Tuesday, October 16, 2007

VULCANOLOGIA Y SISMOS


Volcanes y Sismos.

Introducción

Los volcanes constituyen el único intermedio que pone en comunicación directa la superficie con los niveles profundos de la corteza terrestre; es decir, son el único medio para la observación y el estudio de los materiales líticos de origen magmática, que constituyen aproximadamente el 80 % de la corteza sólida. En la profundidad del Manto terrestre, el magma bajo presión asciende, creando cámaras magmáticas dentro o por debajo de la corteza. Las grietas en las rocas de la corteza proporcionan una salida para la intensa presión, y tiene lugar la erupción. Vapor de agua, humo, gases, cenizas, rocas y lava son lanzado a la atmósfera.

La corteza terrestre experimenta casi continuamente pequeños e imperceptibles movimientos de trepidación, sólo registrables por aparatos especiales de extraordinaria sensibilidad. Pero a veces, estos movimientos de trepidación, conmoción u oscilación, son más intensos y se manifiestan como sacudidas bruscas, ordinariamente repetidas, que el hombre percibe directamente o por los efectos que producen.

Volcán

Los volcanes constituyen el único intermedio que pone en comunicación directa la superficie con los niveles profundos de la corteza terrestre; es decir, son el único medio para la observación y el estudio de los materiales líticos de origen magmática, que constituyen aproximadamente el 80 % de la corteza sólida. En la profundidad del Manto terrestre, el magma bajo presión asciende, creando cámaras magmáticas dentro o por debajo de la corteza. Las grietas en las rocas de la corteza proporcionan una salida para la intensa presión, y tiene lugar la erupción. Vapor de agua, humo, gases, cenizas, rocas y lava son lanzado a la atmósfera.

Los volcanes son en esencia aparatos geológicos que establecen una comunicación temporal o permanente entre la parte profunda de la litosfera y la superficie terrestre.

Partes de un Volcán

La cámara magmática es la zona de donde procede la roca fundida o magma, que forma la lava; la chimenea es el canal o conducto por donde asciende la lava; el cráter es la zona por donde los materiales son arrojados al exterior durante la erupción; el cono volcánico está formado por la aglomeración de lavas y productos fragmentados. Con frecuencia, fracturas del cono volcánico o explosiones eruptivas, dan lugar a cráteres adventicios que se abren en los flancos o en su base y cuyas chimeneas secundarias comunican con la principal.

Las manifestaciones de la actividad volcánica, es decir, la salida de productos gaseosos, líquidos y sólidos lanzados por las explosiones, constituyen los paroxismos o erupciones del volcán. Muchos de los volcanes que actualmente existen en la superficie de la Tierra no han dado muestras de actividad eruptiva y por eso se les llaman volcanes extinguidos, independientemente de que en algún momento alcancen la actividad.


Tipos de Volcanes.
En escudo:
Son aquellos con diámetro mucho mayor que la altura. Se forman por la acumulación de corrientes de lava con baja
viscosidad, por lo que son bajos y con poca pendiente. Ejemplos de este tipo de volcanes son los hawaianos y los de las Islas Galápagos. Se pueden llegar a ver volcanes de escudo con un cono de ceniza en su cúspide, como es el caso del volcán Teutli en Milpa Alta.
Volcán compuesto:
Cuando el magma es viscoso, las burbujas de gases volátiles lo rompen al escapar y se crean unos fragmentos llamados PIROCLASTOS, que son lanzados al
aire por esos gases. Nos encontraremos así con un volcán formado por coladas y capas de piroclastos alternantes (surgieron en épocas de actividad explosiva seguidas por otras de corrientes de lava fluida).
Cono de escorias:
Formados por el agrupamiento de piroclastos en las erupciones de basaltos, en las que predominan los materiales calientes solidificados por el aire y que caen cerca del centro de emisión. No suelen tener pendientes muy altas, suelen medir 300m de altura y tienen forma cónica y base circular.
Domo:
Capas de magma ácido que no abandonan el conducto, creciendo sobre él y liberando de forma ocasional los gases en coladas formadas por piroclastos.
Caldera
Cuando hay un colapso del techo de una cámara magmática semivacía tras una erupción masiva.
Volcanes más Importantes

VESUBIO:
Volcán situado en la Campania, en el centro de la bahía napolitana, al SE de la ciudad de Nápoles. Tiene una altura de 1132 m. Su
carácter volcánico no fue sospechado por ningún latino antes de su despertar en el año 79 de nuestra era, del cual resultó la destrucción de las ciudades de Pompeya, Herculano y Stabila. En 1631 se registró una importante erupción y en el siglo XVIII mostró gran actividad, con numerosas explosiones que se repitieron entre 1872 y 1906. La última erupción tuvo lugar en 1944 y partir de entonces permanece en calma.

KRAKATOA:
La Isla de Krakatoa se encuentra en Indonesia entre las islas de
Java y Sumatra, en la bahía de Lampung. Tiene una extensión de 16 km2. En 1883, la violenta erupción del volcán Krakatoa, de 820 m de altura, sumergió a la isla en el mar más de 3 m. y sólo quedó en la superficie parte del cono volcánico, todavía activo. La potencia de la explosión se pudo recordar a la de 600 bombas hidrógeno. A causa de esto la atmósfera quedó manchada durante varios meses de cenizas volcánicas, y al cabo de 2 años aún se encontraron restos de las mismas en ella, lo que llegó a influir sobre la falta de luminosidad producida por los eclipses de Sol. Su explosión ocasionó más de 35000 muertos, grandes devastaciones locales y fenómenos eléctricos en la alta atmósfera.
MAUNA LOA:
Principal volcán de la Isla de Hawai, cuya base se encuentra en el Pacífico a 5000 m de profundidad y la cima a 4205 m, lo que supone un total que supera los 9 Km. Está en actividad.
KILAUEA:
Volcán activo hawaiano, a la E. del Mauna Loa, que tiene cerca de 1210 m de altura. Es un ejemplo de enfriamiento lento, pues en el lago de lava del fondo del cráter del volcán, 3 años después de la erupción, la lava seguía siendo líquida y se hallaba a temperaturas cercanas a 1000º C debajo de un caparazón sólido de un espesor de 10 m.
ETNA:
Volcán de la Isla de Sicilia (
Italia). Tiene una altura de 3269 m. Es el mayor volcán activo de Europa. Según los antiguos, en su interior contenía la fragua de Vulcano. Presenta alternancia de coladas de lava y de áreas cultivadas en su vertiente meridional y un gran campo de lavas en su vertiente más septentrional.
FUJI YAMA:
Volcán extinto de
Japón, en la Isla de Hondo, al SO de Tokio. Con sus 3776 m de altura, es el punto culminante del país. Está considerada una montaña sagrada. Es lugar de peregrinaciones y el centro de un Parque Nacional.

Sismos.

Con el nombre general de sismos o seísmos se designa a todos estos movimientos convulsivos de la corteza terrestre, que se clasifican en microsismos, cuando son imperceptibles; macrosismos, cuando son notados por el hombre y causan daños en enseres y casas, y megasismos, cuando son tan violentos que pueden producir la destrucción de edificios, la ruina de ciudades enteras y gran número de víctimas. Los macrosismos y megasismos son los conocidos con el nombre de terremotos o temblores de tierra. El estudio de los fenómenos sísmicos es el objeto de la Sismología.





Tipos de Sismos

Los sismos pueden agruparse, tomando en cuenta su origen, tectónicos, volcánicos y de colapso. Estos últimos son producidos principalmente por el derrumbamiento de techos de cavernas o minas y sólo son percibidos en áreas reducidas.

Los sismos llamados tectónicos son aquellos producidos por rupturas de grandes dimensiones en la zona de contacto entre placas tectónicas (sismos interplaca) o bien en zonas internas de éstas (sismos intraplaca). Como ejemplo de sismos interplaca pueden citarse los eventos de julio 1957 (Mag 7.7) y el de septiembre de 1985 (Mag 8.1). En México, estos sismos comúnmente tienen sus epicentros en la costa occidental entre Jalisco y Chiapas, con profundidades típicas entre 15 y 20 Km.

En menor número con respecto de los anteriores, aunque también alcanzan grandes magnitudes, ocurren sismos intraplaca, como el de enero de 1931 (M8), con epicentro en la región sur del estado de Oaxaca. Las profundidades de estos sismos pueden variar entre unos cuantos kilómetros hasta 70 u 80, en el caso de nuestro país.

Por otra parte, como resultado del movimiento de fluidos y gases así como de la generación de fracturas para permitirlo o bien del colapso de cavidades ocasionadas por salidas de magma, se originan los sismos volcánicos. En las etapas previas a episodios de actividad volcánica mayor, estos eventos se presentan en número reducido (algunos sismos por día o por mes). Sin embargo, poco antes y sobre todo durante una erupción la actividad sísmica aumenta hasta presentar decenas o cientos de sismos en unas horas.

Los sismos volcánicos, según indican las estadísticas mundiales, muy pocas veces han rebasándolos 6 grados en la escala de magnitud. Por tanto, la probabilidad de que un volcán pueda llegar a ocasionar daños por la actividad sísmica asociada a al erupción del Chichón, localizado en el estado de Chiapas, se mantuvo básicamente en el rango de 1.5 a 2.4. Por su parte , la magnitud promedio de sismos en el Popocatépetl se ha mantenido en 2.4 a partir de diciembre de 1994. La magnitud máxima alcanzada hasta ahora es de 3.5.

Réplicas

Las replicas de un sismo, son los sismos que ocurren después con el mismo origen de un sismo perceptible.

Terremotos

Son fuertes movimientos de la corteza terrestre que se originan desde el interior de la tierra y que pueden causar muchos daños.

Maremotos o Tsunami

Un TSUNAMI (del japonés TSU: puerto o bahía, NAMI: ola) es una ola o serie de olas que se producen en una masa de agua al ser empujada violentamente por una fuerza que la desplaza verticalmente. Este término fue adoptado en un congreso de 1963.

Terremotos, volcanes, meteoritos, derrumbes costeros o subterráneos e incluso explosiones de gran magnitud pueden generar un TSUNAMI.

Antiguamente se les llamaba "marejadas", "maremotos" u "ondas sísmicas marinas", pero estos términos han ido quedando obsoletos, ya que no describen adecuadamente el fenómeno. Los dos primeros implican movimientos de marea, que es un fenómeno diferente y que tiene que ver con un desbalance oceánico provocado por la atracción gravitacional ejercida por los planetas, el sol y especialmente la luna. Las ondas sísmicas, por otra parte, implican un terremoto y ya vimos que hay varias otras causas de un TSUNAMI.

Un tsunami generalmente no es sentido por las naves en alta mar (las olas en alta mar son pequeñas) ni puede visualizarse desde la altura de un avión volando sobre el mar. Como puede suponerse, los tsunamis pueden ser ocasionados por terremotos locales o por terremotos ocurridos a distancia. De ambos, los primeros son los que producen daños más devastadores debido a que no se alcanza a contar con tiempo suficiente para evacuar la zona (generalmente se producen entre 10 y 20 minutos después del terremoto) y a que el terremoto por sí mismo genera terror y caos que hacen muy difícil organizar una evacuación ordenada.

Conclusión

El origen del 90 % de los terremotos es tectónico, relacionado con zonas fracturadas o fallas, que dejan sentir sus efectos en zonas extensas. Otro tipo están originados por erupciones volcánicas y existe un tercer grupo de movimientos sísmicos, los llamados locales, que afectan a una región muy pequeña. Éstos se deben a hundimientos de cavernas, cavidades subterráneas o galerías de minas; trastornos causados por disoluciones de estratos de yeso, sal u otras sustancias, o a deslizamientos de terrenos que reposan sobre capas arcillosas.

Las aguas de los mares son agitadas por los movimientos sísmicos cuando éstos se producen en su fondo o en las costas. A veces sólo se percibe una sacudida, que es notada en las embarcaciones; pero con frecuencia se forma por esta causa una ola gigantesca que se propaga por la superficie con la misma velocidad que la onda de la marea y que al estrellarse en las costas pueden ocasionar grandes desastres. Estas grandes olas sísmicas se llaman de translación y también tsunamis, nombre con que se las designa en Japón o maremotos.

Un terremoto se origina debido a la energía liberada por el movimiento rápido de dos bloques de la corteza terrestre, uno con respecto al otro. Este movimiento origina ondas teóricamente esféricas ondas sísmicas, que se propagan en todas las direcciones a partir del punto de máximo movimiento, denominado hipocentro o foco, y del punto de la superficie terrestre situado en la vertical del hipocentro a donde llegan las ondas por primera vez, el epicentro.

LA CORTEZA TERRESTRE

La evolución de la corteza continental.

Introducción

Salvo el caso de algunos habitantes de pequeñas islas, el resto de la humanidad ve a los continentes como la parte esencial de nuestro planeta, pero esto no es así. Vista la Tierra desde el espacio, la idea que se tiene de nuestro planeta es muy diferente. Desde el espacio la Tierra es azul, dado que la mayor parte de la misma no es continental sino marina. Desde este punto de vista, nuestro planeta no debería llamarse Tierra sino Agua.

Pero ¿qué ha hecho que a lo largo de la evolución de nuestro planeta, por más de 4 mil millones de años, estos pedazos de corteza terrestre, los continentes, hayan podido permanecer siempre sobre el nivel del mar? ¿Por qué, a lo largo de la historia de la Tierra, ésta no se ha cubierto alguna vez, totalmente de agua? Puesto que, si el agua existente en los océanos se distribuyera uniformemente sobre la Tierra, se cubriría de una capa de agua de cientos de metros de espesor. ¿Cómo es que se originó la corteza terrestre, que es tan compleja en su naturaleza? ¿Fue siempre así, como es ahora?

Estas cuestiones han sido objeto de polémica a través del tiempo, pero en la actualidad estas preguntas están resueltas completamente con la Teoría de la Tectónica de Placas, la que nos indica la manera cómo se han originado los continentes y la corteza del fondo de los mares. Este es un hecho único en el Universo conocido y hacen de nuestro planeta un caso único entre todos los planetas conocidos.

La Tierra y Venus, siendo más o menos del mismo tamaño y estando más o menos a la misma distancia del Sol, han sido considerados como planetas gemelos y, por lo mismo, siempre han invitado a ser comparados en su naturaleza y evolución. Últimamente, la zonda Magallanes orbita Venus desde la década de los 90 y obtuvo imágenes de radar de su superficie; esto hizo posible una interpretación geomorfológica de Venus, lo que indicó que las rocas de su superficie son basálticas. Del análisis geomorfológico de la superficie de Venus, hecho en las imágenes de radar, se concluye que la Tectónica de Placas, o sea, la creación continua de corteza terrestre, así como el movimiento y destrucción de partes de la superficie terrestre, no opera en Venus.
No hay nada en Venus que se parezca a las cordilleras medio-oceánicas de la Tierra (mid-ocean ridges), ni el sistema de fosas oceánicas (deep ocean trenches); no hay creación de corteza, pues, el volcanismo de Venus es apenas comparable al volcanismo de un volcán hawaiano, producido por una pluma caliente (hot spot). Entonces, nada indica que la corteza de Venus se recicle regularmente, profundizándose en el manto de ese planeta.

Tipos de cortezas planetarias.


Estas observaciones, así como observaciones hechas en otros planetas, han permitido diferenciar tres tipos de cortezas en los planetas conocidos:


Las llamadas cortezas primarias se retrotraen a los orígenes del sistema solar. Surgieron luego que fragmentos de un material original fueron aglomerándose y sumándose, dando origen al crecimiento de un nuevo planeta; y, al mismo tiempo, liberando tal cantidad de energía que hizo que este protoplaneta se fundiera. A medida que iba enfriándose, algunos cristales se formaron tempranamente y se separaron del magma inicial. Un proceso semejante pudo haber originado los altos terrenos blancos de la Luna, luego que granos de feldespato, de baja densidad, flotaron sobre un océano lunar primario, de basalto fundido. La corteza de muchos satélites de los grandes planetas, compuesta de una mezcla de rocas, con agua, metano y amoníaco congelados, puede haberse originado por una fusión catastrófica durante la acreción inicial antes mencionada.

La corteza secundaria se forma luego que se acumula calor en el seno de un planeta, como producto de la desintegración de elementos radiactivos. Tal incremento progresivo de calor origina la fusión de una pequeña parte del manto rocoso del planeta y, en consecuencia, se produce la erupción de lavas basálticas. Las superficies de Marte y de Venus, así como el fondo de los océanos de la Tierra, se originaron de esta manera. Lunar Maria, o los "océanos" de la Luna de los antiguos astrónomos, se formaron con lavas basálticas provenientes del interior de la Luna.

La corteza terciaria se origina si las capas superficiales retornan al manto de un planeta tectónicamente activo. Luego, a través de algo así como una diferenciación o una destilación continua, el volcanismo puede producir un magma altamente diferenciado del basalto original, con una composición semejante a la del granito, una roca ígnea leucocrática muy común en los continentes de la Tierra. Esto no ocurre en los demás planetas. Dado que el reciclamiento necesario para producir un magma granítico sólo puede ocurrir en un planeta donde opere la Tectónica de Placas, ésta y la formación de corteza continental o corteza terciaria, son hechos únicos de nuestro planeta.


En cuanto a la velocidad de formación de las superficies planetarias, se puede generalizar diciendo que hay diferencias en la velocidad de formación de las cortezas primaria, secundaria y terciaria. La superficie blanca, rica en feldespato, de la corteza primaria de la Luna, alcanza al 9% de su volumen total y se formó en apenas pocos millones de años. La corteza secundaria evoluciona más lentamente. La corteza secundaria de los lunar Maria, u "océanos" lunares, es de pocos cientos de metros de espesor y alcanza apenas a un milésimo del volumen total de la Luna. Aún así, requirió 1000 millones de años para su formación.

Otro ejemplo de corteza secundaria, la corteza oceánica de la Tierra, que constituye aproximadamente un milésimo de la masa de la Tierra, requirió 200 millones de años para su formación. La creación de corteza terciaria es todavía menos eficiente. La Tierra ha necesitado de algunos miles de millones de años para producir su corteza terciaria, los continentes, a pesar de que constituyen apenas la mitad de la masa de la corteza oceánica que, como se dijo anteriormente, es apenas un milésimo de la masa de la Tierra.


Corteza Continental y Corteza Oceánica.


Muchos elementos químicos que raramente se encuentran en la Tierra, están por el contrario concentrados en las rocas graníticas. Este hecho le otorga a la corteza continental una importancia inmensa, desproporcionada en relación con su masa insignificante, si tomamos en consideración la masa total del planeta.


Para comprender estos hechos es necesario investigar sobre el origen y evolución de la corteza continental, partiendo necesariamente del conocimiento de su composición total. Para tal efecto, un método posible podría ser compilar todas las descripciones de las rocas de la superficie terrestre, que han sido hechas hasta el presente, pero esto no sería suficiente. Un extenso y exhaustivo programa de perforaciones profundas y toma de muestras, no sólo que estaría fuera del alcance de la tecnología actual de perforaciones sino que sería altamente prohibitivo desde el punto de vista económico.


Afortunadamente, una solución más simple se encuentra a la mano, toda vez que la naturaleza ha realizado ya el más extenso muestreo de la corteza, por medio de la erosión de los continentes y la deposición de sedimentos. Todos estos sedimentos, que más tarde se han transformado en rocas sedimentarias, nos dan sorprendentemente una composición promedio de las rocas de la superficie terrestre. En este muestreo estarán ausentes, sin embargo, los elementos solubles en agua, tales como el sodio y el calcio. Entre los elementos insolubles que se transfieren de la corteza a los sedimentos, sin distorsión de sus abundancias relativas, están los 14 elementos de las "tierras raras", conocidos entre los geoquímicos como los REEs (rare earth elements).

Estas etiquetas representativas son excelentes para descifrar la composición de la corteza, toda vez que sus átomos no entran fácilmente en la estructura cristalina de los minerales más comunes. Ellos tienden, por el contrario, a concentrarse entre los últimos constituyentes del granito, como resultado del enfriamiento de un magma que originará la mayor parte de la corteza continental.


Tomando en consideración que los patrones de REEs que se encuentran en una gran variedad de sedimentos son similares, los geoquímicos deducen que el intemperismo, la erosión y la sedimentación deben mezclar suficientemente los minerales de una gran variedad de rocas ígneas y crear, de esta manera, una muestra total de la composición de la corteza continental. Todos los miembros del grupo REEs establecen algo así como una marca, un tipo de composición de la corteza continental, a través del tiempo. Y, si tomamos en cuenta que estos elementos se concentran en los últimos estadios de la consolidación de las masas graníticas, sus patrones de abundancia relativa, a través del tiempo, son un registro de los eventos ígneos que han tenido influencia en la evolución de la corteza.


Utilizando estos registros geoquímicos, los geólogos han determinado que la composición de la parte superior de la corteza continental es aproximadamente granodiorítica, una roca ígnea compuesta mayormente de minerales claros, cuarzo y feldespato, con pintas diseminadas de minerales obscuros. De esta manera se establece una diferencia fundamental entre corteza continental y corteza oceánica. La corteza del fondo oceánico es basáltica.


A una profundidad de 10 a 15 km en la corteza continental, rocas de composición mayormente basáltica son probablemente comunes. La naturaleza exacta de este material es todavía controversial y los geólogos se encuentran pesando sus ideas con mediciones del calor producido, dentro de la corteza, por importantes elementos radiactivos, como el uranio, el torio y el potasio 40. Pero parece razonable que al menos partes de esta enigmática e inaccesible región puedan consistir de basalto, entrampado y acomodado por debajo de los continentes de menor densidad relativa.


Es esta propiedad física de las rocas graníticas - su baja densidad relativa – la que explica el porqué la mayor parte de los continentes no se encuentra sumergida. La corteza continental se eleva, en promedio, unos 125 m sobre el nivel del mar y, un 15% del área continental está sobre los 2.000 m. Estas medidas contrastan grandemente con la profundidad del piso oceánico que se halla, en promedio, a 4.000 m por debajo del nivel del mar, como una consecuencia directa de la mayor densidad de la corteza oceánica, compuesta mayormente de basalto y cubierta con una fina capa de sedimentos.


En la base de la corteza, tanto continental como oceánica, se encuentra la discontinuidad Mohorovicic comúnmente llamada Moho. Y, por debajo de la corteza se encuentre el manto. La inter-fase denominada Moho separa, por lo tanto, la corteza del manto. Esta superficie marca un cambio radical en la composición, hacia una roca extremadamente densa, rica en olivina, que infrayace toda la corteza, tanto continental como oceánica. La diferencia básica entre corteza y manto es de naturaleza química. Estudios geofísicos, interpretando el comportamiento de las ondas sísmicas, han encontrado la interfase Moho alrededor de todo el mundo.

Estas investigaciones geofísicas han descubierto también que una parte del manto superior, hasta una profundidad de 400 km, se encuentra como "soldada" a la corteza superior. Esta parte del manto superior, conjuntamente con la corteza, constituyen lo que se conoce como "la litosfera", que se mueve lateralmente en el proceso conocido como "deriva continental" de la Tectónica de Placas, que no es lo mismo que el concepto de "deriva continental" de A. Wegener. Como soporte de estas ideas se presentan los análisis de inclusiones minerales encontradas en diamantes, supuestamente provenientes de esta región sub-cortical. Y en cuanto a la edad de los diamantes, su datación indica una edad superior a los 3.000 m.a. (millones de años), lo que demuestra la antigüedad de estas profundas raíces continentales.


Curiosamente, hasta mediados del siglo pasado no había evidencias de que las rocas del suelo oceánico tuvieran diferencias fundamentales con las rocas de los continentes. Se creía que el fondo oceánico estaba constituido de otros continentes meramente sumergidos. Esta percepción creció naturalmente del concepto que afirmaba que la corteza continental cubría totalmente la Tierra y que se había originado como la "escoria" que flotó de un planeta en estado de fusión original. Aunque en la actualidad se acepta que la Tierra era un planeta fundido a muy temprana edad de su proceso evolutivo, una corteza granítica "primaria" nunca existió en esos tiempos, como se pensaba anteriormente.




Evolución de la geodiversidad de la corteza terrestre.

¿Cómo fue que estas dos clases de cortezas, la continental y la oceánica, lograron desarrollarse en el planeta Tierra?

Para responder a esta pregunta es necesario tener en consideración la evolución del sistema solar. En la región de la nebula solar primordial, ocupada por la órbita terrestre, la mayor parte de los gases emigraron y solamente los fragmentos rocosos del tamaño suficiente para resistir la inmensa actividad solar inicial, fueron acumulándose. Estos objetos fueron juntándose, por acreción, hasta formar nuestro planeta, en un proceso que duró de 50 a 100 m.a.

Tardíamente, en este estado de formación, un masivo planetesimal, probablemente del tamaño de Marte, chocó contra el casi formado planeta Tierra. El manto rocoso del planetesimal se eyectó hacia una órbita para dar origen a la Luna, mientras que el núcleo metálico de este cuerpo se introdujo en el interior del planeta Tierra. Un evento catastrófico de esta naturaleza debió haber fundido totalmente la Tierra y, probablemente, en el proceso posterior de enfriamiento y solidificación se formó una corteza basáltica inicial.


Es posible que en este estado de su evolución la Tierra haya sido muy semejante al planeta Venus actual. Nada de esta corteza primaria ha sobrevivido. No se sabe si se sumergió en el manto de manera similar a lo que pasa ahora, o si fue acumulándose localmente hasta constituir masas suficientemente espesas como para hundirse hacia el interior del planeta. De todas maneras, no hay evidencias de la existencia de corteza


granítica en este estadio de su desarrollo. Si hubiera existido corteza granítica, trazas de esta corteza pudieron sobrevivir en la forma de granos de zircón, que hacen parte de la composición mineralógica de los granitos y que son muy resistentes a la erosión. Existen zircones muy antiguos (los más antiguos se encuentran en rocas sedimentarias de Australia, y tienen 4.300 m.a.), pero son muy, pero muy escasos.


Más información acerca de los estadios tempranos de formación de la corteza se encuentran en las rocas antiguas que han logrado preservarse intactas a través del tiempo. Rocas denominadas gneiss Acasta, que se originaron en el interior de la corteza, tienen poco menos de 4.000 m.a. y afloran al noroeste de Canadá. Otras rocas, ligeramente más jóvenes, se han encontrado en varias partes del mundo, pero las que han sido mejor estudiadas se encuentran al oeste de Groenlandia.

La abundancia de rocas de origen sedimentario atestigua la presencia de agua de escorrentía y, probablemente, la presencia de verdaderos océanos en estas épocas remotas. Pero, estas rocas difieren en 400 o 500 m.a. del momento inicial de la acreción que formó la Tierra. La falta de registros correspondientes a este intervalo de tiempo puede deberse a un masivo bombardeo de asteroides que pudo haber alterado la corteza terrestre original.


De la información que se ha preservado en las rocas sedimentarias, los geólogos saben que la formación de la corteza continental ha sido un proceso que se ha desarrollado a lo largo de la historia de la Tierra, pero este proceso no ha sido el mismo a través del tiempo. Por ejemplo, en el límite entre el Arqueozoico y el Proterozoico, hace 2.500 m.a., se nota un cambio muy pronunciado en la composición de las rocas.


La composición de la corteza superior, antes de este límite, contiene constituyentes menos desarrollados, compuestos de basalto y de granitos ricos en sodio. Estas rocas constituyen la llamada "suite tonalita-trondjemita-granodiorita" o "suite TTG". Esta composición difiere considerablemente de la presente corteza superior, la misma que está dominada por la presencia de granitos ricos en potasio.


Los profundos cambios experimentados en la composición de la corteza hace 2.500 m.a. parece que están relacionados con cambios en el régimen tectónico de la Tierra. Antes de este tiempo, altos niveles de actividad radiactiva produjeron mucho calor en el planeta. En consecuencia, en el Arqueozoico temprano, la corteza oceánica fue más caliente, más espesa, más liviana, y por consiguiente más flotante; hecho que le impedía sumergirse en el interior del planeta. Por el contrario, bajo las secciones más espesas de esa corteza, que pueden asemejarse a la actual Islandia, rocas de una corteza más densa se fundieron y originaron rocas ígneas ricas en sodio, como las de la suite TTG.

Rocas algo similares se forman actualmente en pocos lugares, tales como el sur de Chile, donde una joven y delgada corteza oceánica se hunde inclinadamente en el manto. Pero estas rocas modernas, que se producen por el proceso de la Tectónica de Placas, son ligeramente diferentes de sus parientes más antiguas del Arqueozoico, que se produjeron por hundimiento de placas densas de una corteza más espesa.


El estilo moderno de la Tectónica de Placas no comenzó a operar sino en el Arqueozoico tardío (hace 3.000 a 2.500 m.a.), cuando la corteza oceánica se enfrió, perdió su flotabilidad y fue capaz de profundizarse en el manto. La tendencia original del magma, a formarse con la composición de la suite TTG, explica el porqué la corteza creció como una mezcla de basalto y tonalita durante el Arqueozoico. Grandes porciones de corteza continental, probablemente entre el 50 y el 70% de la corteza actual, emergieron durante este tiempo, con un mayor episodio de crecimiento entre 3.000 y 2.500 m.a. Desde aquel tiempo, las alturas relativas de las plataformas continentales y del fondo oceánico se han mantenido más o menos estables.


Al inicio del Proterozoico, hace 2.500 m.a., la corteza terrestre ya había asumido mucho de su fisonomía actual y había comenzado el ciclo moderno de la Tectónica de Placas Comúnmente, la corteza oceánica se forma por la erupción de basalto a lo largo de la red global de cordilleras medio-oceánicas. Más de 18 km cúbicos de rocas se producen cada año por este proceso. La corteza así formada se mueve lateralmente, a uno y otro lado del rift medio-oceánico, "soldada" a una parte del manto superior, lo que conjuntamente se denomina "la litosfera". La litosfera es rígida y se deforma elásticamente, mientras que la astenosfera, que se encuentra por debajo de la litosfera, se deforma plásticamente. La diferencia básica entre litosfera y astenosfera es de naturaleza física. La litosfera oceánica se hunde en el manto en los "contactos de subducción" (subduction contacts), dejando marcas de este movimiento en el piso oceánico, tales como las profundas fosas oceánicas o "trenches".


En las zonas de subducción, al mismo tiempo que la corteza basáltica del fondo oceánico se introduce en el manto, lo hacen también los sedimentos marinos cargados de agua. A una profundidad de aproximadamente 80 km, el calor interno envía hacia la parte superior del manto el agua y otros volátiles de los sedimentos que subducen. Estas sustancias actúan entonces como lo hace un soplete en un taller de fundición induciendo la fusión de las rocas del entorno, a menores temperaturas. En otras palabras, disminuyen el punto de fusión de las rocas.
El magma experimenta un proceso de fraccionamiento magmático y se producen las andesitas, mientras que el substrato más básico, probablemente se hunde en el manto en un proceso que se llama "delaminación" (delamination). El magma andesítico así producido llega eventualmente a la superficie, donde produce espectaculares erupciones explosivas. Extensas cadenas montañosas y volcánicas, como Los Andes, con la
fuerza de sus sustancias volátiles en ebullición, añaden anualmente unos 2 km cúbicos de lava y de ceniza. Las andesitas proveen la materia prima para la conformación litológica de los continentes.


Pero las rocas graníticas, ricas en sílice, que vemos en la superficie de los continentes, provienen del interior de la corteza continental. La acumulación de calor, dentro de la corteza continental, puede producir la fusión de las rocas y el magma resultante puede subir, eventualmente, a la superficie. Aunque parte de este calor puede originarse en la desintegración de elementos radiactivos, una fuente posiblemente más segura de calor puede ser el magma basáltico que asciende de las profundidades del manto y que queda entrampado por debajo de la cobertura granítica. Así, esta masa de roca fundida, el magma basáltico, puede actuar como lo hace una llama por debajo de la sartén.


El crecimiento episódico de la corteza terrestre.


Aunque la variación más dramática en el desarrollo de la corteza continental ocurrió al final del Arqueozoico, hace 2.500 m.a., parece que los continentes experimentaron cambios episódicos a través del tiempo geológico. Por ejemplo, notables adiciones o crecimientos de corteza continental, ocurrieron de 2.000 a 1.700 m.a., de 1.300 1.100 m.a. y de 500 a 300 m.a. El que los continentes de la Tierra hayan experimentado tales crecimientos episódicos podría parecer contradictorio. Uno puede preguntarse, ¿por qué la corteza ha de formarse por cambios episódicos, si la producción de calor interno y su liberación por medio del reciclamiento de la corteza es un proceso continuo?


Una comprensión más detallada de la Tectónica de Placas ayuda a resolver este problema. Durante el período Permiano, hace 250 m.a., los mayores continentes de la Tierra convergieron para formar un solo gran continente llamado Pangea. Este no fue el único caso: la formación de tales supercontinentes ha ocurrido con intervalos de aproximadamente 600 m.a. Estos mayores ciclos tectónicos, que juntan y separan los continentes, han sido documentados desde el Proterozoico temprano e, incluso, ha habido sugerencias de que el primer supercontinente pudo haberse formado durante el Arqueozoico.

Tales ciclos tectónicos, de gran escala, pueden haber modulado el tiempo del crecimiento cortical. Cuando un supercontinente se rompe, la corteza oceánica está madura y pronta para formar nueva corteza continental, mediante el proceso de subducción. Cuando los continentes individuales tienden a juntarse, un "arco de islas" (island arc) puede chocar con una plataforma continental. Tales episodios crean nueva corteza continental, cuando las rocas del arco de islas se añaden al margen continental.


Por más de 4.000 m.a. los continentes actuales han venido conformándose en sucesivas conjunciones y dispersiones, durante las cuales se han mezclado los más variados terrenos. Entre esta amalgama resultante está la información que se puede disponer sobre la historia de la Tierra. Esta historia, elaborada del estudio de las rocas, es como un gran rompecabezas que ha demandado mucho tiempo resolverlo.


Pero, el conocimiento que se tiene ahora del origen y evolución de la corteza nos permite comprender que entre todos los planetas conocidos, la Tierra es verdaderamente excepcional, un caso único. Por un afortunado accidente de la naturaleza - su habilidad para mantener activa la Tectónica de Placas - un planeta y solamente uno, entre todos los planetas conocidos, ha sido capaz de dar origen a una corteza continental estable, donde vivimos; a la atmósfera como hoy la conocemos y, por supuesto, a la vida.

Por Galo Yánez P.
galoyanezp@gmail.com
Geólogo, M. Sc., Ph. D. Profesor jubilado, Universidad de Oriente.
Este
trabajo es una interpretación del artículo "The evolution of Continental Crust", de Taylor S. R. y McLennan S. M., publicado en Scientific American, Special edition. Vol. 15, Nº 2, Sept. 2005.
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Marzo del 2007


Más misterio sobre el núcleo de la Tierra.


Es difícil saber qué está pasando a 3.000 kilómetros bajo nuestros pies, pero hasta muy recientemente los científicos estaban bastante seguros de que entendían la forma en que los átomos de hierro en el centro de la Tierra se agrupan apretadamente. Sin embargo, una nueva investigación ha invalidado el modo de pensar convencional al mostrar que la estructura del núcleo no es tan fácil de explicar como se pensaba.

(NC&T) Las presiones y temperaturas en el centro de la Tierra son colosales: más de 3,5 megabares y cerca de 7.000 grados centígrados. Por ahora, es imposible recrear estas condiciones en el laboratorio. La información que se posee sobre el núcleo se obtiene observando la forma en que las ondas sísmicas viajan a través de éste, haciendo extrapolaciones a partir de estudios experimentales, y analizando los meteoritos ricos en hierro.

Como resultado, se sabe que el núcleo es fundamentalmente de hierro, pero que también debe contener algunas impurezas como oxígeno, silicio, azufre, hidrógeno y magnesio (porque la densidad del núcleo es demasiado baja para que pueda ser de hierro puro). Se piensa que la impureza más significativa es el níquel, que constituiría entre el 5 y el 15 por ciento de la composición.La mayoría de los estudios sobre el centro de la Tierra han asumido composiciones muy cercanas al hierro puro.

Los científicos suponían que los elementos de la aleación no eran muy importantes para determinar las propiedades estructurales y elásticas del núcleo.Los estudios teóricos y experimentales sobre el hierro puro han llevado a un "modelo estándar" para el núcleo, según el cual los átomos de hierro se concentran siguiendo un patrón de "empaquetamiento" estructural hexagonal comparable a la estructura de un panal.

Otras estructuras de empaquetamiento fueron descartadas porque se asumía que eran menos eficientes desde el punto de vista energético.La imposibilidad de recrear físicamente en laboratorios las condiciones del núcleo ha obstaculizado durante muchos años diversas vías de investigación, pero en años recientes las poderosas simulaciones por ordenador han permitido lidiar con ese obstáculo.Además, los experimentos han mejorado de manera notable, con las muy altas presiones y temperaturas alcanzadas recientemente en las nuevas celdas de yunque de diamante. Al combinarlas con el uso de radiación sincrotrón, los científicos han podido observar estructuras en condiciones más cercanas que nunca a las existentes en la parte exterior del núcleo de la Tierra.

Usando esta combinación de teoría, experimentos y simulaciones potentes, Igor Abrikosov (de la Universidad de Linkoping en Suecia), Leonid Dubrovinsky (de la Universidad de Bayreuth en Alemania) y sus colegas, han revisado los conceptos sobre el núcleo. Esta vez han incluido también en sus cálculos a componentes de la aleación como el níquel y el magnesio, y, para su sorpresa, han descubierto que tienen un efecto significativo.Los resultados del estudio ponen en entredicho la exclusividad del modelo hexagonal comparable a la estructura de un panal, y revelan que otras estructuras consideradas imposibles, en realidad no se pueden descartar, ya que son energéticamente viables.

Septiembre 2007