Estructura Interna de la Tierra: Composición y Discontinuidades
La Corteza Terrestre
Capa más superficial: sólida, rígida y separada del manto por la discontinuidad de Mohorovicic. Su superficie, grosor y composición son diferentes en las zonas con corteza oceánica y en la corteza continental.
Corteza Oceánica
Forma los fondos oceánicos. En su superficie se distinguen tres tipos de regiones:
- Llanuras abisales: Con montañas submarinas, islas volcánicas y profundas fosas.
- Dorsales: Elevaciones sobre las llanuras abisales, de miles de kilómetros de longitud y cientos de kilómetros de anchura, con un valle central y numerosas fisuras longitudinales.
- Márgenes continentales: Donde se acumulan sedimentos de los continentes.
En la corteza oceánica existe una zona superficial formada por basaltos, cubierta por una delgada capa de sedimentos, y una zona profunda formada por gabros, que limita con el manto. Sus rocas nunca superan los 180 millones de años, debido a que la dinámica terrestre la crea y destruye continuamente.
Corteza Continental
Forma los continentes y sus plataformas continentales sumergidas. En su superficie hay dos tipos de regiones:
- Cratones: Zonas extensas y antiguas con un relieve muy suave debido a la erosión.
- Orógenos: Se deben al plegamiento y elevación del terreno por fuerzas tectónicas.
El espesor medio de la corteza continental es de unos 30 km, pudiendo alcanzar 70 km bajo las cordilleras. Carece de estructura vertical definida. En su zona más superficial abundan las formaciones de rocas sedimentarias y afloramientos de grandes formaciones de rocas endógenas que se formaron en zonas profundas de la corteza y que fueron desenterradas por la erosión. En ella pueden encontrarse rocas muy antiguas, de hace 500 millones de años o más.
El Manto
Capa con mayor masa y volumen. Situada entre las discontinuidades de Mohorovicic y Gutenberg. Está formado por rocas más densas que las de la corteza, destacando las peridotitas. En su estructura hay tres zonas: el manto superior, el inferior y el límite manto-núcleo.
Manto Superior
Va desde la discontinuidad de Mohorovicic hasta los 670 km de profundidad. Su zona externa es rígida y tiene un comportamiento dinámico como el de la corteza. Se considera que ambas capas (corteza y manto superior rígido) forman una unidad estructural de unos 100 km de espesor: la litosfera. Bajo la litosfera y hasta los 670 km de profundidad, el manto superior se vuelve plástico debido a las altas presiones y temperaturas de las rocas.
Manto Inferior
Comienza a los 670 km de profundidad. A partir de aquí, los minerales tienen estructuras internas más compactas y sus rocas son más densas. Las altas presiones y temperaturas a esta profundidad hacen que las rocas tengan un comportamiento lo bastante plástico como para que en su seno se produzca el flujo de materiales.
Límite Manto-Núcleo
Ocupa los últimos 200 km y está en contacto con el núcleo, interactuando con él. En algunas regiones se detectan disminuciones en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas, debido a que hay rocas parcialmente fundidas. Estas zonas coinciden con las áreas del núcleo con un intenso flujo geotérmico. Estos materiales parcialmente fundidos, menos densos que las rocas de alrededor, ascienden por el manto hasta la litosfera.
El Núcleo
Capa más interna, se extiende desde la discontinuidad de Gutenberg hasta el centro del planeta, a unos 6371 km. Es una esfera compuesta por Fe, con algo de Ni, S y O. El método sísmico permite diferenciar dos regiones separadas por la discontinuidad de Lehman: el externo y el interno.
Núcleo Externo
Capa situada entre los 2900 y 5100 km, formada por metal líquido y con corrientes de materiales, debidas a variaciones térmicas y de densidad.
Núcleo Interno
Ocupa el centro terrestre, desde los 5100 km de profundidad, siendo de metal sólido, ya que sus altas presiones impiden la fusión de los metales a pesar de las altas temperaturas.
Composición de la Geosfera
¿De qué está hecha la geosfera? El núcleo es metálico. La corteza y el manto están formados por rocas de distinta composición y estado según las condiciones de cada capa. Estas rocas, en un 98,6%, contienen solo 8 elementos (geoquímicos): O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K y Mg. El 1,4% restante son trazas de los demás elementos químicos naturales. Estos están combinados mediante enlaces químicos formando minerales. Las rocas son conjuntos formados por uno o varios tipos de minerales.
Teoría de la Tectónica de Placas
Explica los procesos geológicos:
- La litosfera se divide en unos fragmentos rígidos: las placas litosféricas.
- Estas placas se mueven, cambian e interactúan.
- Sus bordes tienen mucha actividad geológica.
Placas Litosféricas
Tienen límites definidos, que coinciden con relieves como dorsales, fosas oceánicas u cordilleras. Según el tipo de litosfera que las compone son:
- Placas oceánicas: Formadas por litosfera oceánica, como la del Pacífico.
- Placas mixtas: Formadas por litosfera oceánica y bloques de litosfera continental (Ej: placa euroasiática).
Las placas litosféricas rígidas se sitúan sobre el manto (sólido pero plástico), lo que permite que se muevan lentamente y que sufran cambios de tamaño y forma. Esta dinámica de las placas hace que interactúen en sus bordes que, según su movimiento, pueden ser divergentes, transformantes o convergentes.
Bordes Divergentes
Son los de placas que se separan. En ellos se genera nueva litosfera oceánica por la salida de materiales del manto, por lo que también se llaman bordes constructivos. En estos bordes hay dos tipos de estructuras geológicas:
Rifts Intracontinentales
Terrenos con el fondo muy fracturado, que se forman cuando una masa continental se rompe originando dos bordes divergentes. La separación debilita la litosfera, que, primero, se agrieta y, después, se hunde. Así se encuentra la zona de África oriental (Rift Valley).
Dorsales Oceánicas
Elevaciones del fondo marino de decenas de miles de km, cientos de km de anchura y unos 2 km de altitud, con una fosa tectónica (rift) en el eje central. En el fondo de la fosa tectónica hay numerosas fracturas por las que ascienden rocas fundidas del manto superior. Estas lavas se consolidan al salir y rellenan huecos con nueva litosfera oceánica. Se forman en bordes divergentes de placas oceánicas (Ej: dorsal del centro del Atlántico).
Dinámica de los Bordes Transformantes
Se dan en placas que se desplazan en la misma dirección pero en sentido contrario. La litosfera ni se crea ni se destruye. Son fracturas perpendiculares a los bordes divergentes, que se encuentran en la litosfera oceánica de las dorsales y que se producen por el diferente ritmo de desplazamiento y crecimiento de las dos placas. Se caracterizan por tener una gran actividad sísmica debida a la gran cantidad de energía elástica que se acumula en las dos placas por el rozamiento entre ellas.
Bordes Convergentes
Son límites de dos placas que se juntan. Al destruirse litosfera se llaman bordes destructivos. Cuando chocan dos placas tiene lugar una subducción: se introduce la placa más densa en el manto, y aparece una fosa oceánica. La subducción se detecta, ya que la litosfera roza con las rocas del manto y su fricción genera terremotos en numerosos puntos. La disposición de los focos de los terremotos se llama plano de Benioff, cuyo grado de inclinación depende de la facilidad con que la placa desciende hacia el manto, que depende de su flotabilidad:
- Las placas con elevada flotabilidad (jóvenes y poco densas) descienden con un ángulo pequeño y mucha fricción, dando lugar a intensos terremotos.
- Las placas con baja flotabilidad (antiguas y densas) descienden con ángulos muy pronunciados y con poca fricción, causando terremotos suaves.
En ambos casos, el calor generado por la fricción y la presencia de agua originan magma que asciende a la superficie a través de fracturas ocasionando actividades volcánicas. Los bordes difieren según si la convergencia se produce entre:
Entre una Placa Continental y una Oceánica
La oceánica se subduce bajo la continental, con poca inclinación y mucha fricción, por lo que la actividad sísmica es muy intensa. El empuje entre las placas pliega y eleva las rocas de la placa continental y los sedimentos acumulados sobre ella, originando una cordillera paralela al borde convergente.
Entre 2 Placas Oceánicas
La placa más antigua es la más densa y es la que subduce. Su hundimiento se produce con un ángulo más pronunciado y con mayor velocidad. La rápida subducción provoca terremotos de baja intensidad, y que grandes cantidades de magma asciendan hasta la superficie a través de fracturas que aparecen en la placa que no subduce. La salida al exterior del magma da lugar a islas volcánicas alineadas que forman un arco paralelo al borde de colisión (arcos insulares). Uno de los más conocidos es el de las islas Aleutianas. En algunos casos (como el de Filipinas), la placa que no subduce tiene una plataforma continental situada cerca del borde de colisión y las islas se forman sobre ella.
Entre 2 Placas Continentales
Los bordes de colisión entre ellas se suelen formar en bordes convergentes en los que ya se ha subducido la litosfera oceánica que había. En estos casos, hay dos bloques de litosfera continental y ninguna de las placas se hunde, por lo que sus rocas y los sedimentos marinos que había se pliegan, elevan y rompen. Es frecuente que uno de los bloques se sitúe sobre el otro, elevando aún más el terreno, resultando en la elevación de una gran cordillera. Este tipo de colisión se produjo cuando las placas índica y euroasiática chocaron hace millones de años, causando la elevación de la cordillera del Himalaya.
Evolución de la Litosfera: El Ciclo de Wilson
La dinámica litosférica ha actuado durante millones de años, variando la distribución de los continentes y océanos. El primer geólogo que intentó explicar esa evolución fue Wilson, quien propuso el ciclo de Wilson resumido así:
1. Fragmentación Continental
La dinámica de las placas genera tensiones que hacen que una gran masa continental se fracture a lo largo de un eje y que las dos partes comiencen a separarse. Las fracturas en la litosfera conectan con las rocas del manto, que se funden originando magmas que tienden a ascender abombando la litosfera.
2. Fase de Rift
Si la separación continúa, la litosfera continental fracturada se desploma y se forma un rift intracontinental como el del Rift Valley de África.
3. Fase de Mar Estrecho
Si el rift intracontinental se extiende hasta un océano, este puede inundar el valle y formar un nuevo fondo oceánico. Se origina un mar estrecho como el mar Rojo.
4. Fase de Océano en Expansión
Si la separación de las placas continúa, en el centro del océano se desarrolla una dorsal, y la litosfera oceánica se va expandiendo entre los dos bordes continentales, en cuyos márgenes se produce sedimentación.
5. Reducción del Océano
En fondos oceánicos extensos, la litosfera oceánica puede romperse y comenzar a subducir, formando un borde convergente que reduce el fondo oceánico.
6. Colisión Continental
Cuando la litosfera oceánica subduce totalmente, el océano se cierra, los continentes colisionan y se origina una cordillera.
El Motor de las Placas: Modelos de Movimiento
Desde el principio, los modelos propuestos han coincidido en que la fuerza motriz de las placas está relacionada con la transferencia del calor del interior hacia la superficie.
Antiguos Modelos de Convección
Los primeros modelos consideraban que el manto era una capa de rocas fundidas sobre un núcleo ardiente. En él habría corrientes de convección ascendentes y descendentes, determinadas por la variación de densidad de los fluidos en función de su temperatura. Según Holmes, las corrientes de convección serían capaces de impulsar desde abajo las placas litosféricas. Este modelo se desestimó, al descubrirse que el manto era sólido.
Variante: Modelo Astenosférico
Al comprobarse que el manto era sólido, algunos geólogos propusieron la existencia de una astenosfera con rocas parcialmente fundidas que permitirían a las placas deslizarse sobre ella. Este modelo proponía que las corrientes de convección solo se producían en la astenosfera y provocaban el ascenso de rocas fundidas en las dorsales que, al solidificarse, ocasionaban un empuje lateral en las placas y las movían. La litosfera oceánica aflorada se enfriaría hasta que, en las zonas de subducción, se hundiría y se fundiría en la astenosfera. Fue aceptado hasta que el método sísmico demostró que la astenosfera no existe.
Modelo de la Subducción Profunda (Modelo Vigente)
El modelo hoy vigente plantea que el manto es un sólido caliente, a presión que permite el flujo de materiales en su seno. Afirma que el núcleo externo es líquido, aporta calor al manto causando el flujo de materiales:
- Flujo ascendente: Está formado por los puntos calientes: penachos de materiales calentados en las zonas más ardientes del límite núcleo-manto que ascienden hacia la litosfera.
- Flujo descendente: Está formado por la litosfera oceánica fría y densa que se induce en las zonas de subducción hasta el límite núcleo-manto. Este hundimiento tira de la placa y la mueve.
En este modelo, las dorsales no son el origen del movimiento de las placas, sino la consecuencia de que estas se muevan. El movimiento de las placas al separarse abriría las grietas en el rift y provocaría la formación de magmas y su salida a la superficie.