I. LAS FUENTES DEL CALOR TERRESTRE

LA TIERRA COMO FUENTE DE CALOR

LA EXISTENCIA de temperaturas altas en el interior de la Tierra ha sido supuesta desde tiempos antiguos con base en observaciones en la superficie. Los volcanes, manantiales termales y otras manifestaciones superficiales del calor encerrado dentro de la Tierra han sido las evidencias de que la temperatura en su interior debe ser mucho m�s alta que la que se tiene en la superficie. Por otra parte, desde antes que se contara con la tecnolog�a de perforaci�n de pozos, ya el hombre se hab�a dado cuenta que al internarse en grutas o minas que descend�an a profundidades considerables, la temperatura aumentaba. En este siglo se comenzaron a hacer mediciones en pozos de la variaci�n de la temperatura con la profundidad y se observ� que en zonas "normales", o sea donde no existen manifestaciones termales superficiales, la temperatura en la corteza de la Tierra aumenta a una raz�n de 30°C por kil�metro. Esto nos indica que en alguna parte en el interior de la Tierra existe una fuente de calor que lo irradia hacia la superficie. Ahora nos queda otra interrogante: �de d�nde viene este calor? Y esta pregunta nos lleva a los tiempos de la formaci�n de la Tierra.

Una de las hip�tesis m�s aceptada (ya que dif�cilmente puede ser comprobada) acerca de la formaci�n del sistema solar, es la que afirma que �ste evolucion� a partir de una acumulaci�n de polvo c�smico (nebulosa), que al compactarse en presencia del campo gravitacional del Sol form� los diferentes cuerpos que componen el sistema solar. Seg�n esta hip�tesis, las caracter�sticas de los planetas quedaron determinadas por su masa inicial y su distancia al Sol. Al irse compactando, la masa de estos "protoplanetas" aumentaba cuando otras part�culas chocaban contra ellos y se les anexaban, lo cual hac�a que aumentara tambi�n su temperatura. �sta fue una de las fuentes iniciales del calor de la Tierra, pero al ir evolucionando �sta, otras fuentes hicieron su aparici�n.

Una vez que el planeta como tal estuvo formado, esto es, cuando atrap� las part�culas que se encontraban en la misma �rbita, sucedi� un cataclismo conocido como diferenciaci�n gravitacional y que fue simplemente el hundimiento de los elementos m�s pesados y el transporte a la superficie de los m�s ligeros, ya que al formarse el planeta todos los elementos se hallaban distribuidos al azar, en la forma en que se fueron agregando. Esta redistribuci�n de los elementos se llev� a cabo con una gran liberaci�n de energ�a por fricci�n, lo que provoc� un aumento en la temperatura y la fusi�n de la mayor parte del material que formaba la Tierra. A partir de este proceso, la estructura de la Tierra sufri� una estratificaci�n, formando una serie de capas conc�ntricas (Figura 1), las cuales han sido determinadas por medio de datos sismol�gicos que tambi�n han sido �tiles para determinar sus caracter�sticas fisicoqu�micas.

 

Figura 1. Estructura interna de la Tierra con las capas determinadas por medio de datos sismol�gicos.

Las principales capas que conforman la Tierra son tres: corteza, manto y n�cleo, sus espesores son variables pero en promedio tienen valores de 30, 2 900 y 3 500 kil�metros respectivamente. A su vez, las dos �ltimas se subdividen en: manto superior e inferior y n�cleo externo e interno. Debido al mecanismo por el cual se formaron, las capas externas son m�s ricas en minerales compuestos por s�lice y aluminio, y a medida que aumenta la profundidad aumenta tambi�n el contenido de fierro y magnesio, que son elementos m�s pesados, hasta llegar al n�cleo que se supone est� formado principalmente por fierro y n�quel. Como ejemplo de rocas formadas por minerales con alto contenido de s�lice y aluminio tenemos las arcillas y el granito, siendo este �ltimo el tipo de roca predominante en la corteza de tipo continental. Entre las rocas formadas en proporciones significativas por minerales ferromagnesianos tenemos el basalto, la olivina y la peridotita; el basalto es la roca que forma la corteza de tipo oce�nico y tanto a la olivina como a la peridotita se les encuentra formando la base de la corteza y el manto superior.

Poco a poco la corteza terrestre se fue enfriando hasta solidificarse; sin embargo las capas interiores no se enfriaron tan r�pidamente, en gran parte debido a que la corteza es muy mala conductora del calor y act�a como un aislante para las capas interiores, que de esta forma pueden mantener temperaturas altas. Adem�s de evitar que el calor del interior de la Tierra escape, la corteza es en parte generadora de calor adicional debido a la presencia de una gran cantidad de elementos radiactivos en ella. Podr�a parecer parad�jico que los elementos radiactivos hayan permanecido en las capas m�s superficiales de la Tierra a pesar de ser elementos pesados, sin embargo es posible encontrar una explicaci�n a esto al observar que los elementos radiactivos generalmente se combinan con otros elementos para formar compuestos ligeros, siendo �sta la forma como fueron transportados a las capas superiores. En la actualidad se les encuentra principalmente en la corteza terrestre y en menor concentraci�n en el manto superior.

Los principales elementos productores de energ�a por decaimiento radioactivo son el uranio, el tono y el potasio. A estos elementos se les encuentra en concentraciones significativas en rocas gran�ticas, las cuales forman la parte superior de la corteza continental que en algunos lugares monta�osos llega a tener m�s de 50 kil�metros de espesor y puede llegar a producir casi 10 microcal/g/a�o (una calor�a es la cantidad de calor que se necesita para elevar la temperatura de un gramo de agua de 14.5 a l5.5°C). Por su parte, la corteza oce�nica y la parte inferior de la corteza continental, que son de tipo bas�ltico, generan solamente cerca de 1 microcal/g/a�o, la d�cima parte de lo que produce el granito. El manto superior, formado en su mayor parte por peridotita, tambi�n va a producir una peque�a cantidad de calor de aproximadamente 0.01 microcal/g/a�o. De acuerdo con estas cifras la producci�n de calor de la corteza y el manto ser�a de un poco m�s de 1.5 x 10¹³ cal/seg, lo que hace un total de 4.7 x 10²⁰ cal/a�o. Para tener una idea de lo que esto significa, es necesario hacer una equivalencia: 4.7 x 10²⁰calor�as es el equivalente a la energ�a liberada por la explosi�n de casi medio mill�n de bombas nucleares de 1 megat�n (la bomba at�mica que destruy� Hiroshima fue de 20 kilotones).

Las fuentes que generan el calor proveniente del interior son las que hemos mencionado. Sin embargo existen otras, como las mareas terrestres, el choque de meteoritos y la atracci�n gravitacional del Sol y la Luna generan el 10% del total del calor de la Tierra. Adem�s de causar las mareas oce�nicas, los esfuerzos generados por la atracci�n gravitacional deforman la parte s�lida de la Tierra y aunque estas deformaciones son del orden de una parte en un mill�n, ocasionan un desplazamiento de cerca de 30 cm en la superficie terrestre. Por otra parte, la energ�a solar que recibe la Tierra es de casi 10²⁴ cal/a�o.

MECANISMOS DE TRANSPORTE DE CALOR

EL transporte de calor en el interior de la Tierra se lleva a cabo por medio de tres mecanismos: conducci�n, convecci�n y radiaci�n; sin embargo, los tres tienen diferente grado de importancia en las diferentes capas: en la corteza el principal medio de transporte de calor es la conducci�n mientras que en el manto lo es la convecci�n y radiaci�n. Pero antes de describir lo que sucede en la Tierra es necesario explicar c�mo funciona cada uno de ese tipo de mecanismos, para despu�s establecer c�mo es que influyen en la disipaci�n de la energ�a contenida en el interior de la Tierra y por lo tanto determinar su contribuci�n al enfriamiento de �sta.

La conducci�n es la forma como se transporta el calor de un cuerpo m�s caliente a uno m�s fr�o con el cual se encuentra en contacto. La eficiencia de �sta depende de una propiedad de los materiales que se llama conductividad t�rmica y que nos dice cu�l ser� la diferencia de temperatura provocada por un flujo de calor: a mayor conductividad menor ser� la diferencia de temperatura a trav�s del material. Un ejemplo de buen conductor lo es una barra de metal, la cual al ser calentada en uno de sus extremos inmediatamente conducir� el calor hasta el otro extremo. Por otro lado, un ejemplo de mal conductor lo ser�a la madera, la cer�mica y el aire.

La convecci�n es un proceso un poco m�s complejo que se da solamente en fluidos (l�quidos y gases). Al ser calentada la parte inferior de un fluido, �sta se expander� y se volver� menos densa que la parte superior m�s fr�a, por lo cual tender� a subir, con lo que la parte fr�a quedar� ahora en contacto con la fuente de calor repiti�ndose de esta forma el proceso y dando origen a lo que se llama celdas de convecci�n, en las cuales existen corrientes ascendentes y descendentes. Este mecanismo se va a generar a partir de un cierto valor de la diferencia de temperatura y depende de la viscosidad y densidad del fluido.

La radiaci�n es una forma de transporte de calor que es importante a temperaturas altas; en realidad todos los cuerpos que tienen temperatura por arriba del cero absoluto (cero grados Kelvin o -273.15°C) emiten radiaci�n, pero la frecuencia de la radiaci�n emitida es proporcional a la temperatura del material: los seres humanos emitimos radiaci�n en el infrarrojo y un trozo de hierro calentado a temperaturas muy altas empezar� a emitir en el espectro visible.

De esta forma observamos que el transporte de calor en el interior de la Tierra va a depender de la temperatura y de las caracter�sticas del material. La corteza se comporta como un s�lido y tiene temperaturas relativamente bajas. El manto se comporta como un fluido y como la convecci�n es mucho m�s eficiente en este caso, �se es el principal medio de transporte, aun cuando las temperaturas relativamente altas hacen posible que la energ�a tambi�n se transporte por medio de la radiaci�n.

Sin embargo, el transporte de calor desde el interior hacia la superficie no es el �nico mecanismo de disipaci�n de energ�a. La continua creaci�n y destrucci�n de monta�as consume 2.4 x 10¹⁶ cal/a�o, los sismos liberan 2.4 x 10¹⁸ cal/a�o (26 x 10¹⁰ kilowatts-hora/a�o), los 800 volcanes activos que existen en la Tierra producen cerca de 1 km³ de lava por a�o, o sea 1.2 x 10¹⁶ cal/a�o y para efectos de comparaci�n con los mecanismos de disipaci�n de calor, diremos que cada a�o la Tierra pierde 2 x 10²⁰ cal por conducci�n a trav�s de su superficie.

No obstante que la principal forma de transporte de calor en la corteza es la conducci�n, esto no excluye que existan algunas �reas en las cuales el calor se transmite principalmente por convecci�n, aprovechando zonas de debilidad en la roca s�lida que forma la corteza (fallas, fracturas, etc.). A trav�s de esas zonas van a ascender fluidos calientes que provienen de diferentes profundidades y pueden tener caracter�sticas distintas: pueden ser rocas fundidas generadas en la base de la corteza, o bien pueden estar constituidos principalmente por agua originada en la superficie de la Tierra y que ha penetrado hasta profundidades donde se ha calentado por contacto con rocas a alta temperatura, de tal forma que vuelve a ascender a la superficie transportando parte de la energ�a del interior.

Estas formas de transporte de calor en la corteza han sido observadas directamente; en cambio, las formas en que se transporta el calor debajo de la corteza han tenido que ser inferidas a partir de evidencias superficiales. La existencia de la convecci�n en el manto ha sido apoyada en particular por la comprobaci�n de la migraci�n de los continentes. Estos hechos han sido las bases para la elaboraci�n de la teor�a de la tect�nica de placas, la cual explica la mayor parte de los fen�menos geol�gicos observados. A pesar de los factores que sirven como comprobaci�n indirecta de la existencia de convecci�n en el manto, a�n existen interrogantes respecto a este fen�meno: �cu�l es su extensi�n? �Alcanza la totalidad del manto o s�lo una parte de �ste? �Es �ste un fen�meno continuo o se lleva a cabo s�lo durante ciertos periodos de tiempo?, etc. Estas son preguntas que quedan para ser contestadas por las futuras generaciones de cient�ficos dedicados a las ciencias de la Tierra.

LA TEMPERATURA EN EL INTERIOR DE LA TIERRA

Al penetrar en la corteza de la Tierra se observa un cambio en la temperatura, en general �sta aumenta; a esa variaci�n de la temperatura con la profundidad se le llama gradiente geot�rmico. El valor del gradiente geot�rmico en la corteza terrestre var�a mucho de un lugar a otro: se han llegado a medir gradientes de s�lo 10°C por kil�metro, mientras que en algunas zonas se han observado variaciones de la temperatura de 200 y hasta 800°C/km. Sin embargo, la mayor�a de las zonas del planeta en las que no se tienen anomal�as t�rmicas se agrupan alrededor de un promedio de 25 a 35°C/km, a este valor se le considera el gradiente geot�rmico normal. Esto es en cuanto a la corteza, pero para determinar o estimar la variaci�n de la temperatura dentro del manto se requiere de algunas hip�tesis.

El flujo de calor en la superficie de la Tierra se calcula como el producto del gradiente geot�rmico por la conductividad t�rmica de las rocas (Figura 2), siendo estos dos par�metros determinados directamente. El gradiente geot�rmico se determina midiendo la temperatura a lo largo de pozos suficientemente profundos para evitar las perturbaciones en las capas superficiales (hasta 200 m) provocadas por las variaciones diurnas y estacionales de temperatura, as� como por el flujo de aguas subterr�neas. Estos factores no afectan las mediciones hechas en el oc�ano, ya que la temperatura del fondo marino es pr�cticamente constante, por lo cual s�lo se necesita una sonda de dos a cinco metros de longitud, con sensores de temperatura distribuidos a lo largo de ella, la cual penetra los sedimentos del fondo oce�nico (Figura 3). La determinaci�n de la conductividad t�rmica se lleva a cabo en el laboratorio, en muestras de las rocas en las que se midi� el gradiente geot�rmico. Estas muestras se someten a un flujo de calor conocido, el cual va a generar una diferencia de temperatura a lo largo de la muestra, de tal forma que entre mayor sea esta diferencia de temperatura, menor ser� la conductividad t�rmica de la muestra.

En la figura 2 se ve que si conocemos el flujo de calor en la superficie, basta con restarle el calor producido en la corteza para conocer el flujo de calor que proviene del manto y de esta forma extrapolar el valor de la temperatura en la base de la corteza; sin embargo, a partir de esa profundidad, hay otros mecanismos de transferencia de calor aparte de la conducci�n y no es posible actualmente cuantificar las contribuciones particulares de cada uno de ellos. Debido a esto, las principales evidencias de la temperatura en el interior de la Tierra provienen de las diferencias en las velocidades de propagaci�n de las ondas s�smicas en las diferentes capas que forman el planeta. Con estos datos se pueden establecer una serie de discontinuidades que determinan la frontera entre las capas y nos pueden ayudar a establecer las temperaturas m�s probables a esas profundidades:

 

Tipo de roca	Profundidad (Km)	Producción de calor en la capa (10-13 cal/seg.cm3)	Flujo de calor de la base de la capa (mcal/cm2.seg)	Temperatura en la base de la capa (°C)
Granito (Corteza superior)	0 - 16	4.8	2	600
Gabro (Corteza inferior)	16 - 40	1.9	1	1100
Olivina - Gabro (corteza inferior)	40-60	1.0	0.8	1300
Peridotita (manto superior)	60 - 100	0.2	0.6	1600

Figura 2. Flujo de calor debido al transporte por conducci�n en las capas que forman la corteza y parte del manto superior en una regi�n continental monta�osa.

 

 

Figura 3. T�cnicas de medici�n de flujo de calor en el oc�ano.

 

—Hasta una profundidad de 100 km el comportamiento del material se asemeja al de un s�lido. Esta capa es denominada lit�sfera y comprende la corteza y parte del manto superior.

—A partir de 100 km y hasta aproximadamente 300 km, un decremento en las velocidades s�smicas indica la presencia de zonas de fusi�n parcial, lo cual requiere que las temperaturas sean de 1 000 a 1 200°C.

 

Figura 4. Variaci�n de la temperatura en el interior de la Tierra (l�nea punteada), con base en datos sismol�gicos y propiedades de minerales a diferentes presiones y temperaturas.

—A los 400 y 700 km de profundidad se observan dos incrementos en las velocidades s�smicas, que de acuerdo con experimentos de laboratorio, corresponden a cambios de fase que tienen lugar a 1 500 y 1 900°C respectivamente.

—A los 2 900 km se ha observado que no se propagan las ondas s�smicas transversales, mismas que no se transmiten en l�quidos, de donde se infiere la fusi�n de lo que se denomina n�cleo exterior y la existencia a esta profundidad de temperaturas del orden de 3 700°C. La reaparici�n de este tipo de ondas a los 5 100 km indican a esa profundidad temperaturas por debajo del punto de fusi�n (4 300°C) del material que forma el n�cleo interior y del cual se supone que est� constituido principalmente por fierro.

Aun cuando todav�a faltan por esclarecer muchos detalles, con base en esos datos y suponiendo que hay una variaci�n continua de la temperatura con la profundidad, es posible establecer una curva hipot�tica de la temperaura en el interior de la Tierra, la cual tendr�a aproximadamente las caracter�sticas de la que se muestra en la figura 4, de donde la temperatura en el n�cleo interior de la Tierra ser�a de alrededor de 4 000°C.

ELEMENTOS B�SICOS DE TECT�NICA DE PLACAS

Las caracter�sticas que presenta el transporte de calor en el interior de la Tierra determina los fen�menos geol�gicos que observamos en la superficie, o por lo menos esa es la hip�tesis de la teor�a de tect�nica de placas. �sta afirma que el motor generador de todos los acontecimientos geol�gicos es la convecci�n del material del manto, que se comporta como un fluido de alta viscosidad. Dicha viscosidad se puede definir como la resistencia de un fluido a fluir y su unidad es el poise. En el caso del material del manto, su viscosidad es muy grande (del orden de 10²⁰ poises; como comparaci�n, la viscosidad del agua es de 0.01 poises y la del mercurio es 0.02 poises), esto hace que para esfuerzos aplicados en tiempos cortos (ondas s�smicas y esfuerzos por la atracci�n de la Luna) la Tierra se comporte como un s�lido el�stico; sin embargo, para esfuerzos con periodos de millones de a�os, como los provocados por la convecci�n en el manto, �ste se va a comportar como un fluido.

La corteza terrestre y una parte del manto superior componen la "costra" fr�a, que se forma en la superficie de las corrientes de convecci�n al entrar en contacto con la atm�sfera. Ésta generalmente se encuentra a un promedio de 0°C (con una variaci�n de aproximadamente 30°C) lo cual implica una diferencia mayor de 600°C con las temperaturas m�s bajas del manto. Este decremento en la temperatura del material que surge del manto hace que se solidifique en las partes m�s superficiales y esta solidificaci�n alcanza una profundidad de alrededor de 100 kil�metros. A esta capa con caracter�sticas correspondientes a un s�lido se le llama lit�sfera y se localiza sobre una capa de menor viscosidad que presenta fusi�n parcial, denominada asten�sfera, que se comporta como un fluido viscoso. Debido a la circulaci�n provocada en las celdas de convecci�n, se observa que el material del manto asciende en algunos lugares y se hunde en otros; la extensi�n de la lit�sfera entre la parte en que �sta se crea y aquella en que se destruye es denominada placa. Hasta la fecha se ha determinado un conjunto de placas de diferentes tama�os que forman la superficie terrestre (Figura 5).

 

 

Figura 5. Distribuci�n en la superficie de la Tierra de las fonteras entre placas: // —centro de creaci�n de nueva litosfera (zona de dispersi�n); (dibujo)—frontera destructiva entre placas (zona de subducci�n).

La exigencia te�rica de que las placas en la superficie se encuentren viajando constantemente ha sido corroborada experimentalmente. Los desplazamientos de la corteza han sido observados en la superficie despu�s de sismos que ocurren en las fronteras entre placas, en algunos casos estos desplazamientos llegan a alcanzar varios metros de magnitud. Adem�s de esta dram�tica evidencia, se ha demostrado que existen desplazamientos horizontales en las zonas de dispersi�n oce�nica (Figura 6), donde nueva corteza se est� creando al separarse dos placas y las velocidades observadas son de varios cent�metros por a�o. Esto se basa en datos geol�gicos y geof�sicos: las edades medidas en rocas del fondo oce�nico indican que las rocas m�s viejas se encuentran m�s alejadas del centro de dispersi�n. Tambi�n los datos magn�ticos apoyan esta teor�a, ya que se han localizado 'bandas magn�ticas" adyacentes a las zonas de dispersi�n, que son originadas por las inversiones del campo magn�tico terrestre (Figura 7).

Figura 6. Esquema que muestra un corte transversal de la Tierra mostrando el movimiento horizontal de las placas y los fen�menos a que este movimiento da lugar, sobre todo en las fronteras entre placas.

 

Figura 7. Secci�n transversal de una zona de dispersi�n, en la cual se muestra el proceso de creaci�n de nueva corteza terrestre a trav�s de la intrusi�n de diques y la consiguiente formaci�n de las "bandas magn�ticas".

El campo magn�tico de la Tierra se invierte con una periodicidad promedio de 500 000 a�os (aunque la variaci�n en los periodos de inversi�n es bastante grande). La �ltima inversi�n fue hace aproximadamente 700 000 a�os, cuando lo que ahora conocemos como polo norte magn�tico era el polo sur y viceversa. La causa de este fen�meno a�n no ha sido explicada completamente, pero se le ha relacionado con alg�n efecto de corrientes de convecci�n en el n�cleo l�quido de la Tierra. El hecho es que estas inversiones han sido grabadas por las rocas, que al solidificarse adquieren la direcci�n del campo magn�tico terrestre en ese momento. De esta forma, sobre la zona de dispersi�n se van a encontrar las rocas que se han solidificado m�s recientemente y presentan un magnetismo concordante con el campo magn�tico en ese momento. Al ser separadas por una nueva intrusi�n de material magm�tico, si el campo magn�tico se ha invertido para ese momento, las nuevas rocas adquirir�n un magnetismo contrario a las anteriormente solidificadas. De esta forma se van a formar bandas sim�tricas a ambos lados del eje de dispersi�n marcando los cambios en la polaridad del campo magn�tico. Entre las zonas de dispersi�n mejor estudiadas se encuentra la Cordillera Oce�nica del Atl�ntico, la cual lo recorre de Norte a Sur por su parte central y la de la parte este del Oc�ano Pac�fico, especialmente en la zona ecuatorial, que incluye las islas Gal�pagos. (Figura 5).

Si la corteza que se crea en las zonas de dispersi�n no se destruyera en alg�n lugar, esto significar�a que la Tierra aumentar�a de tama�o en la misma proporci�n en la que la corteza se est� creando (varios cent�metros por a�o). Esto no se observa, pero lo que s� se ha determinado es que hay lugares donde las placas chocan (zonas de subducci�n) y una de ellas se hunde en el manto, donde se calienta y se funde para completar el ciclo de las celdas de convecci�n (Figura 6). Estas zonas se caracterizan por una alta sismicidad y porque los focos de los sismos se encuentran alineados en un plano que corresponde a la placa fr�a que se hunde en el manto. El desplazamiento de la placa subducente, adem�s de provocar sismos, genera un movimiento dentro del manto que resulta en ascenso del material de �ste. Al encontrarse a una menor profundidad, la presi�n es menor y la temperatura del material que ascendi� sobrepasar� el punto de fusi�n de ese material, disminuyendo su densidad en relaci�n con las rocas circundantes y provocando un aumento en su flotaci�n. El resultado de este proceso es la ascensi�n de una intrusi�n magm�tica que podr� generar actividad volc�nica en la superficie. La correlaci�n de los diversos procesos mencionados provoca que las zonas de subducci�n presenten fajas s�smicas y volc�nicas bien definidas, como las que se observan en la costa del Pac�fico en Centroam�rica y una parte del Suroeste de M�xico.

Podr�a pensarse que las fronteras entre placas se reducen a las que implican creaci�n o destrucci�n de lit�sfera. Sin embargo, existe un tipo m�s de frontera en el cual ni se crea ni se destruye lit�sfera, sino que dos placas o trozos de una misma placa "resbalan" horizontalmente entre s� y esto es lo que se llama una falla transformada (Figura 6). Uno de los ejemplos m�s conocidos es el de la Falla de San Andr�s que ha provocado impresionantes desplazamientos horizontales en California y uno de los sismos generados por el movimiento de las placas a lo largo de esta falla caus� en 1906 la destrucci�n de la ciudad de San Francisco, EUA.

Existen adem�s algunas �reas restringidas que presentan un adelgazamiento de la corteza por el ascenso de material del manto, que sin embargo no llega a constituir una celda de convecci�n. A estas �reas se les denomina "puntos calientes" (hot spots) y el ejemplo m�s conocido es el de las islas Hawaii. Al irse desplazando la lit�sfera por encima de un punto caliente, �ste va dejando su huella en forma de una cadena monta�osa compuesta por volcanes extintos (Figura 6).

De los tres tipos de frontera entre placas, son las zonas de dispersi�n y subducci�n las que m�s importancia tienen en el transporte de calor del interior a la superficie de la Tierra. Es en estas zonas, adem�s de los puntos calientes, en donde se van a localizar la mayor�a de las manifestaciones superficiales del calor interno de la Tierra, a las cuales dedicaremos el siguiente cap�tulo.