Unidad I.

Geología y Morfología del Terreno*
1º Curso
I.T.O.P.
UNIDAD: 1
‰
GEOLOGÍA DE LA TIERRA
Profesor: Francisco Padilla
Curso 2009-2010
Universidad de A Coruña
El Ciclo de Las Rocas
Representación de La Tierra
Origen de La Tierra
Movimientos de La Tierra
La Atmósfera
La Hidrosfera
El Ciclo del Agua
La Escala del Tiempo Geológico
El Interior
de La Tierra
Partes de La Tierra
Corteza:
Oceánica
Delgada: 10 km
Estratifrafía uniforme = serie ofiolítica:
)
)
)
)
)
Sedimentos
Basalto “pillow”
diques
Gabro masivo
ultramáficas (manto)
Continental
Espesa: 20-90 km media ~35 km
Composition variable
‹ Media ~ granodiorita
Profundidad (km)
Corteza
60
220
Zona de
Transición410
660
Manto superior
Manto
Manto:
Manto
Peridotita (ultramáfico)
Inferior
Superior, hasta 410 km (olivino → spinela)
‹ Capa de baja velocidad 60-220 km
Zona de Transition aumento rápido de la
velocidad
‹ 660 km spinela → tipo perovskite
)
SiIV → SiVI
Inferior la velocidad aumenta gradualmente
2898
Núcleo
Externo
(liquido)
Núcleo
5145
Núcleo
Núcleo:
Fe-Ni metálico
Núcleo externo es líquido
‹ No ondas-S
Núceo interno es sólido
Interno
(sólido)
6370
Estructura externa de La Tierra
La idea básica es que la corteza continental es predominantemente granítica y tiene un grosor
mayor que la oceánica, que está formada por basalto y gabro.
La litosfera está formada por la corteza y parte del manto superior. Bajo la litosfera se
encuentra la astenosfera, que también forma parte del manto superior y que tiene cierta
plasticidad.
La litosfera es pues una capa formada por la corteza y parte del manto superior, que se
encuentra fragmentada en grandes fragmentos o placas que se pueden desplazar
horizontalmente deslizándose sobre la astenosfera. Esta es una capa que se encuentra bajo la
litosfera y se halla en un estado próximo a la fusión, lo que la dota de la suficiente plasticidad
como para permitir los movimientos de la litosfera.
Las placas litosféricas son unas losas de roca cuya extensión puede variar entre unos miles de
kilómetros cuadrados y el tamaño de, por ejemplo, todo el continente eurasiático incluyendo
parte del suelo del Océano Atlántico, digamos unos 60 millones de kilómetros cuadrados, con
un espesor medio de unos 150 km y con una densidad de entre 2.7 gr/cm3 y 3.0 gr/3.
Hacia el interior de la tierra, la temperatura aumenta progresivamente unos 30º C por cada
kilómetro de profundidad, lo que se conoce como gradiente geotérmico medio. Aunque este
gradiente no se mantiene constante sino que se va suavizando en la astenosfera, a unos 150 km
de profundidad, donde se superan los mil grados de temperatura, suficientes para fundir la
mayor parte de las rocas, como el granito o el basalto, por lo que sería razonable pensar que la
astenosfera es una capa de roca fundida sobre el que flota la litosfera. Lo cierto es que a esa
profundidad, la presión litostática, debida al peso de los 150 km de roca suprayacentes, es de
unas 50.000 atmósferas (50 kilobares). Las moléculas que forman los minerales están tan
firmemente sujetas que, ni siquiera con la energía térmica que las lleva a los mil grados de
temperatura, llegan las rocas a estar líquidas, sino que se encuentran en un estado de fusión
incipiente, más o menos como un asfalto de mala calidad en un día caluroso; suficiente para
permitir que la litosfera se deslice, siempre que cuente con una fuerza capaz de vencer el
rozamiento y la viscosidad de la astenosfera.
Si actualmente se producen corrientes de convección que mueven las placas litosféricas es
porque la diferencia de temperatura entre la superficie del núcleo y la base de la litosfera es de
casi tres mil grados. Los estudios de precisión de la velocidad de las ondas sísmicas en el
interior de la tierra, nos han facilitado imágenes sorprendentes del interior del manto, y en
ellas aparecen las corrientes de convección: columnas de material más caliente que el resto, a
las que se ha llamado penachos o plumas térmicas, que ascienden desde la superficie del
núcleo hasta la base de la litosfera. El término penacho trata de evocar una corriente fluida que
asciende verticalmente como una columna de humo o, en este caso, de roca fundida.
Litosfera continental y oceánica
Hay dos tipos distintos de corteza, la oceánica y la continental. La corteza oceánica está
formada principalmente por dos tipos de rocas: basalto (volcánica) y gabro (plutónica). Ambas
son negras y densas, y están formadas principalmente por feldespatos, piroxenos y olivino.
La corteza continental contiene granito y andesita, la primera es una roca plutónica rica en
cuarzo y la segunda es volcánica. También abundan en las zonas superficiales las rocas
metamórficas y las sedimentarias.
La litosfera, como quedó dicho, comprende la corteza y parte del manto superior. Este está
formado por peridotita, roca compuesta principalmente por olivino, un silicato de hierro y
magnesio. Como las placas están formadas por litosfera, se habla normalmente de litosfera
oceánica y litosfera continental, aunque ambas se diferencian realmente en la composición de
su corteza.
La litosfera oceánica se forma en las dorsales oceánicas, zonas donde está fisurada,
adelgazada y hundida. Su menor espesor hace que la astenosfera, al soportar menos presión
litostática, experimente una fusión parcial; recordemos que era precisamente la presión lo que
impedía a las rocas fundirse. Este inicio de fusión origina magmas que ascienden y salen al
exterior por las fracturas en forma de coladas de lava basáltica, originando corteza oceánica.
El espesor medio de la litosfera oceánica es de unos 30 km, de los cuales entre 7 y 10 km son
de corteza.
La litosfera continental tiene un espesor de unos 150 km; entre 30 y 70 son de corteza, y su
origen es algo más complejo: el granito, su componente más característico, se forma por un
proceso de diferenciación magmática, que es algo parecido a obtener un destilado, formado
por los minerales más fácilmente fusibles, de un magma inicial. Por otro lado, cuando las
placas colisionan entre sí, los sedimentos que se encontraban entre ambas resultan
metamorfizados y aplastados contra ellas, y pasan a formar la parte metamórfica y
sedimentara de los continentes.
El flujo de calor
Presión (GPa)
El Gradiente de Presión
0
10
20
1000
z Manto: P aumenta = ρgh
z Casi linear en el manto
‹ ~ 30 MPa/km
z Núcleo: P aumenta más
Manto
2000
3000
por aleaciones más densas
4000
Profundidad
5000
(km)
Variación de la Presión con la profundidad.
Dziewonski and Anderson (1981). Phys. Earth
Planet. Int., 25, 297-356. © Elsevier Science.
6000
Núcleo
30
40
Sismicidad
Corteza
Mohorovicic
Velocidad (km/sec)
0
Repetti
5
10
Litosfera
Astenosfera
1000
Manto
Ondas S
Mesosfera
2000
Ondas P
Gutenbert
3000
Profundidad (km)
Núcleo
Externo 4000
Wiechert
Líquido
5000
Núcleo
Interno 6000
Ondas S
Sólido
Gravimetría
El Geoide
Airy
Pratt
Magnetismo
Tectónica de placas
Teoría de la Tectónica de Placas
Subducción y obducción
La litosfera oceánica, con sus 3.0 g/cm3, es algo más densa que la continental que alcanza los
2.7 gr/ cm3. Esta diferencia es pequeña pero significativa, porque la litosfera continental no
puede hundirse en el manto, pero la oceánica sí.
Por eso, cuando una placa oceánica y otra continental colisionan o se empujan, tarde o
temprano la oceánica acaba por subducir bajo la continental, la cual recibe el nombre de placa
cabalgante. La subducción es un proceso que, una vez comenzado, resulta difícil de parar. A la
placa oceánica le cuesta comenzar a hundirse en el manto, pero una vez que lo consigue, el
proceso se mantiene solo. Posiblemente la entrada de la masa fría reorganiza la convección en
el manto y estabiliza el proceso, además de que la placa al hundirse aumenta su densidad y
empieza a tirar hacia abajo, como un barco que se llena de agua.
En la superficie, el proceso se manifiesta con una intensa actividad símica, ya que la placa se
introduce en el manto a empujones y aplasta contra el continente todo lo que lleva a cuestas:
antiguos volcanes submarinos, sedimentos e islas volcánicas, algunas con sus arrecifes de
coral incluidos.
La placa continental, mientras tanto, responde a esta compresión arrugándose: su borde es
empujado hacia el interior y la litosfera resulta engrosada a la vez que se acorta en la dirección
del empuje dando lugar a un orógeno, o cadena de montañas.
El relieve presenta actividad volcánica, porque el gradiente geotérmico y el rozamiento en
profundidad de la placa subducente producen mucho calor; el incremento de temperatura
resultante favorece la formación de magmas que ascienden y dan lugar a fenómenos
volcánicos en la superficie. Estos volcanes son a veces la única pista que queda de una zona
de subducción ya desaparecida. Tal podría ser el significado de la zona volcánica situada en la
provincia de Huelva y en el sur de Portugal que dio lugar a los yacimientos minerales que se
explotan en Río Tinto (Huelva): aunque la zona de subducción desapareció hace millones de
años, queda su huella.
La placa oceánica continúa subduciendo hasta que, adherido a ella, llega un continente que,
debido a su poca densidad, es incapaz hundirse en el manto: se introduce bajo la placa
cabalgante, pero de ahí no pasa. El empuje impulsa el conjunto hacia arriba, por el principio
de Arquímedes, en busca de su equilibrio (lo que en geología se denomina isostasia) y la
subducción se detiene. La colisión de dos placas continentales da lugar a un orógeno de
colisión, el cual contiene materiales comprimidos y fuertemente plegados que proceden de los
sedimentos de ambas placas. El levantamiento isostático acelera la erosión del orógeno.
La colisión de dos placas continentales es un fenómeno lento pero extraordinariamente
potente y violento. Los sedimentos atrapados entre ambas placas son intensamente
deformados y metamorfizados, formando cabalgamientos que se apilan unos sobre otros, lo
que origina una estructura aparentemente caótica e indescifrable. Sin embargo, se puede leer
la historia escrita en esa estructura y de reconstruir, al menos en gran parte, la disposición que
tenían los materiales antes de deformarse, así como su origen, la dirección y la intensidad de
los esfuerzos, y otras muchas cosas.
En algunos casos un fragmento de litosfera oceánica en vez de subducir queda sobre el
continente, incrustado en el orógeno que se forma en la colisión. Este proceso recibe el
nombre de obducción.
El fragmento de litosfera oceánica obducida
da lugar, lógicamente, a un afloramiento de
peridotita, basaltos y gabros, que son los
componentes de la litosfera oceánica. Este
conjunto de materiales, que queda englobado
en el orógeno y que es deformado por él,
recibe el nombre de ofiolita.
Los fragmentos abducidos de litosfera
oceánica originan pues afloramientos de
ofiolitas. De esta forma, cuando en un
continente se encuentran tales afloramientos
de rocas, existe una sospecha fundada de que
allí tuvo lugar la colisión de dos placas
continentales y el cierre del océano que
existía entre ambas, aunque ya no quede
rastro del orógeno ni del océano.
Las rocas que se interpretan como ofiolitas
en Galicia y en Huelva podrían tener el
significado anteriormente mencionado. Otro
asunto es dibujar con precisión sobre el mapa
una zona de subducción que dejó de
funcionar hace millones de años y cuyas
huellas han sido deformadas y erosionadas
varias veces.
Los resultados de la colisión entre dos placas continentales son en resumidas cuentas los
siguientes:
ƒ
Las dos placas han quedado incrustadas y montadas una sobre la otra;
ƒ
En la zona de colisión se ha producido una intensa deformación de los materiales
dando lugar a un orógeno o cordillera de montañas;
ƒ
La litosfera continental ha duplicado prácticamente su grosor;
ƒ
El empuje isostático hace que el relieve recién formado gane altura rápidamente.
El Himalaya, los Alpes, los Pirineos, las cordilleras Béticas y muchas otras cadenas
montañosas en el planeta, se ajustan a este modelo.
Acreción oceánica y continental
Como se ha indicado, la litosfera oceánica se crea en las dorsales oceánicas, fenómeno que se
distingue con el nombre de acreción oceánica. Por otro lado, se sabe que se destruye en las
zonas de subducción, en su descenso bajo la superficie de la tierra hacia el interior de la
astenosfera.
Por el contrario, la litosfera continental no se destruye, permanece para siempre a flote en la
superficie terrestre. Aunque también los continentes tiendan a crecer, fenómeno que se
denomina como acreción continental. No obstante, los continentes sí que son erosionados por
los agentes geológicos como los ríos, los glaciares, las aguas salvajes o el oleaje y, la mayoría
de los materiales así arrancados, tarde o temprano acaban en el mar que rodea el continente.
Una vez en el mar, suelen depositarse en la plataforma continental, y allí pueden permanecer
durante millones de años, sobre todo si se trata de una plataforma estable, pero con frecuencia
son arrastrados por las corrientes hacia mar adentro y acaban cayendo por el talud continental
hasta el fondo oceánico. Estos depósitos forman una primera etapa del crecimiento de los
continentes en forma de prismas adosados a su talud, que podemos llamar etapa de acreción
sedimentaria.
Si el margen del continente es estable, los sedimentos permanecen allí, pero si comienza la
subducción, entonces los sedimentos son empujados contra el continente, se incrustan contra
el talud, sufren un metamorfismo de alta presión y quedan definitivamente adosados a la
litosfera continental que, de esta forma, ha visto incrementada su extensión. Esta etapa
podemos llamarla de acreción tectónica.
Si la subducción trae hasta este continente otra placa continental y acaban colisionando, el
orógeno resultante contendrá los sedimentos que había entre ambas, es decir, sus respectivos
prismas sedimentarios, tal vez metamorfizados.
Al estudiar el orógeno, no resulta extraño por lo tanto, encontrar mezclados materiales que se
formaron en lugares diferentes del mundo; son los sedimentos que cada placa traía al pie de su
talud o en el borde de su plataforma, y que se encontraron en el centro mismo de la colisión.
La acreción sedimentaria, la acreción tectónica y la colisión de placas son procesos que
contribuyen a la acreción continental y que van pues aumentando la extensión de las placas
continentales.
Rotura de un continente: rifting
Los penachos térmicos son las corrientes de convección que se forman en la superficie del
núcleo terrestre, a 2.900 km de profundidad, y que ascienden atravesando el manto como
columnas de material viscoso a muy alta temperatura. Pueden detenerse a medio camino o
pueden llegar hasta la base de la litosfera oceánica y originar un punto caliente en la superficie
del planeta. Actualmente hay una docena de estos puntos calientes reconocidos: por ejemplo
bajo las islas Azores, las Hawai o las Reunión. Como la litosfera oceánica es más bien
delgada, el penacho térmico la perfora y origina focos volcánicos muy activos y localizados
que son el origen de estas islas.
Sin embargo, cuando el material caliente
se encuentra bajo la litosfera continental,
que es más gruesa, no le resulta tan fácil
atravesarla; el calor se acumula bajo la
placa y se produce un abombamiento. El
flujo divergente del penacho térmico,
que se abre como un paraguas bajo la
litosfera, produce esfuerzos distensivos
que acaban por romperla.
Normalmente el agrietamiento de la
litosfera continental produce un punto
triple: tres fisuras que parten de un
punto, delimitando tres ángulos de 120
grados más o menos, y en las que puede
comenzar la emisión de lava. El material
emitido no estaba inicialmente fundido
debido a la gran presión en la base de la
litosfera pero, al romperse esta y
descender la presión, la astenosfera que
está recalentada por el penacho térmico,
sufre una fusión parcial y grandes
cantidades de basalto salen a la
superficie.
El estado inicial de rotura de un continente se denomina rift, nombre tomado del Rift Valley,
región que ocupa parte de Tanzania, Congo, Uganda y Kenya, en África oriental, donde está
ocurriendo este proceso. La palabra rift significa hendidura, grieta, y también romper; por ello
la fragmentación de un continente se llama en general rifting. La rotura se produce a lo largo
de fallas de centenares de kilómetros de longitud, y los bloques delimitados por estas
fracturas, en el contexto distensivo en que se encuentran, se desploman quedando basculados
y unos más bajos que otros.
Las primeras etapas de la apertura de un rift se caracterizan por una subsidencia heterogénea y
un tanto desorganizada; las transgresiones y regresiones del mar en este contexto son muy
rápidas. Cada transgresión origina un mar poco profundo pero que puede adentrarse mucho en
el continente, cubriendo las zonas hundidas y rodeando las que han quedado levantadas. Tras
cada regresión pueden quedar masas de agua marina abandonadas tierra adentro que, al
evaporarse, originan depósitos de yesos y sales. El Triásico de la Cordillera Ibérica cuenta
precisamente esa historia.
En un rift que prospera, la inyección de magmas procedentes de la astenosfera empuja los
fragmentos del continente y estos comienzan a separarse. Esta etapa recibe el nombre de drift
(deriva, movimiento), haciendo referencia a que el continente ha dejado de comportarse como
una unidad y se ha convertido en dos (o más) placas con capacidad de desplazamiento relativo.
Entre los fragmentos que se separan, los magmas basálticos extruidos por las fracturas van
originando corteza oceánica, que se queda adosada a la litosfera continental.
En la zona de contacto entre la litosfera continental y la litosfera oceánica reciente, hay una
zona de transición formada por litosfera continental fracturada y adelgazada por el
estiramiento a que ha estado sometida. Si el rift es invadido definitivamente por el mar, esta
zona de transición forma la plataforma continental y el talud continental.
La estructura formada por litosfera continental que, mediante una plataforma y un talud se
continúa con litosfera oceánica, recibe el nombre de margen continental estable o pasivo.
Actualmente la costa atlántica europea es un margen de este tipo. En la Cordillera Ibérica los
sedimentos del Triásico se formaron durante una etapa de rifting generalizado. El Cretácico
superior en cambio, está representado por unos sedimentos de plataforma continental que
indican el intento de formación de un margen continental estable, cuy talud se encontraba en
lo que ahora es la costa cantábrica y los Pirineos por el norte, a la altura de la costa
mediterránea por el este, y en lo que ahora son la Béticas por el sur.
El rift puede continuar evolucionando: una vez puestos en marcha los fragmentos del
continente, al separarse producen más descompresión de la astenosfera, que continúa
fundiéndose y aportando magmas a la superficie. A estas alturas la zona estára ocupada por un
océano estrecho y profundo, como ocurre en el Mar Rojo que se encuentra en ese punto del
proceso. La extensión del fondo oceánico es un proceso que se automantiene y que origina un
nuevo océano, como el Atlántico, que está actualmente en pleno crecimiento.
No siempre un rift llega a ser un océano. El proceso puede abortarse en cualquier momento y
puede incluso invertirse si los fragmentos del continente son empujados por otras placas y se
ven obligados a colisionar de nuevo. La poca litosfera oceánica que hubiera podido formarse
es entonces subducida rápidamente.
Hay varios ejemplos de rifts actuales que, por ahora, no han prosperado. Es fácil identificarlos,
porque como son zonas deprimidas debido a la subsidencia, suelen estar marcados en el mapa
por grandes ríos o por sistemas de lagos: el Nilo y sus lagos, el Rhin, el Lago Baikal en Rusia
y otros, son ejemplos de rifts extensos y profundos. Salvando las distancias, en España
tenemos también algunos rifts abortados, como la zona de Calatayud-Teruel por donde
discurren los ríos Jilona y Alfambra, y su continuación hacia el sur por Valencia, Murcia y
Almería, donde se encuentran los Espacios Naturales de Sorbas y del desierto de Tabernas. La
Cordillera Ibérica, por su parte, es un ejemplo de rift cerrado tras un intento de apertura que
llegó hasta la formación de una plataforma continental, aunque no llegó a desarrollar litosfera
oceánica.
Bordes
de
Placas
Génesis ignea de las Placas Tectónicas
1. Dorsal medio-oceánica
2. Acreción Intracontinental
3. Arco de Islas
4. Margen Continental
activo
5
3
1
5. Cuenca marginal
6. Puntos calientes
7. Actividad
intracontinental
‹ kimberlitas, carbonatitas,
anortositas...
6
7
4
200
Corteza
Corteza
40
Manto
?
600
Manto sub-
La Tectónica de Placas
y el Ciclo de las Rocas
Magma
?
?
?
2
– Cenozoico – Mesozoico
LAURASIA
PANGEA
Tethys
GONDWANA
Mesozoico – Paleozoico – Precámbrico
GONDWANA