Estructura Interna de la Tierra

Modelo Geoquímico

Basado en la composición química y mineralógica de los materiales terrestres que influyen en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas.

• Corteza:
  • Continental: 35-70 km de espesor. Composición muy heterogénea.
  • Oceánica: 8-10 km de espesor. Composición uniforme. Más densa que la continental.
  • Discontinuidad de Mohorovicic.
• Manto: Hasta los 2900 km, formado por minerales con silicatos de hierro y magnesio, tiene olivino que formará la peridotita.
  • Manto superior: hasta los 670 km, la peridotita se funde y da lugar al basalto y al gabro de la corteza oceánica.
  • Zona de transición.
  • Manto inferior: 1000-2900 km. Es más denso que el superior.
  • Discontinuidad de Gutenberg.
• Núcleo: Aleación de Ni (4%), Fe (90%) y el resto O y S. 2900-6370 km.
  • Externo: 2900-4900 km. Líquido, las ondas S no se transmiten.
  • Zona de transición.
  • Interno: 5100-6370 km. Es sólido, aumenta la velocidad de las ondas P.

Estructura de la Corteza Continental

1. Estructura Horizontal

• Cratones o escudos: Zonas muy estables (escasa actividad sísmica y volcánica). Formados por rocas ígneas y metamórficas muy antiguas. Relieves llanos y de poca altitud por erosión de sistemas montañosos muy antiguos. Ejemplos: Escudo Canadiense, Africano o Siberiano.
• Orógenos o cordilleras: Macizos montañosos que forman el relieve visible del continente. Formados por rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias plegadas. Al erosionarse forman cratones.
  • Antiguos (600-230 m.a.): Muy estables, no suelen presentar relieves marcados.
  • Jóvenes (<230 m.a.): Geológicamente inestables, se disponen en dos bandas: N-S (Rocosas y Andes) y O-E (Pirineos, Bética, Alpes, Himalaya).
• Plataformas interiores: Depresiones entre cratones y orógenos. Se depositan los sedimentos procedentes de las cordilleras. Ejemplo: Cuenca del Ebro.
• Plataforma continental: Sumergida en el océano, entre 20 y 600 m de profundidad. Recubierta de sedimentos procedentes de los continentes.

2. Estructura Vertical

Debido a que las variaciones en espesor de esta corteza son muy considerables (35-70 km) y que está formada por gran variedad de rocas, aún no se ha determinado con claridad los materiales que integran las raíces de los continentes.

Estructura de la Corteza Oceánica

3. Estructura Horizontal

• Margen continental:
  • Pasivo: Plataforma continental. Talud, con pendiente muy acusada, es la zona en la que contactan la corteza continental y la oceánica. En su base se acumulan sedimentos.
  • Activo: Fosa oceánica, larga y profunda depresión asociada a zonas de subducción. Arco-isla.
• Fondos abisales o llanura abisal: Con poca cantidad de sedimentos. De ellos surgen montes submarinos y colinas abisales (guyots).
• Dorsal oceánica: Con rift central.

4. Estructura Vertical

• Capa de sedimentos: Mayor espesor cerca de los continentes y menor cerca de las dorsales.
• Capa de basaltos: Magma solidificado al salir por las dorsales formando estructuras almohadilladas (lavas) y columnares (diques).
• Gabros: Rocas plutónicas con la misma composición de basalto pero que se origina por un enfriamiento más lento.

Modelo Dinámico

Basado en el estado físico, rigidez o capacidad de deformarse. Surgido como consecuencia de la presencia de un material que fluye a través de las dorsales oceánicas unido a la existencia de un canal donde las ondas sísmicas reducen sensiblemente su velocidad.

• Litosfera: Abarca la corteza y una parte del manto superior. Contiene las placas litosféricas. Naturaleza rígida.
  • Litosfera continental: Contiene corteza continental, espesor entre 100-300 km.
  • Litosfera oceánica: Espesor entre 5 km en dorsales y 50 km.
• Astenosfera: Comprende las zonas bajo la litosfera en las que el manto se encuentra parcialmente fundido. Estado de semifusión y plasticidad, desciende la velocidad de las ondas P y S.
• Mesosfera: Se extiende hasta los 2900 km. Formada por rocas similares a las de la astenosfera, pero de mayor rigidez, aumenta la velocidad de las ondas P y S. Se da convección en estado sólido. Estas células convectivas se originan por ascenso de materiales calientes desde el límite con el núcleo y el descenso de litosfera fría desde las zonas de subducción. Termina con la capa D: zona de transición entre los materiales sólidos del manto y el núcleo externo líquido.
• Endosfera: 2900- 6370 km.
  • Externo (2900-5150 km): Es líquido, las ondas S no se transmiten.
  • Interno (5150- 6370 km): Es sólido, la velocidad de las ondas P aumenta. La existencia de este núcleo sólido en el interior de otro líquido es porque, aunque la temperatura aumenta con la profundidad, también lo hace la presión, y esto hace que el punto de fusión aumente estando por encima de la temperatura del núcleo.

La existencia del campo magnético terrestre está vinculada a la existencia de un núcleo sólido en el interior de un núcleo líquido.

Las Placas Litosféricas

La litosfera es la capa más superficial de la Tierra sólida (geosfera). Se comporta como sólido rígido, es decir, como frágil, fracturándose con facilidad y transmitiendo esfuerzos en el mismo sentido en que se le aplican. Espesor entre 50 y 200 km, con toda la corteza y parte del manto superior. La variación depende de la temperatura del interior: bajo la corteza oceánica es mayor, lo que hace que los materiales sean más plásticos y se adelgace, mientras bajo los continentes, más fríos, es más rígida y gruesa. El manto situado bajo la litosfera está más caliente, es más plástico y transmite los esfuerzos en todas direcciones. Esto hace posible la existencia de corrientes de convección que estarán implicadas en los movimientos de las placas. Las placas son fragmentos de litosfera de extensión variable y de forma irregular que encajan entre sí. La mayoría son mixtas, pero algunas son sólo oceánicas como la Pacífica y Nazca y otras sólo continentales, como la Arábiga y la Iraní. Se mueven interaccionando entre sí, estando en esos contactos las zonas más activas del planeta desde el punto de vista geológico. A lo largo de la historia del planeta han cambiado en número, tamaño y distribución. Actualmente hay 8 grandes y otras menores.

Límites o Bordes de Placas

• Bordes constructivos: Dorsales: Zonas en las que se producen esfuerzos de tensión, que tienden a separar las placas. Esto hace que disminuya la presión en profundidad y que se forme un magma basáltico, fluido. El magma tenderá a ascender entre las placas y al solidificarse formará nueva corteza oceánica. Este crecimiento ocasiona una progresiva separación de los continentes. 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. En ellas se ralentizan las ondas S y aumenta el gradiente geotérmico. Además de la actividad magmática se da una actividad sísmica frecuente y de poca intensidad.
• Bordes destructivos: Subducción: Se producen entre placas enfrentadas por esfuerzos de compresión. En este caso la placa más delgada, generalmente oceánica, se sumerge bajo la otra y se introduce en el manto plástico. Así se destruye litosfera oceánica, compensando lo que se crea en las dorsales. Estos bordes forman las zonas de subducción, de las que existen tres tipos:
  • Colisión litosfera oceánica con litosfera continental: La placa oceánica, más delgada y densa subduce bajo la continental dando lugar a: una fosa oceánica, por flexión de la placa subducida. Gran actividad sísmica por rozamiento entre las dos placas, muy intensa y con terremotos superficiales, intermedios y profundos de todos los tipos con hipocentro en un plano de contacto entre ambas o plano de Benioff, de modo que a mayor profundidad del hipocentro más interior es el epicentro. Gran actividad térmica, debida al calor producido por el rozamiento, con formación de nuevas rocas, metamórficas y magmáticas, tanto volcánicas como plutónicas. Formación de orógenos o cordilleras pericontinentales, debido a la compresión de materiales unido a la creación de rocas endógenas y a la acreción de los sedimentos de la cuenca oceánica. El ejemplo más claro lo constituyen los Andes, en la costa oeste de Sudamérica, originados por la subducción de la placa de Nazca bajo la Sudamericana.
  • Colisión litosfera oceánica con litosfera oceánica: Dos placas oceánicas colisionan y una de ellas subduce respecto a la otra, generalmente la más moderna y densa, frente a la otra que puede estar más próxima al continente. Se generan una fosa oceánica y un arco de islas volcánicas. Este proceso ha ocasionado archipiélagos como Indonesia, Antillas o Kuriles.
  • Colisión entre litosfera continental y litosfera continental: Colisionan en este caso dos placas con litosfera continental por cierre de un océano que las separaba. Ninguna de las dos placas subduce, de modo que los materiales emergen y se elevan formando una cordillera intracontinental, como es el caso del Himalaya, formado por colisión de la placa India con la Euroasiática. Son frecuentes fenómenos sísmicos, pero no volcánicos.
• Bordes neutros: Fallas transformantes: 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. En este caso no existe vulcanismo. Un ejemplo es la falla de San Andrés, en California.

Causas del Movimiento de las Placas

La causa fundamental del movimiento de las placas es la diferencia de temperatura que existe en el interior de la Tierra, es decir, la energía térmica es la que mueve las placas. Este calor interno procede del calor primigenio, de formación del planeta y de la desintegración de materiales radiactivos. En el manto, sólido y plástico, existe una diferencia de temperatura de más de 3000 ºC entre la zona más profunda, limitante con el núcleo y la más superficial. Eso provoca corrientes de convección. Los materiales profundos, calientes, se vuelven menos densos y ascienden transportando materia y energía, los fríos, más densos, descienden. Esto se comprueba mediante tomografía sísmica computerizada, una técnica que refleja con colores las zonas más calientes y la actividad dentro del manto. La teoría más extendida afirma que la corriente ascendente provoca la elevación de las dorsales y el magmatismo, al calentar los materiales que se encuentran bajo ellas. El componente lateral de estas corrientes, desde las dorsales hacia las zonas de subducción arrastraría las placas en el mismo sentido. Cuando la litosfera se introduce en el manto se hace más densa y su volumen disminuye, tirando del resto de la placa hacia el interior.

El Ciclo de Wilson

1. Primeras manifestaciones volcánicas: Se produce magmatismo inicial, que sale por una zona alargada. Se va formando una larga fractura que divide la placa litosférica en dos.
2. Formación de un rift: La fractura incipiente de la fase anterior se agranda hasta quedar definida con mayor claridad. Por la parte central de la abertura sigue saliendo magma, que al enfriarse forma litosfera oceánica. La presencia del magma en profundidad provoca un abombamiento de la litosfera, formando un domo térmico, en cuya parte central se sitúa un valle llamado rift rodeado de elevaciones topográficas.
3. Expansión del suelo oceánico: El nuevo magma que intenta salir por la abertura empuja al anterior, que ya ha solidificado, y produce el desplazamiento divergente de las placas a ambos lados de la fractura. La salida del magma va haciendo que la litosfera oceánica crezca y se amplíen los fondos oceánicos, hasta que se produce una fractura por alguno de los márgenes que están en contacto con la litosfera continental. A partir de esta fractura se inicia una zona de subducción.
4. Subducción: El proceso de subducción va consumiendo poco a poco la litosfera oceánica, acercando las litosferas continentales que pudieran existir en ambas placas y deformando los sedimentos que se han ido acumulando en los fondos oceánicos.
5. Cierre del océano: La dorsal oceánica que antes separaba las placas también puede introducirse por la zona de subducción. El fondo oceánico sigue reduciéndose, porque una parte de litosfera oceánica subduce bajo la otra, a la vez que se comprimen los sedimentos oceánicos, hasta que los continentes se ponen en contacto.
6. Colisión de los continentes: Cuando chocan los dos continentes se eleva una cordillera que tiene muchas líneas de sutura como el Himalaya. Posteriormente, la cordillera sufre erosión hasta llegar al estado inicial del ciclo.