Alberto Sedano Ramón

Tema1: Introducción. Conceptos básicos.

Concepto de Geología.

La palabra geología viene de la palabra griega “Gea”, que significa divinidad

griega. Ésta ciencia se encarga del estudio de la Tierra, de los materiales que la forman

y de los fenómenos sobre los que actúa.

Los datos en los que se basa esta ciencia para su estudio e investigación se

encuentran en los materiales, así como en su distribución y en los accidentes que

presentan. Descifrar estos datos e interpretarlos constituye la tarea de los geólogos y de

la geología.

·Junta o Diaclasa: las discontinuidades se llaman juntas o diaclasas cuando la

componente de desplazamiento paralela a la estructura es nula. Un juego de juntas se

define como una serie de juntas con un objetivo común. Las juntas van asociadas a las

fallas.

·Estilolitas: son superficies de disolución de forma irregular y se comprueba que

sus ejes, es decir, las columnas que las acompañan guardan relación con una relación

casi constante.

·Asociación pliegue-falla: cuando se presenta en estructuras que presentan

vergencia, si la amplitud alcanza más de 5 Km, es lo que se denomina mantas de

corrimiento. Y se habla de terrenos alóctonos si el material se ha trasladado y

autóctonos si el material se ha movido. Se denomina ventana a la presencia de terrenos

autóctonos rodeados totalmente de alóctonos y si presenta terrenos alóctonos totalmente

rodeados de autóctonos recibe el nombre de ventana de Klippe.

A cada una de las etapas de la geología se le asocia una problemática específica,

cuyo estado nos va a permitir dejar constancia de una serie de principios fundamentales,

de conceptos básicos, de ciclos geológicos de clasificación. Desde hace apenas 300 años

la geología abarca un circulo limitado que abarca el origen y evolución de este planeta

en relación con otros sistemas del universo, los datos para esta investigación se

encuentran en los materiales que componen la Tierra, así como en su distribución y

forma que presentan en la superficie terrestre.

El desarrollo de las ciencias geológicas.

Desde el principio de los tiempos, el hombre ha querido conocer más acerca de

la Tierra. Las primeras etapas de la geología se basan sobre todo en la observación, pero

fue a partir del siglo XVI y XVII cuando se basó en la observación y experimentación

naciendo así la ciencia empírica.

En esta época son frecuentes las polémicas entre defensores de distintas teorías,

por ejemplo: catastrofistas y actualistas (Neptunistas). Como consecuencia de estas

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polémicas algunos estudios publicados fueron criticados y despreciados, descubriendo

más tarde que eran completamente ciertos (Hutton s. XVIII, criticado por Werner).

El desarrollo alcanzado en el siglo XX llevó consigo la diversificación de la

geología en otra serie de ciencias específicas (Mineralogía, Paleontología, etc…).

Además debido a la búsqueda de nuevos materiales y sobre todo de minerales llevó

consigo la obtención de una geología aplicada.

-Edad Antigua (Etapa inicial):

En esta época la geología se basaba en realizar simples observaciones sin pensar

por qué y el cómo de las cosas, por consecuente se obtenían pocos datos. Sin embargo,

en la antigua Grecia se fue desarrollando la Roma del saber debido a diversos autores

como:

Aristoteles (s.IV a.C.) Explicación metafísica: en la que a parir del aire, tierra,

agua y fuego se componen las sustancias.

Teofrasto (s.III a.C.) Estudios acerca de los minerales y las rocas.

Séneca (s.I) Cuestiones naturales: obra en la que opina de los ríos y su acción,

las aguas subterráneas, etc…

Plinio (s.II) Historia natural: pone a punto el conocimiento sobre las ciencias

naturales.

-Edad Media:

En esta época se produjo un estacionamiento científico sobre todo el mundo

occidental. Sin embargo, fue en oriente donde surgió un movimiento científico árabe

motivado por Avicena, autor cuyas ideas sobre el origen de las rocas y su origen

hidrotermal (precipitación química y congelación del agua) suponían un gran adelanto.

-Renacimiento (s.XVI y s.XVII):

En occidente los adelantos comenzaron en el Renacimiento, donde cabe destacar la

obra de Leonardo da Vinci que fue el primero en reconocer la naturaleza de los fósiles.

Como repercusión de ciertas ideas de Descartes, Galileo, Kepler y Newton entre

otros nace entre el siglo XVI y el siglo XVII la ciencia empírica basada en la

observación, experimentación e inducción: lo que lleva consigo la utilización del

método experimental, siendo el alemán Agrícola, con una serie de conceptos de

mineralogía, el que marcó su inicio.

-Siglo XVIII:

A principios del siglo XVIII se emiten una serie de principios fundamentales de la

geología: como las teorías neptunistas y plutonistas.

En las teorías neptunistas de Wenner se explica el origen de las rocas como

depósito de un hipotético océano universal primitivo gradualmente

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subsidente del cual surgieron las montañas y de este modo las rocas ígneas

(granitos y basaltos) formadas por partículas en suspensión de dicho océano.

En las teorías plutonistas de Hutton se consideraba que las rocas cristalinas

no estratificadas como el granito y el basalto son producto de la

solidificación de materiales fundidos que ascienden desde el interior de la

Tierra y se encajan en otras rocas.

También en el siglo XVIII se plantean otras polémicas como pueden ser: el

catastrofismo y el uniformismo.

El catastrofismo intenta explicar todos los fenómenos geológicos con

intervalos de tiempos muy cortos, es decir, como cataclismos.

El uniformismo defiende que los fenómenos que actúan en el pasado son los

mismos que los que actúan hoy en día, es decir, las leyes y los procesos

naturales no han variado con el tiempo.

-Finales del s.XVIII, principios del s.XIX:

William Smith publica el principio de estratigráfica y paleontología.

Arduino en 1778 estableció una división entre montañas primarias y

secundarias, y otra entre materiales ternarios y cuaternarios (permaneciente

hasta hoy día).

Haüy establece las formas cristalográficas de los minerales.

Además en el siglo XIX se establecen las grandes divisiones del tiempo

geológico que determinan los fósiles de cada una de ellas, así como las

teorías evolutivas de Darwin de gran importancia en paleontología, que

explica la gran importancia de la sucesión de fósiles.

En 1878 se celebró el primer congreso de geología, en este se produjo la

diversificación de esta ciencia, madre en otra serie de ciencias específicas:

mineralogía, paleontología, etc…

Durante el siglo XIX van a seguir habiendo nuevos avances, también nuevas

técnicas de laboratorio (rayos X, etc...) y nuevas teorías como la de la tectónica de

placas.

Sobre todo se sigue desarrollando la geología aplicada, de gran interés para el

hombre, así como el desarrollo de nuevas ciencias: geotécnica, hidrología, etc…

Principios básicos.

Tanto el actualismo como el uniformismo forman las bases de la geología.

-Uniformismo (Hutton 1768):

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Según el cual las leyes y procesos naturales han permanecido uniformes a lo

largo del tiempo geológico.

-Actualismo (Lyell 1832):

Según el cual los fenómenos geológicos han ocurrido de la misma forma que en

la actualidad. Por lo que podemos aplicar la experiencia del presente a la reconstrucción

del pasado y a la predicción del futuro.

-Superposición de estratos (Steno 1638-1686):

Este principio relaciona tiempo, roca y espacio, y expone que los terrenos se

encuentran dispuestos en capas, siendo las inferiores más antiguas que las superiores.

Esta definición lleva consigo el principio de la sucesión faunística. Según esto,

los fósiles que se encuentren en las capas superiores son más modernos que los de las

inferiores. Lo que nos permite determinar unos principios para la correlación de

estratos.

-Principio de sucesión faunística y correlación estratigráfica:

Según este principio los fósiles que se encuentren en los estratos o capas

superiores son más modernos. La gran continuidad de la sucesión de los fósiles nos

permite determinar unos criterios para la correlación de estratos. Pudiendo, de esta

manera, hallar y mantener la composición de los estratos a pesar del tiempo.

La palabra correlación significa relación recíproca entre dos o más cosas. De

esta forma todo aquello que nos pueda demostrar la equivalencia entre dos unidades

geológicas es un criterio de correlación. Los principales criterios sobre los que se basa

la correlación se divide en dos grupos:

Física: grupo que define las características litológicas de los materiales.

Biológica: grupo que se encarga del estudio de los fósiles.

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El tiempo en geología.

Las variables fundamentales en geología son: el tiempo, el espacio y los

fenómenos geológicos ya sucedidos, todas estas variables quedan registradas en las

rocas:

-El tiempo:

El tiempo es sin dudad la variable más

importante, ésta no se identifica por sentido teórico, sino

por su relación con los procesos geológicos.

El origen de la dimensión tiempo no tiene un

completo sentido geológico, sino que se ha definido

como un tiempo pregeológico englobado más en el

mundo de la astronomía y la astrofísica.

Éste comienza con las primeras formaciones

estratigráficas estudiadas por la geocronología.

La amplitud del tiempo esta abarcada entre segundo y segundos

encontrándose, por ejemplo, entre s. hasta un día las mareas y el movimiento de

las cortezas.

Por lo general podemos decir que el tiempo queda registrado en los estratos.

-El espacio (variable geográfica):

El espacio marca el umbral donde se ha registrado un proceso geológico, así

como su dominio y extensión de forma que puede ser representado en un mapa.

-Procesos geológicos:

La tercera dimensión son los procesos geológicos que se reconstruyen a partir de

pequeños procesos registrados en los estratos a los que se denominan sucesos.

Siendo la búsqueda de estos sucesos la primera etapa de un proyecto geológico.

En el tiempo se trata de citar la duración del proceso o suceso, sin embargo, en

el espacio es necesario fijar la amplitud y el punto de observación del suceso. De esta

manera el suceso puede ser descrito como los cambios que se producen desde el inicio

hasta el final del mismo, teniendo como causa una variación de energía dentro del

ambiente geológico entre varios procesos simultáneos. Dando como resultado el

conocimiento de la interrelación entre dichos procesos.

Edades relativas y absolutas.

Uno de los objetivos más importantes de la geología histórica es la

determinación de la edad de las rocas y de los sucesos geológicos.

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Edad relativa: determina el orden en que surgen o suceden las rocas y los

sucesos geológicos.

Edad absoluta: determina la magnitud en dimensión y el orden también en

dimensión física de un proceso determinado como la roca.

Métodos radiactivos y no radiactivos.

La edad absoluta se puede determinar cuándo un fenómeno es una función

matemática del tiempo. Ésta se puede medir mediante una serie de métodos divididos en

dos grupos: métodos radiactivos y no radiactivos.

-Métodos no radiactivos:

Dendrocronología: se basa en el crecimiento de los vegetales que forman

un anillo anual. Siendo la primavera la etapa de crecimiento en la que el

anillo es más grueso y claro y en el verano en la que es más delgado y

oscuro.

Anillos de crecimiento: son organismos que viven en agua y tienen unas

protuberancias que permiten saber los días que tiene el año en un

determinado periodo.

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Varvas glaciares: se basa en distintas láminas finas y oscuras o claras con

distinto tamaño de grano, las cuales se encuentran en los depósitos de los

glaciares.

-Métodos radiactivos:

Se basan en el carácter radiactivo de determinados elementos químicos

que están presentes en los minerales y en las rocas. Estos elementos desprenden

partículas (α, β, γ) de su núcleo formando nuevos elementos.

Periodo de semidesintegración: tiempo que tarda en reducirse a la mitad

la sustancia radiactiva inicial dando lugar a otros elementos.

Unidades cronoestratigráficas y geocronológicas.

-Cronoestratigráficas:

Es cada uno de los volúmenes de rocas estratificadas diferenciadas por su edad.

Delimitadas por horizontes cronoestratigráficos (isócronos). Dividen la columna

estratigráfica basándose en el tiempo, y además hacen referencia a los estratos que han

sido depositados durante un tiempo determinado. Es tangible.

-Geocronológicos:

Cada una de las unidades de tiempo geológico correspondientes a las unidades

cronoestratigráficas. Son divisiones temporales y no tienen en cuenta los sedimentos,

sino el tiempo absoluto, es decir, las primeras son unidades materiales, mientras que las

segundas son intangibles.

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Concepto de fósil y fósil guía.

-Paleontología:

Ciencia que se encarga del estudio delos fósiles en todos sus aspectos y basa sus

posibles relaciones mutuas con el ambiente en el que se desarrollan.

-Fósil característico o guía:

Al estudiar los estratos se comprueba que en cada uno de ellos existen una clase

de fósiles propios que no se encuentran en el resto de estratos. Éstos son los

denominados fósiles guía, que pueden ser especies paleontológicas o grupos

sistemáticos de gran amplitud.

Es una especie que tiene una gran extensión geográfica y una existencia corta a

escala geológica. Se caracteriza por una evolución rápida, existencia abundante en los

estratos (facilidad de fosilización) y un área de dispersión extensa. Se pueden utilizar

para comprobar la edad de la tierra.

Ejemplos de este tipo de fósiles guía son:

·Trilobites Cambrico-Silurico.

·Braquiopodos y Goniatites Dévonico.

·Ammonites Jurásico.

·Orbitolinas Cretáceo.

·Nummulites Eoceno, periodo del terciario.

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Propiedades del Sistema Solar.

-Energía de los planetas:

Podría suponerse que la energía que almacenan los planetas y se revelan en los

rasgos geológicos que va descubriendo la exploración planetaria es un residuo

conservado desde los inicios del origen del Sistema Solar.

El comprender el origen, transmisión y expresión superficial de esta energía es

crítico para el entendimiento del registro geológico, que es en último término un

subproducto de la disipación de la energía residual.

Hay tres teorías del origen del calor generado por los planetas en las fases

iniciales de la historia:

1-. Descomposición de isotopos inestables de vida media corta.

2-. Disipación mareal de la energía de rotación.

3-. La energía gravitacional transformada en térmica en el proceso de acreción

planetaria.

El grupo uno fue muy importante en los años 70 y hoy no parece muy verosímil

porque los productos de transformación de las nucleidas no se han encontrado en

materiales primordiales.

El grupo dos, la disipación mareal, sólo sería importante en planetas con satélites

muy masivos y ha sido poco estudiado aun.

El grupo tres es el que se acepta hoy generalmente. Se citan tiempos de acreción

muy cortos, por ejemplo, no más de 1000 años en los que el calor de impacto no tendría

tiempo de disiparse, alcanzando la mayor de los cuerpos ante temperaturas de fusión,

fenómeno que afectaría a un porcentaje importante de la masa de los planetas. Decir que

la energía que tiene la Tierra para la tectónica de placas ha de venir de algún lado.

-Flujo térmico terrestre:

Aunque la temperatura de la superficie terrestre se debe principalmente a la

radiación solar, existe una componente de procedencia interna originada por el calor que

desprende la Tierra y que se define como flujo térmico.

Q=K(dt/dz) K constante/conductividad térmica de la roca.

ttemperatura.

zprofundidad.

dt respecto de z es el gradiente geotérmico, cuyo valor medio en las capas externas de la

Tierra es de 33ºC/km. Este valor no es extrapolable a grandes profundidades ya que la

Tierra alcanzaría valores de temperatura imposibles de admitir dado que el estado sólido

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de capas intermedias que tienen escasa conductividad térmica atenúan la disipación del

calor interno.

El flujo térmico considerado normal es de 1,5· unidades de flujo térmico

(HFU) y una unidad de flujo térmico es igual a cal·cm/s.

El problema se plantea al comparar el principal aporte de calor actual (los

isótopos radiactivos de carga vida media) por las pérdidas por radiación térmica al

espacio. En otras palabras, no sabemos sí la Tierra se está enfriando, calentando o sí está

en equilibrio térmico. Esta última posibilidad parece descartada por las huellas que el

magmatismo arcaico ha dejado en el registro geológico.

En apoyo del equilibrio térmico está el hecho de que el flujo térmico terrestre

total es de 7,7· cal/s que coincide con el que produce una condrita (constelación del

sistema solar) de dimensiones de nuestro planeta.

Presenta gran interés la distribución de flujo térmico y esto lleva consigo la

interpretación de un juego de teorías geodinámicas que sirven para aclarar cualquiera

que sea su origen calorífico interno o el transporte de calor hacía la superficie, implica

movimientos convectivos (en círculos) en capas sólidas internas ya que si el gradiente

superficial se mantiene totalmente total, la Tierra se mantiene totalmente fundida.

El transporte de calor hacía la superficie se verifica por simple conducción de las

capas más externas de la Tierra que constituyen la litosfera.

Bajo la litosfera se encuentra la astenosfera de especiales características y poco

conductora térmicamente, por lo que el transporte de calor irá asociado a un proceso

convectivo. El límite litosfera/astenosfera se define por el tránsito de un material rígido

(litosfera) a otro inferir (astenosfera) que probablemente tiene la misma composición

pero que ya no se importa como un material rígido.

La potencia de la litosfera oscila entre 70km (en océanos) y 25km (en

continentes). Según esto el flujo térmico debería ser mayor en los océanos y está en

contradicción con los valores térmicos registrados que prácticamente son iguales en los

océanos y en los continentes. La desintegración de isótopos de larga vida media

y que son mucho más abundantes en la corteza continental ácida que

en la corteza básica, pueden contribuir a una importante fuente calor en la litosfera. Sin

embargo, este aporte de calor no basta para explicar las diferencias de flujo entre

diferentes zonas continentales.

-Campo magnético. Paleomagnetismo.

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Propiedades, estructura y composición de la Tierra.

Desde comienzos de siglo se sabe, sobre todo después de intensos estudios

geofísicos, que la Tierra se divide en tres partes: corteza, manto y núcleo.

Esta división se hizo observando el comportamiento de las ondas elásticas de un

terremoto. Las ondas sísmicas penetran en la Tierra y surgen en un punto distante, la

técnica consiste en el tiempo no preciso que las ondas P y S necesitan para desplazarse.

Dependiendo de este tiempo y de las propiedades de los materiales que cruzan

las ondas, los sismólogos intentan encontrar explicaciones, pero estas variaciones

corresponden a cambios en las propiedades de los materiales atravesados.

Para estudiar los cambios en la composición de los materiales atravesados de la

Tierra estudiamos las propiedades de la transmisión de ondas:

·Velocidad de ondas:

Ésta depende de la velocidad y la elasticidad de los materiales que atraviesa,

siendo su propagación más rápida en los materiales rígidos, y más lenta en los no

rígidos.

Dentro de una capa determinada la velocidad de la onda aumenta con la

profundidad, debido a que la presión aumenta comprimiendo la roca y transformándola

en un material elástico más compacto.

-Ondas compresivas “P”:

Las ondas P vibran hacía atrás y hacía adelante en el mismo plano de su

dirección de movimiento. Éstas pueden propagarse por líquidos o sólidos que al estar

comprimidos se comportan elásticamente.

-Ondas cizalla “S”:

Las ondas S vibran en ángulo recto con respecto a la dirección de

desplazamiento. Éstas no se propagan a través de líquidos porque a diferencia de los

sólidos no se oponen a la cizalla.

·En todos los materiales las ondas P viajan más rápido que las S.

·Cuando las ondas sísmicas pasan de un lado de un material a otro, las

trayectorias se refractan, es decir, se refleja energía.

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En 1910 el sismólogo Mohorovicic presenta la primera prueba de distribución de

las capas en el interior de la Tierra. El límite entre la corteza y el manto subyacente se

denomina Discontinuidad de Mohorovicic.

Se descubrió que los sismógrafos situados a 200 km de los terremotos

superficiales obtenían mayores velocidades para las ondas P que en el punto del

terremoto, siendo esta velocidad de 8 km/s en los sismógrafos a 200 km y de 1,6 km/s

en el punto del terremoto. De donde se dedujo que bajo la corteza terrestre había una

capa distinta.

Existe otra discontinuidad denominada: Discontinuidad de Gutenberg. Ésta se

encuentra en el límite núcleo-manto y fue en 1914 cuando se descubrió debido a la

observación de las ondas P, que disminuyen y desaparecen por completo a unos 105º de

un terremoto, y reaparecieron de nuevo a los 140º del terremoto pero 2 minutos después

de lo que cabría esperar en función de la distribución de la distancia recorrida. Este

cinturón de ondas sísmicas donde están ausentes las ondas P de 35º se denomina zona

de sombras de las ondas P. esta zona podría explicarse si la Tierra tuviese un núcleo

compuesto de material diferente al del manto.

En 1936 el alemán Lehman dedujo la última división importante del interior de

la Tierra, pero no se descubrió hasta los años 70, cuando debido a unas pruebas

nucleares en Nevada (EE.UU.) se descubrió una nueva refracción y reflexión dentro del

núcleo. De ahí se obtiene que el núcleo interno tenga de radio 1216 km y las ondas P

que atraviesan éste tienen velocidades medias más rápidas que las ondas P que pasan

por el núcleo externo. El aparente aumento de la elasticidad del núcleo interno deduce

que éste es más sólido.

Estructura de la Tierra.

En 196,3 según Bullen, la Tierra se encuentra estructurada de la siguiente forma:

-Estructura de la corteza:

La corteza varía ampliamente de unas regiones a otras, diferenciándose dos

regiones importantes: las continentales (estructura compleja) y las oceánicas

(estructura sencilla).

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La distribución de las velocidades de las ondas sísmicas en la corteza varía

ampliamente.

La corteza continental tiene de espesor medio: 20-50 km. Localmente 60 km

Debajo de la corteza esta la discontinuidad de Mohorovicic, implica un aumento

brusco de las ondas P.

Las ondas P en regiones continentales se diferencian:

·En regiones tectónicamente activas: Las ondas P alcanzan velocidades

V= 7,2-7,7 km/s, intermedias entre las típicamente corticales (5,8-7,2 km/s) y las

asignadas al manto superior.

·En regiones estables:

-Z. Superior: la velocidad de las ondas P varía entre 5,8-6,4 km/s.

-Z. Inferior: la velocidad de las ondas P varía entre 6,5-7,2 km/s.

-Orogénicas: la velocidad de las ondas P varía entre 7,2-7,7 km/s.

Conrad (1925) dijo que la corteza continental estaba formada por dos capas:

Granítica (superior) y basáltica (inferior).

R. oceánicas: fuera de las dorsales y de las grandes fosas, en la estructura se

diferencian:

-Capa 1: E=0,45 km. La velocidad de las ondas P no supera los 3 km/s.

-Capa2: E=1,3-2,4 km. La velocidad de las ondas P es de 5 km/s.

-Capa 3: E=5 km. La velocidad de las ondas P no supera los 7 km/s.

En las dorsales: la anomalía de Bourger indica una importante deficiencia de

masa.

-Capa 1: Aparecen las depresiones.

-Capa 2: Aparecen ininterrumpidamente en las crestas oceánicas

-Capa 3: Puede llegar a confundirse con el manto.

En las fosas: los estudios gravimétricos han puesto de manifiesto que:

-Existencia de masa.

-La corteza de tipo oceánico es igual que las áreas adyacentes.

-la acumulación de sedimentos es variable, si bien en general no alcanza

grandes espesores.

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-Estructura del manto:

El manto presenta el 84% de volumen y el 69% en masa.

El límite corteza-manto viene definido por un aumento de las ondas P que pasa a

velocidades de 7 a 8 km/s en el manto superior.

Manto superior:

-Según Jeffreis: La curva de distribución de las velocidadesde las ondas P

muestra un suave incremento a profundidades inferiores a 400 km y a

partir de aquí un aumento brusco de la misma.

-Según Gutemberg: Decrecimiento de la velocidad, que alcanza su

mínimo a 100 km aproximadamente (debajo de la discontinuidad de

Moho) y sobrepasando esta zona de baja velocidad hay un aumento de

velocidad.

La zona de transición (entre 220-40 y los 1000) viene marcada por un rápido

incremento de velocidad de las ondas P y S con la profundidad, según Jeffries

comienza a los 400 km, según Gutemberg comienza a los 200 km.

Manto inferior: Las ondas P y S muestran un suave incremento, salvo en la base

que la velocidad de las ondas P es cercana a los 14 km/s.

-Estructura del núcleo:

A los 2900 km está definido el límite manto-núcleo por la discontinuidad de

Gutemberg.

Representa el 16% en volumen y el 31% en masa de la Tierra.

Solamente las ondas P se propagan en el núcleo, posiblemente las ondas S se

propagan en el núcleo interno, esto implica que la parte más externa del núcleo

es líquida.

Se divide en:

- N. externo (2900-4980 km): P aumentan de 8 a 10 km/s.

- Z. de transición (4980-5120 km): P disminuyen de 10,4 a 9,5 km/s.

- N. interno (5120- km): P aumentan hasta 11,1 km/s.

Composición de la Tierra.

-Composición de la corteza:

Al observar la corteza se aprecia una gran variedad de rocas que queda

demostrada en los sondeos, tanto de forma regional, comoen la vertical.

Clarke y Washinton en 1924 aceptaron que para simplificar los cálculos, puesto

que las rocas sedimentarias se formaban a partir de las ígneas, la composición química

media de las ígneas podría ser equivalente a la composición de la corteza. Tras realizar

5139 análisis de rocas ígneas dedujeron que la corteza se basa en una roca intermedia de

granito y basalto en la proporción 2 es a 3 (2/3).

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Otros estudios exponen que la corteza superior está formada por una capa

granítica (velocidad de ondas P entre 5,8 y 6,4 km/s) y la corteza inferior por una capa

basáltica (velocidad de las ondas P entre 6,5 y 7,2 km/s).

Teniendo en cuenta las observaciones geológicas hay una capa sedimentaria

mayor en los continentes que en los océanos.

Al observar la composición de química de las capas se observa que difieren de la

composición de la corteza. Unos autores rusos, basándose en estudios geológicos y

geoquímicos, calcularon la composición química media de las capas:

Capa sedimentaria: tiene un expesor medio de 1,8 km aunque puede

llegar en los geoclinales a los 20 km de espesor. Ésta compuesta por

rocas arcillosas en un 42%, areniscas en un 20%, volcánicas en un 19% y

r. carbonatadas en un 18%.

En las regiones oceánicas en contraposición con las continentales, el

espesor medio es de 0,4 km y está compuesta por calcáreos en un 41%,

rocas arcillosas en un 31%, sílices en un 17% y volcánicas en un 35%.

Capa granítica: se extiende exclusivamente en áreas continentales, su

espesor medio es de 20 km y en ellos son predominantes los granitoides

y las rocas metamórficas acidas. Su composición química corresponde a

la de una roca constituida por: cuarzo, fedelpatos, micas y anfíbotas.

Capa basáltica: existe tanto en áreas continentales como oceánicas

aunque la composición de cada una es diferente. Según datos

experimentales la corteza inferior está compuesta por ecoglitas,

glanulitas y anfibolitas. La corteza oceánica está formada por una capa de

sedimentos no consolidados, una segunda capa de basaltos y la tercera

formada peridotitas serpentinizadas. Aceptando esta teoría la corteza

oceánica estaría formada por basaltos en la parte superior y por gabros y

doleditas en la inferior.

-Composición del manto:

Basándonos en estudios geofísicos, el manto está formado por peridotitas

(olivino + piroxenos). Según algunos autores la capa superior está constituida por

ecoglitas en áreas continentales, lo que quiere decir es que la discontinuidad de

Mohorovicic sería consecuencia de la transformación de gabro en ecoglitas. Por el

contrario, la hipótesis de que haya ecoglitas supone que la discontinuidad de

Mohorovicic estaría originada por un cambio en la composición química de las rocas.

Existen, además, otros criterios para estudiar el manto. Por ejemplo, los

geofísicos son los que mejor defienden la hipótesis de la peridotita frente a la ecoglita.

Otro criterio es el petrográfico en el que se expone que las rocas ultramáficas de

los complejos ofiolíticos representan fragmentos del manto superior y están formados

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por rocas ácidas y básicas asociadas. También existen autores que piensan en la

existencia de una tercera capa de composición peridotítica.

Así, de acuerdo con lo anterior, podemos definir la composición del manto

como: una peridotita en la que pueden existir bolsas ecoglitas.

Una vez definida la composición de las rocas del manto, cabe destacar los

procesos que en éste suceden.

A 400 km de profundidad se produce un cambio de fase en los minerales; éste se

produce debido al aumento de la temperatura o presión (o a las dos cosas) lo que

modifica la estructura cristalina del mineral.

Olivino SiO4(Mg, Fe)2 400 km Espinela Al2O4Mg

Espinela Al2O4Mg 600 km Perovsquita SiO3(Mg,Fe)

A 200 km de profundidad, bajo el manto inferior, se produce otro cambio,

existiendo una capa “0” parcialmente fundida; lo cual es muy importante ya que

al existir rocas parcialmente fundidas éstas transportan calor desde el núcleo de

manera más eficaz que la roca sólida.

Un flujo de calor haría que el manto sólido localizado en esta zona parcialmente

fundida se calentara lo suficiente para adquirir flotabilidad y ascendiese

lentamente a la superficie, este cambio es lo que se denomina pluma ascendente

de rocas supe calientes, a las cuales están ligadas las actividades volcánicas de

esa zona.

-Composición del núcleo:

Desde que se descubrieron los diferentes tipos de meteoritos se sugirió que la

Tierra debía de tener un núcleo cuya composición sería equivalente a la de un meteorito

férrico.

Hoy en día, se acepta que el núcleo está formado fundamentalmente por Fe. Sin

embargo, la densidad del núcleo 9,5 g/cm³ en la zona más externa y de 12 g/cm³ en el

centro de la Tierra es más baja que la determinada para el Fe comprendida entre 11,2 y

13 g/cm³ a 2000ºC y a la presión existente en el núcleo.

La presencia de Ni y de algunos elementos densos como el Si y el S podría

salvar esta discrepancia de densidades.

Por lo tanto, podemos decir que el núcleo se encuentra formado por un 80% (Fe,

Ni) y un 20% (Si, S).

-Litosfera y astenosfera.

Ambas forman las capas mecánicas de la Tierra.

La capa más externa de la Tierra formada por el manto externo y la corteza

forma un caparazón rígido y frío. Aunque esta capa contiene materiales con

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distinta composición química tiende a actuar como una unidad, la cual se

comporta de manera similar a la deformación mecánica.

Esta capa recibe el nombre de Litosfera, la cual posee un grosor medio de 100

km, aunque se puede extender hasta 250 km debajo de las `porciones más

antiguas: escudos en los continentes. Sin embargo, en los océanos su espesor es

de pocos km.

A 600 km de profundidad por debajo de la litosfera se encuentra la astenosfera

(esfera débil).

Los 150 km superiores de ésta se encuentran en unas condiciones de temperatura

y presión bajo los cuales se produce una condición de fusión del 1% al 5%. A

esta zona se la conoce con el nombre de canal de baja velocidad, porque las

ondas sísmicas muestran un notable descenso de la velocidad al atravesarla.

Dentro de esta zona de debilidad la litosfera esta despegada de la astenosfera.

Las rocas de la litosfera se debilitan progresivamente con la profundidad, y a la

profundidad de la astenosfera las rocas están muy cerca de su temperatura de fusión por

lo que son fácilmente deformables. Sin embargo, los materiales por debajo de esta zona

el aumento de presión compensa los efectos de mayor temperatura. Por lo tanto,

aumentaa la rigidez con la profundidad formando el manto inferior más rígido.