAS ONDAS SÍSMICAS
Capa A: es la corteza. Es compleja. Velocidad de las ondas P aproximadamente 7 Km/s Capa B: es el manto superior. Velocidad de las ondas P aproximadamente 8 Km/s. A una profundidad de 100-200 Km hay una disminución de la velocidad; es la CAPA DE BAJA VELOCIDAD, que define la ASTENOSFERA (hasta 400 Km) Capa C: de 400 Km a 1000 Km; aumenta la velocidad de las ondas P a unos
que el hierro) La composición en todo el núcleo (líquido y sólido) se supone la misma en los dos. El hierro y el níquel no pueden ser únicos, han de estar acompañados por sulfuros y óxidos para ajustar la distribución de las densidades en profundidad. Según la Regla de Heim, la presión horizontal es igual a la presión vertical. Esta regla se cumple a mayor profundidad pero no en superficie. "Si yo ejerzo una presión sobre un material, ésta se transmite igual en todas las direcciones como si fuese un fluido". La composición del núcleo externo e interno es la misma, pero su estado de agregación varia ya que el punto de fusión del hiero es menor que el de las rocas. Al pasar del manto al núcleo, la temperatura es mayor a la de fusión y por ello hay un núcleo externo liquido, sin embargo, al aumentar la profundidad también lo hace la presión y la temperatura de fusión es mucho más alta y no es superada por el gradiente geotérmico. Este proceso lo explica la curva de solidus o fusión:
DENSIDAD PRESIÓN TEMPERATURA PROFUNDIDAD
CORTEZA 2,7-3 <0,05 500 7-
MANTO SUPERIOR 3,5 0,5 Apróx. 3500 670 MANTO INFERIOR 5,6 1,4 4000-6000 2400 NÚCLEO EXTERNO 9,9 Apróx2 6300 5100 NÚCLEO INTERNO 13 3,6 6670 6370 La presión aumenta linealmente hasta el núcleo que es 0 por que la gravedad en el centro de la tierra es 0 Hay tres hipótesis sobre la creación del núcleo:
- Condensación en equilibrio: proceso de diferenciación a partir de material protocósmico. La fusión de los silicatos hará que toda la masa se tienda a concentrar en el centro.
- Acreción heterogénea: el manto por acreción de cuerpos rocosos y luego se unen.
- EL MANTO Aparece por debajo de la corteza y por encima del núcleo. El manto aparece por debajo de la discordancia de Mohorovicic, a diferente profundidad, según el tipo de corteza; la corteza continental es más ancha que la oceánica:
- Corteza oceánica: 10-12 Km
- Corteza continental: 30-50 Km El espesor los vemos en perfiles sísmicos de refracción. La corteza en los océanos es
muy delgada y la continental es mucho más gruesa. Hay raíces debajo de los continentes. Hay dos tipos de mantos:
- Manto normal: zona de alta velocidad. Velocidad de las ondas P mayor o igual a 7,9 Km/s
- Manto anormal: zona de baja velocidad. Velocidad de las ondas p menor o igual a 7,8 Km/s Se han medido distintas provincias con diferentes regímenes tectónicos, la velocidad de las ondas P y se han visto una serie de cambios bruscos a los 400, a los 600 y a los 1050 Km de profundidad donde la velocidad es de aproximadamente 1 Km/s y además, salvo en las series Precámbricas, donde el aumento de velocidad es continuo, existe un canal de baja velocidad a 100-200 Km. A una profundidad de:
- 100 Km: velocidad de las ondas P es aproximadamente 8 Km/s
- 100-200 Km: canal de baja velocidad
- 200-400 Km: velocidad constante
- 400 Km: la velocidad aumenta hasta aproximadamente 9 Km/s
- 650 Km: la velocidad aumenta hasta aproximadamente 10 Km/s
- 1000-1050 Km: la velocidad aumenta hasta aproximadamente 12 Km/s Desde los 400 Km se observa un cambio de fase mineral
7.1. COMPOSICIÓN DEL MANTO
Se ha visto que corresponde a rocas ultramáficas, fundamentalmente peridotitas (con minerales ricos en hierro y magnesio como los del grupo de los piroxenos, olivino y granate). Lo sabemos por:
- La densidad es de 3,3-3,2, deducido a través de los datos aportados por la sismología
- Las lavas emitidas por los edificios volcánicos Las rocas son de distinto tipo:
- Algunas son ricas en olivino (dunitas). Es un residuo de procesos de fusión
- Hay peridotitas con granate, con velocidades algo mayores
