Métodos de estudio del interior de la Tierra

Métodos directos

Proporcionan pocos datos: minas, sondeos (perforaciones de tierra), volcanes y orógenos (cadenas montañosas).

Métodos indirectos

• Gravimétrico. Miden anomalías de gravedad, que se producen por la presencia de materiales más densos (anomalía +) o menos densos (anomalía -).
• Temperatura. El gradiente de temperatura decrece con la profundidad.
• Magnetismo. Las rocas magnéticas dan lugar a anomalías positivas en el campo magnético terrestre; las rocas amagnéticas, como los domos salinos, producen anomalías negativas.
• Eléctrico. Se puede conocer la composición de las rocas a partir de la resistividad que presentan al paso de la corriente eléctrica.
• Meteoritos. La composición de los meteoritos ha de ser similar a la de los cuerpos que formaron la Tierra.
• Método sísmico. Se basa en el estudio de las ondas sísmicas (P y S). Los cambios de velocidad y de trayectoria nos han permitido establecer las discontinuidades de Mohorovičić y de Gutenberg.

Las discontinuidades sísmicas

Las zonas internas de la Tierra que separan capas de distinta composición o diferente estado físico, se denominan discontinuidades sísmicas.

Según su importancia, podemos distinguir dos grupos:

• Discontinuidades de primer orden. Son aquellas en las que las ondas sufren unos cambios de velocidad muy bruscos y fácilmente observables en todos los lugares de la Tierra:
  • Discontinuidad de Mohorovičić. Señala la separación entre la corteza y el manto. Al atravesarla, tanto las ondas P como las S aumentan su velocidad.
  • Discontinuidad de Gutenberg. Es muy nítida y separa el manto terrestre del núcleo. En ella, las ondas P disminuyen su velocidad; en cambio, las ondas S dejan de transmitirse, de lo que se deduce que el núcleo externo se encuentra en estado líquido.
• Discontinuidades de segundo orden. En ellas hay cambios de velocidad menos evidentes; se manifiestan mediante cambios en el gradiente de propagación:
  • Zona de transición del manto. Separa el manto superior del inferior. Aquí las ondas sísmicas sufren un fuerte aumento en su velocidad.
  • Zona de transición del núcleo. Separa el núcleo externo del núcleo interno. Las ondas P sufren un importante aumento de velocidad, de lo que se deduce que el núcleo interno se encuentra en estado sólido.

Estructura interna de la Tierra

Estructura interna según el modelo geoquímico

Este modelo se fundamenta en la diferente composición química de los materiales terrestres que influyen en la propagación de las ondas sísmicas. Se diferencian tres capas:

• Corteza. Se separa del manto por la discontinuidad de Mohorovičić.
• Manto. Se subdivide en manto superior y manto inferior, separados por la denominada zona de transición del manto.
• Núcleo. Dividido en núcleo externo e interno, ambos separados por la zona de transición del núcleo.

La corteza continental

Su composición es muy heterogénea: rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias.

En los niveles superiores predominan las rocas sedimentarias, volcánicas y metamórficas con un grado de metamorfismo bajo. Las rocas ígneas plutónicas son rocas ígneas graníticas.

En los niveles intermedios, el grado de metamorfismo es más intenso, y las rocas ígneas son ácidas.

En las zonas más profundas predominan las rocas intensamente metamorfizadas, y la naturaleza de las rocas, tanto ígneas como metamórficas, es más básica.

La corteza oceánica

La composición es muy homogénea. Desde la superficie hacia el interior podemos diferenciar las siguientes capas:

• Capa de sedimentos de espesor creciente conforme nos alejamos de la dorsal, donde no existen sedimentos.
• Capa de basalto: rocas volcánicas formadas al solidificar el material que sale por las dorsales.
• Gabros: misma composición que basaltos, pero solidificados en el interior de la corteza más lentamente.

Estructura horizontal de la corteza

En las zonas continentales emergidas existen áreas bien diferenciadas:

• Cratones o escudos. Son áreas de miles de kilómetros cuadrados tectónicamente estables, por lo que apenas se producen seísmos ni erupciones volcánicas. Forman extensas penillanuras debido a la intensa erosión que han sufrido a lo largo del tiempo.
• Orógenos o cordilleras. Son las áreas más activas de la corteza; en ellas se produce una importante actividad tectónica y magmática.
• Plataformas interiores. Son las depresiones entre los cratones y los orógenos, en las que se depositan sedimentos provenientes de la erosión de las cordilleras.

Bajo el agua, en los océanos, se pueden distinguir los márgenes continentales y los fondos oceánicos.

• Márgenes continentales. Son la continuación de las tierras emergidas y, aunque estén sumergidas, están formadas por corteza continental.
  • Plataformas continentales. Son zonas que forman parte del continente, pero se encuentran sumergidas a profundidades que oscilan entre los 20m y los 600m.
  • Taludes continentales. Son zonas de gran pendiente que van desde la plataforma continental hasta el fondo oceánico.
• Fondos oceánicos. Están constituidos por corteza oceánica:
  • Llanura abisal: son extensiones llanas sobre las que encontramos montes submarinos y guyots.
  • Fosa submarina: son fisuras estrechas, profundas y de gran longitud. Se localizan en los bordes de placa, asociadas a zonas de subducción.
  • Dorsal oceánica: son accidentes topográficos cuyas cumbres se elevan entre 1km y 4km sobre los fondos oceánicos. Están situadas con frecuencia en el medio de los fondos oceánicos y tienen una depresión central estrecha, denominada rift, que se corresponde con una fractura profunda por la que salen basaltos del manto superior. Las fallas transformantes son fracturas transversales que interrumpen las dorsales y que se han formado al mismo tiempo que estas.

El manto

• Límites del manto: Entre la discontinuidad de Mohorovičić y la discontinuidad de Gutenberg. Su volumen representa el 82% del volumen total de la Tierra y el 70% de la masa de la Tierra.
• Composición: Compuesto mayoritariamente por peridotitas (rocas plutónicas ultrabásicas).
• Estructura del manto: Sobre los 670 – 700 km aparece una discontinuidad secundaria que divide al manto en dos partes: el superior y el inferior, el último más denso que el primero.

A una profundidad comprendida entre los 50 y los 250 km, la velocidad de las ondas sísmicas disminuye, lo que hace pensar en una zona más fluida.

El núcleo

Está compuesto principalmente por hierro. Se divide en dos capas:

• El núcleo externo. Se encuentra en estado líquido, por lo que no deja pasar las ondas S.
• El núcleo interno. Permanece en estado sólido y, por ello, en él las ondas P se transmiten a mayor velocidad.

Estructura interna según el modelo dinámico

• Litosfera. Es la capa más superficial de nuestro planeta. Comprende la corteza y parte del manto superior. Su naturaleza es rígida y se encuentra fracturada en placas litosféricas que tienen forma de casquetes debido a la forma casi esférica de la superficie terrestre.
• Mesosfera. Es la capa situada bajo la litosfera. En toda la mesosfera se forman células convectivas causadas por el ascenso de penachos calientes desde el límite con el núcleo y por el descenso de fragmentos de litosfera fría que se introducen en las zonas de subducción profunda.

Se considera astenosfera todo el manto superior no litosférico. Se encuentra formada por penachos calientes. Esos penachos ascienden a través del manto. La astenosfera se comporta de forma plástica para esfuerzos de larga duración, que son los que afectan a la Tierra.

En el límite entre el manto y el núcleo existe una franja, llamada Nivel D, que se sitúa sobre la discontinuidad de Gutenberg. Tiene mucha concentración en hierro.

• Endosfera. La endosfera equivale al núcleo del modelo geoquímico. El material conductor que constituye el núcleo externo está fundido. Este se comporta como un fluido, por lo que gira a distinta velocidad que el núcleo interno, que es de naturaleza sólida y metálica. El giro diferencial genera el campo magnético terrestre.

Las placas litosféricas

Las placas son fragmentos de litosfera de extensión muy variable y de forma muy irregular. Son similares a las piezas de un gigantesco puzle que constituyen la parte externa de la Tierra sólida.

Bordes de placas litosféricas

En los límites de placas se pueden producir tres tipos de esfuerzos que originan tres tipos diferentes de bordes:

En los bordes divergentes, las placas se separan, por lo que asciende material del manto y se crea nuevo suelo oceánico.

En los bordes convergentes, las placas se aproximan y se produce la subducción de la litosfera oceánica en el manto.

En los bordes de falla transformante, las placas se deslizan una respecto a la otra y ni se produce ni se destruye litosfera.

Bordes constructivos: las dorsales oceánicas

• Formación de litosfera oceánica.
• Estos bordes se denominan dorsales oceánicas y forman tres grandes cordilleras submarinas volcánicas (Atlántica, Pacífica e Índica), de hasta 3000 m sobre el fondo marino, con 1500 km de ancho y hasta 60.000 km de longitud total.
• Bajo las dorsales se ralentizan las ondas S y aumenta el gradiente geotérmico (magma basáltico fluido).
• Además de la actividad magmática se da una actividad sísmica frecuente y de poca intensidad.

Bordes destructivos: las zonas de subducción

Se producen cuando dos placas se enfrentan debido a esfuerzos de compresión o bien una de ellas se sumerge bajo la otra.

Subducción de litosfera oceánica bajo litosfera continental

Se producen diferentes procesos geológicos:

• Formación de una fosa oceánica.
• Gran actividad sísmica.
• Gran actividad térmica.
• Formación de nuevas cadenas orogénicas.

Subducción de litosfera oceánica bajo litosfera oceánica

Cuando dos placas oceánicas colisionan, se produce la subducción de una con respecto a la otra, una fosa oceánica y vulcanismo cuyos edificios pueden emerger del fondo oceánico formando un arco de islas.

Este fenómeno ha originado archipiélagos como los de Indonesia.

Colisión entre litosfera continental y litosfera continental

Se produce por el choque de dos masas continentales provocado por el cierre del océano que las separaba, lo que da lugar a la formación de una gran cordillera orogénica intracontinental, como la del Himalaya, con actividad sísmica pero no volcánica.

Bordes pasivos: las fallas transformantes

Son límites en los que las placas están relacionadas por esfuerzos de cizalla, moviéndose en sentidos opuestos. El rozamiento ocasiona numerosos terremotos, muchos de ellos bajo el mar dado que muchas fallas transformantes cortan las dorsales oceánicas.

Causas del movimiento de las placas litosféricas

La temperatura

La Tierra libera el calor interno originado por el gradiente de temperatura y por la desintegración de isótopos radiactivos inestables. El mecanismo por el cual se elimina el calor es la convección.

Debido a la ductilidad del manto y a su baja viscosidad, este es capaz de transferir el calor desde la capa D hacia las más superficiales.

Por otro lado, los materiales más fríos y densos tienden a hundirse y crear columnas descendentes que alcanzan la base del manto.

Debido a la baja viscosidad de la capa D, el material caliente escapa de esas regiones y se producen flujos laterales que cuando convergen dan lugar a columnas ascendentes calientes y poco densas.

De este modo se genera una convección general en todo el manto terrestre que ha podido ser comprobada gracias a la tomografía sísmica computerizada.

La gravedad

Las mismas placas son parte activa de su movimiento como resultado de:

• Diferencia de altitud entre dorsal y fondo oceánico provoca que la placa se desplace a favor de la gravedad. La salida de material del manto provoca un empuje que favorece dicho movimiento.
• La placa que subduce tira del resto de la placa arrastrándola hacia el manto. En el manto, se produce un aumento de la densidad de los materiales de la placa que subduce, favoreciendo su hundimiento por efecto de la gravedad y potenciando el tirón al resto de la placa.

El ciclo de Wilson

1. Primeras manifestaciones volcánicas.
2. Formación de un rift.
3. Expansión del suelo oceánico.
4. Subducción.
5. Cierre del océano.
6. Colisión de los continentes.

Pruebas de la tectónica de placas

Los continentes cambian de posición a una velocidad que podemos medir gracias a la tecnología, pero se han ido dando pasos sucesivos hasta llegar a afianzar esta teoría.

• Pruebas aportadas por Wegener:
  • Geográficas. Coincidencia entre las formas de la costa de los continentes.
  • Paleontológicas. Existen fósiles de organismos idénticos en lugares que hoy distan miles de kilómetros.
  • Geológicas y tectónicas. Existen rocas del mismo tipo y edad a ambos lados del Atlántico, así como coincidencia de cadenas montañosas.
  • Paleoclimáticas. Existen zonas de la Tierra cuyos climas no coinciden con los que tuvieron en el pasado, lo que se refleja por registros geológicos.
• Arthur Holmes y las corrientes de convección del manto (1929):
  • Propuso que la deriva continental podía deberse a la actuación de corrientes de convección térmica en el manto, explicación que más tarde fue la más aceptada.
  • Contribuyó con ello a afianzar las teorías movilistas sobre la historia de nuestro planeta, frente a las fijistas que fueron descartadas en los años sesenta.
• Conocimiento de los fondos oceánicos gracias al sónar.

El sónar permitió realizar mapas de la topografía del fondo marino, descubriéndose las dorsales y las fosas oceánicas y su relación geográfica con la distribución de volcanes y terremotos. Los sondeos permitieron conocer datos sobre la diferencia de espesor y composición de ambas cortezas, así como de la mayor antigüedad de la corteza oceánica en la proximidad de los continentes.

• La expansión del fondo oceánico (Harry Hess 1960).

A partir del paleomagnetismo de las rocas volcánicas basálticas del fondo oceánico se observó que las anomalías magnéticas formaban bandas paralelas, dispuestas simétricamente a ambos lados de la dorsal.

Hess formuló la hipótesis de la expansión del fondo oceánico al intuir que la corteza oceánica se originaba en las dorsales y se separaba progresivamente a medida que se formaba nueva corteza, y que se imantaba según la polaridad que tuviera el campo magnético en ese momento.

Así la corteza oceánica sería más joven en la proximidad de las dorsales y más vieja cerca de los continentes, como se demostró después.

Para poder conservarse el perímetro terrestre era necesario encontrar algún mecanismo por el que se consumiera corteza oceánica. La respuesta fue el descubrimiento de las zonas de subducción.