La geodinámica es un subcampo de la geofísica que estudia la dinámica de la Tierra . Aplica la física, la química y las matemáticas a la comprensión de cómo la convección del manto conduce a la tectónica de placas y a fenómenos geológicos como la expansión del fondo marino , la formación de montañas , los volcanes , los terremotos y las fallas . También intenta investigar la actividad interna midiendo los campos magnéticos , la gravedad y las ondas sísmicas , así como la mineralogía de las rocas y su composición isotópica . Los métodos de la geodinámica también se aplican a la exploración de otros planetas. [1]
La geodinámica se ocupa en general de los procesos que mueven materiales por toda la Tierra. En el interior de la Tierra , el movimiento ocurre cuando las rocas se funden o se deforman y fluyen en respuesta a un campo de tensión . [2] Esta deformación puede ser frágil , elástica o plástica , dependiendo de la magnitud de la tensión y de las propiedades físicas del material, especialmente la escala de tiempo de relajación de la tensión . Las rocas son heterogéneas estructural y compositivamente y están sujetas a tensiones variables, por lo que es común ver diferentes tipos de deformación en proximidad espacial y temporal cercana. [3] Cuando se trabaja con escalas de tiempo y longitudes geológicas, es conveniente utilizar la aproximación media continua y los campos de tensión de equilibrio para considerar la respuesta promedio a la tensión promedio. [4]
Los expertos en geodinámica suelen utilizar datos de GPS geodésico , InSAR y sismología , junto con modelos numéricos , para estudiar la evolución de la litosfera , el manto y el núcleo de la Tierra .
Los trabajos realizados por los geodinámicos pueden incluir:
Las rocas y otros materiales geológicos experimentan deformación según tres modos distintos, elástico, plástico y frágil, dependiendo de las propiedades del material y la magnitud del campo de tensión . La tensión se define como la fuerza media por unidad de área ejercida sobre cada parte de la roca. La presión es la parte de la tensión que cambia el volumen de un sólido; la tensión de corte cambia la forma. Si no hay cizallamiento, el fluido está en equilibrio hidrostático . Dado que, durante largos períodos, las rocas se deforman fácilmente bajo presión, la Tierra está en equilibrio hidrostático en una buena aproximación. La presión sobre la roca depende solo del peso de la roca que está encima, y esto depende de la gravedad y la densidad de la roca. En un cuerpo como la Luna , la densidad es casi constante, por lo que se calcula fácilmente un perfil de presión. En la Tierra, la compresión de las rocas con la profundidad es significativa, y se necesita una ecuación de estado para calcular los cambios en la densidad de la roca incluso cuando tiene una composición uniforme. [5]
La deformación elástica es siempre reversible, lo que significa que si se elimina el campo de tensión asociado con la deformación elástica, el material volverá a su estado anterior. Los materiales solo se comportan elásticamente cuando la disposición relativa a lo largo del eje considerado de los componentes del material (por ejemplo, átomos o cristales) permanece inalterada. Esto significa que la magnitud de la tensión no puede superar la resistencia a la fluencia de un material, y la escala de tiempo de la tensión no puede aproximarse al tiempo de relajación del material. Si la tensión supera la resistencia a la fluencia de un material, los enlaces comienzan a romperse (y a reformarse), lo que puede provocar una deformación dúctil o frágil. [6]
La deformación dúctil o plástica ocurre cuando la temperatura de un sistema es lo suficientemente alta como para que una fracción significativa de los microestados del material (figura 1) no estén unidos, lo que significa que una gran fracción de los enlaces químicos están en proceso de romperse y reformarse. Durante la deformación dúctil, este proceso de reordenamiento atómico redistribuye la tensión y la deformación hacia el equilibrio más rápido de lo que pueden acumularse. [6] Los ejemplos incluyen la flexión de la litosfera bajo islas volcánicas o cuencas sedimentarias y la flexión en fosas oceánicas . [5] La deformación dúctil ocurre cuando los procesos de transporte como la difusión y la advección que dependen de que los enlaces químicos se rompan y reformen redistribuyen la tensión aproximadamente tan rápido como se acumula.
Cuando la tensión se localiza más rápido de lo que estos procesos de relajación pueden redistribuirla, se produce una deformación frágil . El mecanismo de la deformación frágil implica una retroalimentación positiva entre la acumulación o propagación de defectos, especialmente los producidos por la tensión en áreas de alta tensión, y la localización de la tensión a lo largo de estas dislocaciones y fracturas. En otras palabras, cualquier fractura, por pequeña que sea, tiende a concentrar la tensión en su borde delantero, lo que hace que la fractura se extienda. [6]
En general, el modo de deformación está controlado no sólo por la cantidad de tensión, sino también por la distribución de la deformación y las características asociadas a la deformación. Cualquiera que sea el modo de deformación que finalmente se produzca es el resultado de una competencia entre procesos que tienden a localizar la deformación, como la propagación de fracturas, y procesos de relajación, como el recocido, que tienden a deslocalizar la deformación.
Los geólogos estructurales estudian los resultados de la deformación, utilizando observaciones de la roca, especialmente el modo y la geometría de la deformación para reconstruir el campo de tensión que afectó a la roca a lo largo del tiempo. La geología estructural es un complemento importante de la geodinámica porque proporciona la fuente más directa de datos sobre los movimientos de la Tierra. Los diferentes modos de deformación dan lugar a estructuras geológicas distintas, por ejemplo, fractura frágil en rocas o plegamiento dúctil.
Las características físicas de las rocas que controlan la velocidad y el modo de deformación, como la resistencia a la fluencia o la viscosidad , dependen del estado termodinámico de la roca y su composición. Las variables termodinámicas más importantes en este caso son la temperatura y la presión. Ambas aumentan con la profundidad, por lo que, en una primera aproximación, el modo de deformación se puede entender en términos de profundidad. Dentro de la litosfera superior, la deformación frágil es común porque bajo baja presión las rocas tienen una resistencia frágil relativamente baja, mientras que al mismo tiempo la baja temperatura reduce la probabilidad de flujo dúctil. Después de la zona de transición frágil-dúctil, la deformación dúctil se vuelve dominante. [2] La deformación elástica ocurre cuando la escala de tiempo de la tensión es más corta que el tiempo de relajación del material. Las ondas sísmicas son un ejemplo común de este tipo de deformación. A temperaturas lo suficientemente altas como para fundir rocas, la resistencia al corte dúctil se acerca a cero, por lo que la deformación elástica por modo de corte (ondas S) no se propagará a través de las masas fundidas. [7]
La principal fuerza motriz detrás del estrés en la Tierra es proporcionada por la energía térmica de la desintegración de radioisótopos, la fricción y el calor residual. [8] [9] El enfriamiento en la superficie y la producción de calor dentro de la Tierra crean un gradiente térmico metaestable desde el núcleo caliente hasta la litosfera relativamente fría. [10] Esta energía térmica se convierte en energía mecánica por expansión térmica. Las rocas más profundas y más calientes a menudo tienen una mayor expansión térmica y una menor densidad en relación con las rocas suprayacentes. Por el contrario, la roca que se enfría en la superficie puede volverse menos flotante que la roca debajo de ella. Con el tiempo, esto puede conducir a una inestabilidad de Rayleigh-Taylor (Figura 2), o interpenetración de rocas en diferentes lados del contraste de flotabilidad. [2] [11]
La flotabilidad térmica negativa de las placas oceánicas es la causa principal de la subducción y la tectónica de placas, [12] mientras que la flotabilidad térmica positiva puede dar lugar a columnas del manto, lo que podría explicar el vulcanismo intraplaca. [13] La importancia relativa de la producción de calor frente a la pérdida de calor para la convección boyante en toda la Tierra sigue siendo incierta y comprender los detalles de la convección boyante es un foco clave de la geodinámica. [2]
La geodinámica es un campo amplio que combina observaciones de muchos tipos diferentes de estudios geológicos para obtener una imagen amplia de la dinámica de la Tierra. Cerca de la superficie de la Tierra, los datos incluyen observaciones de campo, geodesia, datación radiométrica , petrología , mineralogía, perforación de pozos y técnicas de teledetección . Sin embargo, más allá de unos pocos kilómetros de profundidad, la mayoría de estos tipos de observaciones se vuelven imprácticas. Los geólogos que estudian la geodinámica del manto y el núcleo deben confiar completamente en la teledetección, especialmente la sismología, y en la recreación experimental de las condiciones encontradas en la Tierra en experimentos de alta presión y alta temperatura (véase también la ecuación de Adams-Williamson ).
Debido a la complejidad de los sistemas geológicos, se utiliza modelado computacional para probar predicciones teóricas sobre la geodinámica utilizando datos de estas fuentes.
Hay dos formas principales de modelado numérico geodinámico. [14]
El modelado básico de dinámica de fluidos se puede subdividir en estudios instantáneos, que tienen como objetivo reproducir el flujo instantáneo en un sistema debido a una distribución de flotabilidad dada, y estudios dependientes del tiempo, que tienen como objetivo reproducir una posible evolución de una condición inicial dada a lo largo del tiempo o un estado estadístico (cuasi) estable de un sistema dado.
