Los volcanes, la forma más espectacular de liberación de la energía terrestre, son res­ponsables de la formación de grandes exten­siones de la corteza de la Tierra. Son una cla­ve para interpretar la historia y evolución de la Tierra y la naturaleza de su interior. Los suelos formados por la meteorización de rocas volcánicas son tan excepcionalmente fértiles que, a pesar del peligro, muchas personas  viven cerca de los volcanes. El manto superior terrestre, bajo la corteza, está casi fundido. Un débil descenso de presión —producido, por ejemplo, por deriva de las placas continentales— completa el proceso de fusión. La roca fundida (magma), más liviana que las rocas próximas, asciende lentamente a la superficie, a menudo a lo largo de fallas. También un pequeño aumento de calor fundirá  la roca, y se cree que acumulaciones de elementos radiactivos generan el calor suficiente  para formar magma.

En las dorsales mesoceánicas, donde la separación  de placas corticales crea un descenso  de presión, el magma asciende más o menos  continuamente, se enfría y forma corteza nueva. En otras partes forma bolsas subterráneas  que, si no se enfrían, pueden volverse inestables y producir erupciones. Cuando esto ocurre, el flujo se acelera, ya que la disminución de la presión provoca que el gas disuelto en el magma forme burbujas. Muchos de estos gases, como el ácido sulfhídrico y el monóxido de carbono, se queman al entrar  en contacto con el aire; esto aumenta la temperatura en el cráter del volcán y hace la lava más fluida. Si la lava es viscosa y atrapa los gases, éstos pueden escapar de forma explosiva.  La fuerza de las explosiones —y de las erupciones normales— aumenta cuando se filtra agua hacia el magma y reaparece en forma de vapor.

Los volcanes formados por magma se caracterizan por su chimenea y su cráter en la cima. A menudo tienen también chimeneas laterales. A veces, la emisión de magma es tan abundante, que la cámara subyacente queda  prácticamente vacía. Entonces el volcán se hunde, formando una depresión amplia y de laderas escarpadas llamada caldera.

Son instrumentos que detectan y registran ondas sísmicas de los tres tipos (P, S y L). La mayoría de los sismógrafos tienen una masa sujeta a un muelle (M), que permanece quieta cuando pasa el terremoto, mientras que el resto del instrumento se mueve. Hay sismógrafos para detectar el movimiento  horizontal [A] y otros para el vertical [BJ.

El sismograma se registra sobre una cinta móvil de papel en la que un estilete va marcando las oscilaciones [C] del sismógrafo producidas por un seísmo. El intervalo de tiempo entre la llegada de las ondas P y la de las S, aplicado a un gráfico (véase 5B), da la distancia entre la estación y el epicentro.

Son, básicamente, de dos clases. Las ondas primarias (P) [A] o de compresión hacen que las partículas que componen las rocas vibren hacía delante y hacia atrás, como si fuera un muelle en espiral que siguiera la dirección de su longitud.  Las secundarias (S) [B] o de cizalladura hacen que las partículas de las rocas vibren en ángulos rectos con la dirección de la onda, como si el muelle fuera cogido por un extremo y agitado a un lado y otro enviando ondulaciones a lo largo del muelle. Los espectaculares destrozos causados por los terremotos se deben a un tercer tipo de ondas, las llamadas ondas largas (L), que se desplazan con más lentitud sobre la superficie de la Tierra que las ondas P y S.

El recorrido de las ondas sismicas

Varía según la densidad de las rocas, curvándose al alejarse del foco [1]. Las ondas primarias (P) se propagan a través de sólidos, líquidos y gases. Son las más rápidas: aumentan su velocidad al pasar por el manto [2], pero la reducen en el núcleo externo [3], debido a las condiciones creadas por la presión. Las ondas secundarias (S) se propagan únicamente a través de los sólidos, y no llegan a penetrar en el denso núcleo fundido. A medida que las ondas van propagándose hacia el núcleo terrestre, encuentran capas concéntricas de densidad creciente que curvan o refractan las ondas hacia la superficie, por lo que éstas siguen trayectorias curvas. La región situada entre los números [4] y [5], denominada zona de sombra, no recibe directamente ondas P ni las S. Sólo las ondas L superficiales se pueden detectar allí. El estudio de las ondas sísmicas ha permitido obtener una información muy valiosa respecto al interior de la Tierra

las ondas sísmicas y su medida

El deslizamiento a lo largo de una falla va precedido de fricción en el plano de la falla. Esto produce energía, la cual genera movimiento, que se conserva como deformación elástica; un efecto similar se produce al tensar un arco. De vez en cuando, la deformación llega a un punto crítico, se supera a fricción y las rocas fracturadas se desplazan una respecto a otra, liberando la energía almacenada en forma de terremotos al vibrar de un lado a otro. También se producen terremotos cuando rocas plegadas no pueden soportar más la deformación elástica y se rompen.

Las ondas sísmicas se propagan en todas direcciones a partir de un foco, como las ondas sonoras de un disparo. Hay dos tipos principales de ondas sísmicas: las de compresión o longitudinales y las de cizalladura  o transversales Las de compresión  hacen que las partículas de las rocas que atraviesan vibren en la dirección de la onda. Las de cizalladura hacen vibrar las partículas perpendicularmente a dicha dirección. Ninguna  onda sísmica mueve físicamente las partículas: sólo se transmite a través de éstas.

Las ondas de compresión, que viajan 1,7 veces más rápidamente que las de cizalladura,  son las que primero se registran en una estación sísmica. Por eso los sismólogos las llaman primarias (P), y a las de cizalladura, secundarias (S). Los sismólogos reconocen un tercer tipo: las ondas largas (L) o superficiales. Las ondas L son las que producen los impactos más violentos. Para medir la magnitud de los terremotos se suele emplear la escala  Richter. Las magnitudes de esta escala son tales que cada unidad en la escala equivale a 30 veces la energía liberada por la unidad  precedente. Una magnitud de 2 apenas se advierte, mientras que la de 7 es el límite inferior de un terremoto de efectos devastadores sobre una zona extensa.

movimientos sísmicos

Un terremoto o seísmo es la brusca liberación de energía en forma de vibraciones y temblores producida porque grandes masas de rocas, sometidas a compresión o tensión fuertes, se rompen a lo largo de una falla en la superficie de la Tierra. El ascenso de lava bajo un volcán también puede producir pequeños temblores. Se ha calculado que cada año ocurren alrededor de un millón de terremotos,  pero la mayoría son tan débiles que pasan inadvertidos. Terremotos realmente violentos, de poder destructivo, se producen una vez cada dos semanas; la mayoría ocurren  en los océanos, donde no causan daños. No se conoce la causa de los terremotos profundos,  hasta 700 km bajo la superficie.

El supercontínente originario, no se puede construir con precisión. El mejor ensamblaje de las masas continentales  se obtiene encajando puntos del talud continental en su parte media, a unos 2.000 m de profundidad. Para reconstruir la forma del continente gigante, se han usado incluso computadores. Las áreas que más fácilmente encajan son África y el continente  sudamericano. Mientras que es posible hacer encajar entre sí con un cierto grado de precisión las tierras del hemisferio Norte, aún queda mucho por saber respecto al complejo ensamblaje de India, Antártida y Australia con África y América del Sur. La rotura de Pangea comenzó hace unos 200 millones de años.

Al final del Jurásico, hace unos 135 millones de anos [A], se habían establecido claramente el océano índico y el Atlántico norte. El mar de Tetis ya estaba disminuyendo, debido a la rotación —en sentido contrario al de las agujas del reloj— del continente asiático. América del Sur había comenzado a alejarse de África, formando así el Atlántico sur.

A fines del período Cretácico, hace unos 65 millones de años [B], el Atlántico sur había crecido bastante, Madagascar se había separado de África, e India había seguido desplazándose hacia el norte. La Antártida aún unida a Australia, se alejaba de la masa continental central. La dorsal noratlántica se bifurcó al norte, formando de este modo la isla de Groenlandia.

La deriva continental

La idea de que los continentes estuvieron alguna vez juntos no es en absoluto nueva: ya fue sostenida por el filósofo inglés Francis Bacon (1561-1626) en 1620, y en 1658 R. P. Placet publicó un libro sobre La corrupción del gran y pequeño mundo, donde se demuestra  que, antes del Diluvio, América no estaba separada del resto del mundo. El primer mapa en el que es posible observar cómo encajan entre sí los diversos continentes lo publicó A. Snider-Pelligrini en 1858, quien basó su teoría en la similitud de las plantas fósiles encontradas en distintas partes de Europa y en Norteamérica.

Hipótesis de Alfred Wegener

El geólogo y meteorólogo alemán Alfred Wegener (1880-1930) es el hombre más estrechamente ligado a la teoría de la deriva continental. El norteamericano F. B. Taylor independientemente, llegó a las mismas ideas unos años antes de las primeras exposiciones de Wegener al respecto en 1912. Como a sus predecesores, a Wegener le atraía la idea de la deriva de los continentes por la forma de las masas terrestres en el mapamundi. Wegener  mostró gran habilidad para reconstruir las antiguas masas de tierra y en sus diserta­ciones aportó pruebas geológicas, geodésicas, geofísicas, paleontológicas y paleoclimáticas cuidadosamente conjuntadas. Pero todas estas facetas de la geología tenían que desarrollarse  mucho, antes de que se pudieran aportar  pruebas sustanciales para que casi todos los geólogos aceptaran su teoría.

En el hemisferio Sur, los geólogos obtuvieron  pruebas que apoyaban firmemente las teorías de Wegener. La glaciación en el Permo-Carbonífero  fue más intensa y extensa que la producida luego en el Pleistoceno. En los trabajos de campo se encontraron pruebas  de ello en Sudamérica, África, Australia, India, Antártida y Madagascar. Los geólogos,  examinando depósitos de till (sedimento arrastrado y depositado por un glaciar) y plantas fósiles, pudieron correlacionarlos entre  sí en los distintos continentes. Si estas masas terrestres hubieran estado siempre en sus posiciones actuales, ello significaría que el Hielo se habría extendido desde las regiones  polares hasta el ecuador, lo cual es absurdo.  La reunión de todas las zonas no sólo reconcilia hechos geológicos, sino que además demuestra el paso de masas conti­nentales errantes sobre el polo Sur. Esto, a su vez, contribuye a dar una explicación plausible de los otros cinturones climáticos del mundo durante este período; por ejemplo, el clima tropical que el norte de Europa tuvo en el Carbonífero.

Es la región [en azul], en la que las partículas electrizadas se hallan totalmente sometidas al campo magnético terrestre. Seria simétrica si no fuera por las partículas cargadas eléctricamente procedentes del Sol, que la distorsionan en forma de lágrima.  Las partículas llegan al campo magnético terrestre en el llamado frente de choque. Después hay una región de turbulencias y en ella se encuentra la magnetopausa, límite del campo magnético. Los cinturones de Van Alien [en naranja] son dos zonas de alta radiación en la magnetosfera.  La interna es de partículas de alta energía producidas por rayos cósmicos, y la externa consta de electrones solares.

La inclinación del campo magnético en la superficie terrestre está en relación con la latitud magnética, medida en relación con el eje magnético de la Tierra. Suponiendo que el campo magnético terrestre en promedio se comporta como un dipolo colocado a lo largo del eje geográfico, esto nos permite calcular latitudes antiguas de una localidad usando datos paleomagnéticos. La inclinación se mide con una brújula especial mediante un pivote horizontal, y no crea problemas de navegación

El ángulo formado entre la dirección que marca la aguja de una brújula y el norte geográfico. Las líneas de fuerza salen del polo Sur de inclinación [S] y convergen hacia el polo Norte de inclinación [N]. Las flechas simbolizan la dirección del Norte magnético en el año 1955. La declinación se debe a que el campo terrestre no es exactamente  como el de un dipolo alineado a lo largo del eje de rotación. Y esto debe tenerse muy en cuenta para la navegación.