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.

El estudio del campo magnético del pasado geológico se llama paleomagnetismo. Se basa en el hecho de que las rocas pueden adquirir una magnetización permanente cuando se forman, o cuando se refunden y posteriormente vuelven a enfriarse. Cuando las rocas se calientan pierden su magnetización, como cualquier imán al calentarlo. Cuando se enfrían, las rocas son remagnetizadas por el campo magnético terrestre. Este fenómeno, llamado magnetización remanente natural, se produce en el momento de formación de la roca paralelamente a las líneas del campo magnético terrestre. Las rocas así magnetizadas llevan consigo un registro permanente del campo, y pueden emplearse para estudiar la historia geológica del campo terrestre.

Los indicios magnéticos de la historia de la Tierra se pueden depositar en las rocas de distintas maneras. La técnica de investigación paleomagnética consiste en perforar un cilindro de roca y medir su magnetismo remanente natural. Así se obtienen las coordenadas paleomagnéticas de la muestra y, por lo tanto,  su posición original. Las coordenadas magnéticas, como las geográficas, se expresan  en latitudes magnéticas, haciendo referencia al polo magnético. Las coordenadas paleomagnéticas se refieren al polo magnético existente cuando se magnetizó la roca. Estudios  paleomagnéticos han revelado que los polos magnéticos no han estado siempre en su posición actual, sino que han “derivado” a lo largo del tiempo.

La deriva polar difiere de un continente a otro, es decir, muestras de un continente dan un patrón de deriva de los polos distinto del que dan las muestras de otro continente. Pero los polos, en un momento dado de la historia geológica, pueden coincidir para los distintos continentes si se imagina a éstos en posición distinta de la actual. Así se puede situar la progresiva deriva continental. Los resultados de esta técnica concuerdan con otros indicadores  de la deriva, como el crecimiento del fondo oceánico y los indicios de climas antiguos  muy distintos demostrables gracias a las rocas y sus fósiles. El paleomagnetismo es útil para investigar la deriva continental.

Algunas rocas formadas con pequeñas diferencias  de tiempo tienen polaridad magnética  opuesta. Esto no se puede explicar por una rotación de 180° de un continente, porque no hubo tiempo suficiente para ello. Por eso, el campo magnético debe de haber sufrido un cambio de sentido de su polaridad magnética, como cuando se invierte la dirección de la corriente  de una bobina. Este cambio se llama inversión. Las inversiones marcan los límites de períodos, de duración variable en el tiempo geológico, en los que el campo magnético  mantuvo polaridad constante. Datando  las inversiones (mediante el estudio de la desintegración de los isótopos radiactivos de las rocas), el geólogo dispone de una escala paleomagnética del tiempo. Esta escala sirve para datar otras rocas, al analizarse su magnetización remanente. La comparación de esta escala con las “anomalías magnéticas“  del fondo oceánico confirmó la teoría del crecimiento de los fondos oceánicos.

Es máxima en los polos y mínima en las zonas ecuatoriales. Si el campo fuera simplemente el de una barra magnética situada en el centro de la Tierra y paralela al eje de rotación, las líneas de igual intensidad seguirían los paralelos de latitud y los polos magnéticos coincidirían con los geográficos. En realidad, el campo “dipolo” y los polos geomagnéticos están inclinados unos 11° respecto al eje de rotación y a los polos. Por otra parte, tampoco el campo real es simplemente el de un imán. Los “polos de inclinación“, en los que la dirección del campo es vertical (hacia abajo en el polo de inclinación Norte y hacia arriba en el Sur), están desplazados de los polos geomagnéticos; uno está más desplazado que el otro, de tal modo que ambos no son exactamente antípodas. Los polos y la configuración  del campo van cambiando lentamente a lo largo del tiempo.

La Tierra tiene un fuerte campo magnético Si se suspende una barra magnética de un hilo, se orientará apuntando un extremo  al polo Norte magnético terrestre y el otro al polo Sur magnético. Se comportaría igual que si se le aproximara otra barra magnética o una espiral de alambre por la que pasa una corriente eléctrica.

A causa del movimiento de rotación de la Tierra sobre su eje, la capa fluida del núcleo externo induce al manto y a la corteza sólida a girar relativamente más rápidos que el nú­cleo interno. Como consecuencia, los electrones del núcleo se mueven respecto a los del manto y la corteza. Este movimiento de los electrones constituye una dinamo natural, que produce un campo magnético similar al producido por una bobina

El eje magnético terrestre se encuentra ligeramente inclinado respecto al eje geográfico [Clave]: está desviado unos 11º; y los polos magnéticos no coinciden con los polos Norte y Sur geográficos. El eje magnético terrestre cambia continuamente su ángulo respecto  al eje geográfico, pero considerando un largo período —varias decenas de miles de años— se establece una posición promedio.

Una brújula señala un punto situado a cierta distancia de los polos Norte y Sur geográficos. La diferencia, llamada declinación magnética varía según el lugar. Las pequeñas variaciones en el magnetismo terrestre se deben probablemente a turbulencias o torbellinos producidos en el núcleo externo, en el limite núcleo-manto. Grandes masas de rocas y metales magnetizados en la corteza pueden tener un efecto similar.

El campo magnético terrestre también puede resultar modificado por el bombardeo de partículas cargadas eléctricamente y que provienen del Sol. Éstas llegan a la atmósfera superior y producen pequeñas variaciones del campo magnético a nivel del suelo. Algunas variaciones son regulares, como la variación diurna (día y noche); otras son ocasionales,  como las tormentas magnéticas.

Causas de los movimientos de placas

Ya en 1927, el geólogo británico Arthur Holmes sugirió que la deriva de los continen­tes se podía explicar por corrientes de convec­ción en el manto. Las corrientes de convec­ción se originan por diferencias de calor; este fenómeno se puede observar en una olla de agua puesta al fuego. La teoría de la tectóni­ca global sugiere que existen corrientes de convección en la astenosfera y quizás en el manto inferior. Forman células de convec­ción que suben bajo las dorsales y descienden bajo las fosas. Esta teoría se apoya en medi­das del calor radiado por la Tierra: dan valo­res altos en las dorsales y bajos en las fosas. El asombroso trazado mundial de dorsa­les, fosas y fallas se descubrió en los años 40 y 50 de este siglo. Se vio que su distribución coincidía con la de terremotos y volcanes. En 1962, el geólogo norteamericano Harry Hess sugirió que estos fenómenos y la deriva conti­nental se podían explicar por el crecimiento del fondo oceánico, pero por insuficiencia de datos no pudo probar su punto de vista.

La prueba de una teoría

En los mapas del fondo oceánico se cartografiaron misteriosas líneas cebra de anoma­lías magnéticas. En 1963, dos estudiantes graduados por la universidad de Cambridge, Frederick Vine y Drummond Matthews, ex­plicaron esas anomalías de tal modo que re­sultaba apoyada la teoría del crecimiento oceánico. Sugirieron que el material que as­ciende desde el manto a lo largo de una dor­sal adquiere, al enfriarse, una magnetización remanente que es paralela al campo magnéti­co terrestre que prevalece en aquel momento. Se sabe que el campo magnético terrestre ha invertido su polaridad muchas veces durante la historia geológica. Aceptando que la corte­za recién formada en las dorsales registra la polaridad del campo magnético terrestre del momento en períodos largos de tiempo, resul­tarían bandas alternantes de fondo oceánico, normal e inversamente magnetizadas. La correspondencia entre las líneas cebra del fondo oceánico y la historia conocida del campo magnético terrestre es demasiado coincidente para ser casualidad.

El nacimiento y la muerte de los océanos: es un proceso continuo. En [A], el océano (1) está expandiéndose al crecer el suelo en la dorsal mes-oceánica, el océano (2) se está cerrando porque los continentes empujan el fondo oceá­nico hacia abajo en las fosas, y él océano (3) es joven y crece. En [B], el océano (1) ha llegado a su madurez y el (3) todavía está creciendo; el océano (2) ha desaparecido, al juntarse las masas continentales. En [C], los océanos (1 y 3) empiezan a reducirse, mientras una nueva fractura aparece en (4). En [D], se ve el océano (1) reduciéndose aún más y el (4) creciendo. [E], representa el ensanchamiento de la zona del Mar Rojo y del golfo de Aden; [F] indica que el mar Mediterráneo va contra­yéndose continuamente.

En 1966, la hipótesis del crecimiento del fondo oceánico se confirmó mediante datos oceanográficos independientes sobre micro-fósiles, espesor de sedimentos (más potentes en la corteza más vieja, donde hubo más tiempo para acumularse), medidas de flujo de calor desde el interior de la Tierra y estudios paleo-magnéticos y sísmicos. La expresión tectónica global se empezó a usar en 1968, para explicar los lazos entre dorsales de creci­miento, fallas transformantes, fosas de hundi­miento, continentes a la deriva y formación de montañas. Esta nueva teoría es, sin duda, el avance más significativo en las ciencias de la Tierra durante el siglo.

También en 1968, Estados Unidos comi­sionó el buque de perforación Glomar Challenger para una vasta campaña de exploración oceanográfica. Se recogieron tes­tigos y muestras de todos los océanos y mares y se dató directamente el fondo del mar, probando, más allá de toda duda, la va­lidez de la teoría de la tectónica global.

La teoría de la tectónica de placas surgió en los años 60 y ha tenido un efecto revolucionario en las ciencias de la Tierra. Es una teoría unificadora, que abarca muchas otras y que ofrece una explicación lógica y plausi­ble para muchos de los variados fenómenos estructurales y geofísicos de la Tierra, desde la formación de montañas hasta los terremotos y la deriva continental.

Placas corticales

Esta teoría considera que la corteza y el manto superior (que juntos forman la litosfe­ra) están formados por una serie de láminas rígidas o placas que continuamente cambian su posición relativa, unas respecto a otras. Bajo la litosfera se encuentra la astenosfera, una zona de gran plasticidad. Las placas terminan en dorsales oceánicas, en fosas y en fallas transformantes. Las dor­sales oceánicas se encuentran donde dos placas se están alejando una de otra, dejando un espacio que continuamente se rellena de magma (roca fundida) que asciende de la astenosfera. Al irse enfriando el magma se crea nueva corteza, que se va añadiendo a las pla­cas móviles. Éste es el fenómeno de crecimiento del fondo oceánico. Las velocidades de crecimiento, aunque lentas, no son despre­ciables. El Atlántico se abre 2 cm cada año. La más rápida se da en la dorsal del Pacifico Oriental, que crea 10 cm de nueva corteza cada año, o sea, 1.000 km en el corto periodo geológico de diez millones de años.

“La teoría de la tectónica de placas contempla la litosfera terrestre [1] como una serie de bloques rígidos pero móviles denominados placas [A, B, C, D]. La litos­fera flota sobre una zona de gran plasticidad  llamada astenosfera [2]. Los bordes de placa pueden ser de tres tipos distintos: en las dorsales oceánicas [3], asciende material del manto y se forma nuevo fondo oceánico; una fosa [4] se forma donde una placa de unen dos segmentos de una misma dorsal [6], dos fosas [5] o una dorsal y una fosa. Las placas se alejan de las dorsales y se desplazan como cintas transportadoras hacia las fosas, donde se sumergen.”

Las fosas se forman en la convergencia de dos placas, una de las cuales se sumerge bajo la otra y penetra en el manto. Por ello, las fosas son zonas en las que se destruyen bor­des de placa. Como el volumen total de la Tierra no cambia, la cantidad de corteza creada en las dorsales queda compensada con la destruida en las fosas. Los bordes delanteros de las placas que convergen pueden ser de corteza oceánica, como en la fosa Tonga-Kermadec, al norte de Nueva Zelanda; pueden ser una oceánica (y será la que se sumerja) y la otra continen­tal, como en la fosa de Perú-Chile; o ambas continentales, como la del norte de India y la de Tíbet. En los dos últimos casos, la es­pesa cubierta sedimentaria resulta plegada y recibe inyecciones de material fundido por el calor generado por la colisión. Así se crean montañas como el Himalaya.

Las fallas transformantes se crean allí donde dos placas se deslizan una al lado de otra. Cortan las dorsales oceánicas, y su prolongación se puede seguir en algunos lu­gares a lo largo de miles de kilómetros. A veces afectan a continentes, como la famosa falla de San Andrés en el sudoeste de EE.UU.

Como el bulbo de una cebolla, la Tierra está constituida por varias capas concéntricas. Cada capa tiene su composición química y sus propiedades físicas propias. Se agrupan en tres regiones principales: la exterior, llamada corteza, que rodea a la intermedia o manto, en torno a la interna o núcleo.

En relación con toda la Tierra, la corteza sólida en la que vivimos no es más gruesa que una cascara de huevo, constituyendo sólo el 1,5 % del volumen de la Tierra. Por observación directa, los científicos han podido aprender muchísimo acerca de la parte superior de la corteza. Por otro lado, los conocimientos sobre el interior de la Tierra se han obtenido estudiando el recorrido de las ondas sísmicas.

Las ondas sísmicas, como la luz al atravesar una pieza de cristal, se desvían cuando atraviesan límites, de rocas de distinta densidad. Si las ondas llegan al limite con un ángulo pequeño, son reflejadas. Las ondas de terremotos distantes emergen a través de la corteza con un fuerte ángulo, mientras que las de terremotos próximos emergen con ángulos pequeños. Conociendo estos ángulos, la velocidad a la que emergen las ondas, su tiempo de llegada y las distancias recorridas, los geofísicos han podido computar las posiciones y densidades de las distintas capas de la Tierra.

Observando la corteza terrestre

La composición química de la corteza y del manto superior [Clave] se conoce por observación directa de rocas en la superficie o cerca de ella [2]. Poco se sabe con seguridad de lo que hay por debajo del manto, aunque deben de existir similitudes entre los meteoritos pétreos y metálicos y la composición del interior profundo de la Tierra, La parte superior de la corteza, en las áreas continentales, se conoce como sial (de las dos primeras letras de sus elementos más abundantes, el silicio y el aluminio). En las áreas oceánicas, y bajo el sial en las áreas continentales, está la parte de la corteza llamada sima (de silicio y magnesio, sus dos elementos más abundantes) [Clave]. El sial tiene una densidad de 2,7 g/cm , es más liviano que el sima (densidad 2,9 g/cm3) y está sobre él, formando los continentes. La corteza oceánica es de sima, con una delgada cubierta de sedimentos y lavas. La corteza está separada del manto por un cambio brusco de densidad (de 2,9 a 3,3 g/cm³), que es un buen plano de reflexión para las ondas sísmicas. Es la llamada discontinuidad de Mohorovicic (abreviado, Moho) [2], y que recibe su nombre del croata que la descubrió en 1909; se considera que constituye la base de la corteza terrestre. La discontinuidad Moho está a una profundidad promedio de 35 km en los continentes (en donde la profundidad oscila de 30 a 60 km) y de sólo 10 km bajo el nivel del mar en los océanos y en los mares.

Bajo la corteza

El manto superior [1] consta de: una delgada capa superior rígida, que ocupa desde la discontinuidad Moho hasta unos 60-100 km de profundidad: una capa plástica o astenosfera, hasta unos 200 km; y una gruesa capa inferior, entre 200 y 700 km. La capa superior, junto con la corteza supra-yacente, forma la litosfera rígida, que lateralmente se divide en placas. Estas placas flotan sobre la astenosfera, cuya presión y temperatura casi alcanzan el punto de fusión, haciéndola casi fluida.

La corteza terrestre varía en espesor entre 40 y 5 km bajo el fondo del mar. Con el manto superior forma la litosfera rígida [1];está situada sobre una capa plástica, llamada astenosfera [2]; sobre la cual puede desplazarse lateralmente. El manto superior [3] llega hasta unos 700 km y envuelve al manto Inferior [4]. El manto está formado por peridotita, la cual, en la astenosfera,está próxima al punto de fusión. Esto, por lo menos, explica la disminución de velocidad de las ondas sísmicas a estas profundidades y además se ajusta a la teoría de la tectónica de placas. El aumento de densidad en el manto inferior se cree que se debe a que existe una mayor presión y al empaquetado más compacto de los átomos, sin cambios en la composición química.

El manto está separado del núcleo externo [6] por otra discontinuidad de ondas sísmicas, la de Gutenberg [5]. La velocidad de las ondas P disminuye de 14 a 8 km por segundo, y las ondas S no se transmiten dentro del núcleo externo .Estas observaciones indican que el núcleo externo está en estado liquido. La densidad sube de 5,5 g/cm³ en el manto inferior a 10 g/cm³ a en el núcleo externo, desde donde va aumentando hacia dentro hasta 12 ó 13 g/cm³. Aunque el núcleo ocupa sólo el 16 % del volumen total de la Tierra, constituye el 32 % de su masa. Se cree que el núcleo es de hierro y níquel, hipótesis que se ajusta a los datos disponibles y que está Inspirada en los meteoritos de hierro-níquel, considerados como restos de otro planeta. Las ondas P evidencian otra discontinuidad de Lehmann [7], al aumentar su velocidad en el núcleo interno [8], que es sólido.