Estructura y dinámica interna de la Tierra

1. EL CALOR INTERNO DE LA TIERRA

Gradiente geotérmico: aumento de temperatura desde la superficie de la Tierra hacia el interior. Cerca de la superficie es de unos 30° C por cada kilómetro de profundidad. A partir de unas decenas de kilómetros, se suaviza pero aún así, al llegar a 300 km de profundidad la temperatura es de más de 1000° C.

1.1. Origen del calor interno de la Tierra

·     Hace 4550 millones de años, cuando se formó el planeta, grandes cantidades de polvo fueron colisionando entre sí. Al colisionar y unirse, fueron formando planetas que, debido a las continuas colisiones, liberaron gran cantidad de calor que calentó los materiales hasta fundirlos.

·     Descomposición de isótopos radiactivos (como el Uranio 235) que al desintegrarse de forma natural, calientan las rocas que se encuentran a su alrededor hasta fundirlas.

2. MÉTODO SÍSMICO PARA CONOCER EL INTERIOR DE LA TIERRA

Las ondas sísmicas son registradas en sismógrafos de todo el mundo, conociéndose así datos sobre su comportamiento. Hay tres tipos de ondas:

©  Ondas superficiales: ondas que viajan por la superficie de la Tierra. Provocan daños.

©  Ondas de cuerpo: se propagan en el interior de la materia. Dos tipos:

-                    Ondas P: o primarias o de compresión. Atraviesan materiales sólidos, líquidos y gaseosos.

-                    Ondas S: o secundarias o de cizalla. Solo se propagan en sólidos.

Las ondas presentan variaciones cuando atraviesan las diferentes discontinuidades que separan dos capas de materiales de distinta composición. Hay cuatro discontinuidades:

Ø                  Discontinuidad de Mohorovicic (Moho): Entre la corteza y el manto. 30 – 70 km.

Ø                  Discontinuidad de Repetti: Manto superior del inferior. 670 km.

Ø                  Discontinuidad de Gutenberg: Manto del núcleo externo. 2900 km.

Ø                  Discontinuidad de Lehmanm: Núcleo externo del interno. 5150 km.

3. ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

             3.1. Según su composición

©  Corteza: capa más superficial. Rocosa, delgada y sólida. Puede llegar a tener una temperatura de 600° C. Dos tipos:

-      Corteza continental: 30 – 70 km de grosor. Compuesta por granito (roca magmática plutónica).

-      Corteza oceánica: 10 km de grosor. Forma los fondos de los océanos. Compuesta por basalto (roca magmática volcánica) y gabros (roca magmática plutónica).

©  Manto: capa intermedia. 2900 km de grosor. Compuesto por peridotita (composición es prácticamente olivino). La temperatura varía entre 600 – 2500° C.

©  Núcleo: zona más interna. 3500 km de grosor. Compuesto por hierro y níquel (composición metálica). Temperatura entre 2500 –  6600° C. Dos partes:

-      Núcleo externo: desde los 2900 km hasta los 5150 km. Estado líquido.

-      Núcleo interno: una esfera de 120 km de radio. 90 % sólido.

3.1. Según su dinámica

©  Litosfera: capa sólida superficial de la Tierra. Constituida por la corteza y una pequeña poción de manto.

©  Mesosfera: comprende la mayor parte del manto.

©  Endosfera: formada por el núcleo externo (líquido) y el núcleo interno (sólido) .

* En algunas zonas, debajo de la litosfera se encuentra una zona en la que los materiales están líquidos. Se llama astenosfera.

** En el límite mesosfera – endosfera existe una capa llamada “Nivel D”.

4. TEORÍAS MOVILISTAS

             4.1. Hipótesis de la deriva continental

En 1912 el geofísico y meteorólogo Alfred Wegener dio una explicación al hecho de que las costas de África y Sudamérica coinciden perfectamente. Su teoría de la Deriva Continental:

Ø  Las masas continentales ligeras (SIAL), flotan sobre el SIMA, más denso. En su movimiento, los continentes arrastraron sedimentos acumulados  en los fondos oceánicos, acumulándolos de tal forma que se formaron las cordilleras.

Ø  En el pasado había existido un súper continente llamado Pangea (“toda la Tierra”) y hace unos 200 millones de años se rompió en continentes más pequeños que se desplazaron hasta sus posiciones actuales.

Ø  Sobre los continentes actúan fuerzas que pueden causar la deriva continental.

-                    Fuerza centrífuga de la Tierra

-                    Atracción de la Luna

La principal objeción de su teoría radica en la inadecuación de las fuerzas aducidas para producir el movimiento de los continentes.

Ø  Wegwner y quienes defendían su hipótesis recogieron pruebas sustanciales que apoyaban sus afirmaciones.

ü                  Pruebas paleogeográficas: el perfil de los continentes encaja.

ü                  Pruebas paleontológicas: se encuentran fósiles iguales en continentes diferentes.

ü                  Pruebas paleoclimáticas: la huella de erosión del hielo de hace 300 millones de años cobraba sentido si en esa época los continentes estaban juntos.

ü                  Pruebas geológicas: se encuentran rocas magmáticas iguales en distintos continentes.

4.2. Teoría de la Tectónica de Placas

En la actualidad la teoría de la deriva continental se integra en la Teoría de la Tectónica de Placas. En 1962, Hess propuso que las dorsales oceánicas fueran zonas en las que se creaba corteza oceánica y que ésta era empujada hacia los lados, de tal forma que el océano iba aumentando su extensión. Los estudios sísmicos demostraron que no era la corteza, sino toda la litosfera la que se desplazaba.

Esta teoría de la expansión de los fondos oceánicos junto la hipótesis de la deriva continental, dieron lugar a la Teoría de la Tectónica de Placas.

                            4.2.1. Placas litosféricas

La litosfera es una capa mixta formada por la corteza y parte del manto. Su espesor es variable (100 – 300 km). Hay dos tipos que se diferencian por su composición: litosfera oceánica y continental. Ambos tipos están fragmentados en una serie de placas que se deslizan sobre la mesosfera. El movimiento del magma obliga a las placas a estar en continuo movimiento.

                            4.2.2. Límites o bordes de las placas

©  Límites divergentes o constructivos: el magma asciende hasta romper la placa y separarla en dos fragmentos. Cuando tiene lugar en la litosfera oceánica, se producen las dorsales oceánicas. Cuando tiene lugar en la litosfera continental, se generan los rifts. Tipos de rocas: magmáticas volcánicas (basaltos) y magmáticas plutónicas (gabros).

©  Límites convergentes: se producen tras el choque de dos placas una contra otra. En estos casos la litosfera continental siempre que da por encima de la oceánica, debido a la menor densidad continental. Tres casos:

-               Convergencia oceánica – continental: la placa oceánica se hunde bajo la continental (subducción). Como consecuencia se forman cordilleras volcánicas (orógeno térmico). Ej: los Andes. Tipos de rocas: magmáticas volcánicas (piedra pómez) y plutónicas (granito, sienita, diorita)además de metamórficas (mármol, por aumento de temperatura y esquistos, por aumento de presión)

-               Convergencia oceánica – oceánica: se produce subducción (una se hunde bajo la otra formándose un arco de islas volcánicas y una fosa oceánica). Ej: Archipiélago de Japón. Tipos de rocas: magmáticas volcánicas (piedra pómez) y plutónicas (granito, sienita, diorita) además de metamórficas (esquistos, por amento de presión).

-               Convergencia continental – continental: se pliegan formando cordilleras (obducción). Tipos de rocas: magmáticas plutónicas (granito, sienita, diorita) y metamórficas (pizarras, esquistos y gneis, por aumento de temperatura y presión).

-               Límites transformantes o pasivos: ni se crea ni se destruye corteza. Las placas se deslizan lateralmente sin subirse una sobre la otra. Provocan la formación de grandes fallas, así como una gran actividad sísmica y volcánica.

4.4. El motor del movimiento

Debido al calor interno de la Tierra, en el interior de la misma se producen una serie de corrientes que implica a todo el manto, llamadas corrientes de convección. Así el material del manto (pluma mantélica) se calienta en contacto con el núcleo externo (zona D) y empieza a ascender saliendo a la superficie (dorsal oceánica) y en las zonas de subducción donde ya esta frio debido a que tiene millones de años, desciende de nuevo.

5. PRUBAS DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS

©  Pruebas de la deriva continental: Las mismas que aportó Wegener (paleogeográficas, paleontológicas, paleoclimáticas y geológicas)

©  Expansión de los fondos oceánicos: En 1962 el geofísico Harry Hess propuso que las dorsales eran zonas en las que se creaba corteza oceánica, y que esta era empujada hacia los lados, de modo que el océano estaba en continuo crecimiento.

©  Bandeado magnético de los fondos oceánicos: La polaridad de la Tierra se invierte cada cierto tiempo, de forma que el polo sur magnético pasa a ocupar el lugar del polo norte magnético y viceversa. Actualmente, el polo norte magnético está a 11° del polo norte geográfico. En los últimos 5 millones de años se han producido más de 20 inversiones.  Estas inversiones quedan registradas en las rocas volcánicas que contienen minerales (como la magnetita) que pueden actuar como brújulas microscópicas. Cuando la lava se solidifica, los cristales quedan orientados norte – sur.

©  Islas sobre puntos calientes: Algunas columnas de magma del manto, que se encuentran en contacto con la “zona D”, al llegar a la superficie pueden originar una zona de intenso vulcanismo (punto caliente). Así se forman un tipo de islas volcánicas.

©  Distribución mundial de volcanes y terremotos: hay una estrecha relación entre los bordes de placa y los terremotos, al igual que ocurre con los volcanes.

6. CICLO DE WILSON: EVOLUCIÓN DE LAS PLACAS EN EL TIEMPO

Tuzo Wilson elaboró un mecanismo cíclico para explicar la evolución de las placas litosféricas, que se inicia y finaliza con una situación de supercontinente.

             6.1. Fracturación inicial de Pangea

El supercontinente empieza a fracturarse. El resultado es la fragmentación de la corteza y emisión de magma por la fractura. Cuando la Tierra se abomba y fractura, lo hace siempre formando un punto triple. Dos de esas fracturas continuarán su movimiento divergente (dorsal) y la otra rama abortará su crecimiento.

             6.2. Fase Rift intracontinental

La fracturación se propaga de forma lineal. En el centro se forma una zona aplanada por donde sigue saliendo material, que empieza a formar la nueva corteza oceánica (aunque todavía no hay océanos).

             6.3. Fase océano estrecho (Mar Rojo)

La expulsión de magma continúa, por lo que se sigue formando litosfera oceánica, que va separando los continentes. Empieza a tener la invasión de aguas marinas.

             6.4. Fase de océano ancho o fase atlántica

Continúa la expansión de los fondos marinos. La separación alcanza su máximo y entre ellos se encuentra un océano. Esta fase recibe su nombre del océano Atlántico ya que es un océano en apertura con un borde constructivo en el centro.

              6.5. Fase de cierre oceánico o fase pacífica

Como consecuencia de la expansión del fondo oceánico, en las zonas más alejadas pueden provocarse fracturas que produzcan subducción. Cuando se forma la zona de subducción, la litosfera más densa subduce a la otra.

             6.6. Fase de choque continental o fase Himalaya

Si el proceso de subducción continúa, los sedimentos acumulados en las cuencas de los bordes continentales evolucionan por compresión a estructuras orogénicas. Cuando la aproximación es máxima, se produce la colisión de los continentes y se logra la reunión continental (obducción).

7. FORMACIÓN DE CORDILLERAS

Las cordilleras montañosas u orógenos térmicos se forman por la colisión de placas litosféricas:

©  Orógeno térmico de borde continental: se forma en el límite convergente de placa oceánica bajo placa continental y forma cordilleras (Ej: Los Andes). Se forman también áreas volcánicas. Las deformaciones se producen gracias al empuje horizontal de las placas que se aproximan. También son destacables los procesos metamórficos de la zona, debido al aumento de presión y temperatura.

©  Orógeno de colisión intercontinental: se forma por el límite convergente de placa continental. Ej: Himalaya o los Pirineos

©  Arco islas volcánicas: constituido sobre todo por volcanes y se forma en los límites convergentes de placa oceánica bajo placa oceánica. Ej: Japón o Filipinas

8. CICLO DE LAS ROCAS

-  Ciclo de las rocas: conjunto de procesos que pueden experimentar los materiales de la corteza, formando rocas sedimentarias, metamórficas y magmáticas, que son llevadas a zonas profundas o a la superficie.

-   Procesos exógenos: erosión, meteorización, transporte y sedimentación.

-   Procesos endógenos: tectónica de placas.

9. RIESGOS ASOCIADOS A LA DINÁMICA INTERNA DE LA TIERRA

Los terremotos y los volcanes no se distribuyen al azar por la superficie de la Tierra, sino que se alinean formando zonas sísmicas y zonas volcánicas, coincidiendo con los bordes de las placas litosféricas.

             9.1. Terremotos

Los terremotos o seísmos se deben a la vibración producida por movimientos bruscos o roturas de la corteza terrestre. El lugar donde se produce la rotura recibe el nombre de hipocentro mientras que el punto de la superficie terrestre situado justo encima es el epicentro y es el punto donde primero se percibe, y donde tiene mayor intensidad.

La magnitud de un terremoto se mide con la escala Ritcher, con la que se indica la cantidad de energía liberada en el hipocentro. Cada grado de esta escala es diez veces mayor al anterior.

La intensidad del terremoto se mide con la escala Mercalli, con la que se indica la cantidad de destrozos producidos.

Cuando el seísmo ocurre en la corteza oceánica, parte de la energía es transmitida al agua, lo que produce olas gigantes que al llegar al continente producen grandes daños (tsunami).

9.2. Volcanes

Las rocas fundidas (magma) son más ligeras que las rocas sólidas y tienden a ascender apartando los materiales que están sobre ellos. El magma es una mezcla de roca fundida y gases. Si en su ascenso se encuentra una grieta, se producen erupciones volcánicas, durante las cuales los gases escapan y la roca fundida se derrama formando coladas de lava.

Productos volcánicos:

Ø  Gases: dióxido de carbono y vapor de agua además de gases de azufre.

Ø  Líquidos: la lava es más líquida cuando más caliente está. Cuando está a 700° Co menos, se encuentra muy viscosa.

Ø  Sólidos: reciben el nombre de piroclastos y son fragmentos de rocas lanzados al aire. Pueden ser:

-                    Bombas volcánicas: de gran tamaño (hasta más de 1 m de diámetro).

-                    Lapilli: presentan el tamaño de grava fina.

-                    Cenizas: fragmentos del tamaño de la arena.