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GEOLOGÍA
TEMA 11.- LA ESTRUCTURA DE LA TIERRA
ORIGEN DEL SISTEMA SOLAR Y DEL PLANETA TIERRA
El Sistema Solar, se formó a partir de una nebulosa (acumulación de gas y
de polvo en un lugar del espacio) procedente de la explosión de una
supernova.
Según algunos científicos la explosión de una estrella cercana habría
provocado una inestabilidad en la nebulosa primitiva que dio como
resultado un colapso gravitatorio, originando una gran concentración de
materia en el centro de la misma y un aumento de temperatura suficiente
para que se produjeran reacciones de fusión nuclear (el hidrógeno se une
para formar helio y a la vez se liberan grandes cantidades de energía),
dando nacimiento al Sol.
Alrededor del Sol quedó una nebulosa giratoria discoidal, cuya materia se
fue concentrando dando lugar a los planetas: En la zona próxima al Sol se
formaron planetas pequeños y densos (planetas que se conocen como
terrestres: Mercurio, Venus, Tierra y Marte). En zonas más alejadas se
originaron los planetas gigantes (Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno,
formados principalmente por gases con un pequeño núcleo sólido).
La formación de los planetas se explica actualmente por la teoría de los
planetesimales. Según esta teoría en la nebulosa discoidal que rodeaba al
Sol se habrían ido formando bloques llamados planetesimales, los cuales
se fueron uniendo por choques sucesivos dando lugar a cuerpos cada vez
más grandes hasta dar origen a los planetas. El proceso de formación de los
planetas a partir de los materiales de la nebulosa discoidal recibe el nombre
de acreción (choque y unión con crecimiento)
El proceso de formación del Sistema Solar a partir de una nebulosa
primitiva tardó unos 200 millones de años y se puede resumir en los
siguientes pasos:
1. Formación de una nebulosa de gas y polvo por la explosión de una
supernova.
2. Colapso gravitatorio que provocó la formación del Sol y un disco
nebular a su alrededor.
3. Formación de cuerpos de tamaño variable (de varios centímetros a
varios kilómetros) por choque y fusión de las partículas del disco.
Estos cuerpos reciben el nombre de planetesimales.
4. Acreción (choque y fusión) de los planetesimales y formación de los
planetas alrededor del Sol.
 Nebulosa giratoria constituida por
enormes cantidades de polvo y gas,
procedente de la explosión de una
supernova
 La atracción gravitatoria hizo que se
formase una gran masa central, el sol,
entorno al cual giraba un disco de partículas
de polvo y gas.
 Las partículas del disco giratorio se
fusionaron formando cuerpos de mayor
tamaño, los planetesimales.
 Las colisiones y uniones de los
planetesimales originaron cuerpos mayores,
los planetas.
Formación de la Tierra
La Tierra se formó, como el resto de los planetas, hace 4.500 millones de
años por el procedimiento descrito anteriormente
En el caso de la Tierra, los choques de los planetesimales durante el
proceso de formación, así como la desintegración de isótopos radiactivos
elevaron la temperatura del planeta recién formado hasta el punto de que
los materiales que la constituían se encontrasen parcialmente fundidos. Esto
permitió una diferenciación por densidades: Los más pesados, como el
hierro y el níquel, se hundieron hacia el núcleo, dejando en la superficie los
materiales más ligeros, como los silicatos. La estratificación térmica
permitió la estructuración del planeta en tres grandes capas: corteza,
manto y núcleo.
Una vez que se redujo el bombardeo de los planetesimales, la Tierra
comenzó a enfriarse. Cuando la temperatura de su superficie bajó de los
100º C, el vapor de agua de la atmósfera pudo condensarse, se formaron
las nubes, comenzó a llover y se formaron los océanos. Hace 4.000 millones
de años ya había océanos en la Tierra. La temperatura del agua de estos
océanos primitivos debió ser de unos 40º C, lo que favoreció el origen de la
vida.
MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA
Los conocimientos que se tienen del interior de la Tierra se deben
principalmente a la aplicación de métodos de estudio indirectos, ya que los
métodos directos, como pueden ser el estudio de las minas o los sondeos
practicados en la corteza terrestre, apenas proporcionan información al no
alcanzar más que varios kilómetros de profundidad, frente a los 6.370 km
del radio terrestre.
Entre los métodos indirectos que se utilizan para el conocimiento de la
estructura interna de la Tierra se encuentran: el estudio de las ondas
sísmicas, de la gravedad, de la temperatura en el interior de la Tierra,
del magnetismo terrestre y el estudio de los meteoritos.
ESTUDIO DE LAS ONDAS SÍSMICAS
El método sísmico es el procedimiento que más información ha aportado
acerca de la estructura del interior terrestre. Se basa en el estudio de los
terremotos y del modo en que viajan las ondas que originan.
Los terremotos, también llamados sismos o seísmos, son vibraciones del
terreno generadas por la liberación brusca de la energía acumulada en las
rocas que se encuentran sometidas a esfuerzos. Se originan al fracturarse
grandes masas de rocas o si, una vez fracturadas, se produce un nuevo
desplazamiento. El lugar en que se origina el terremoto es el foco sísmico
o hipocentro. El lugar de la superficie terrestre más próximo al foco
sísmico es el epicentro.
La vibración generada en el foco sísmico se propaga en forma de ondas que
van en todas direcciones. Se denominan ondas sísmicas y se distinguen
varios tipos.
Tipos de ondas sísmicas
Las ondas símicas pueden ser profundas y superficiales
Ondas profundas

Ondas P, o primarias. Reciben este nombre porque son las que se
desplazan a mayor velocidad y se registran las primeras en los
sismogramas. Son ondas longitudinales, es decir, hacen vibrar las
partículas en la misma dirección de propagación de la onda. A su
paso, las rocas se comprimen y dilatan alternativamente a modo de
acordeón. Atraviesan materiales sólidos y fluidos (por lo que
atraviesan tanto todas las capas de la Tierra. Al llegar al núcleo se
refractan, o sea, cambian la dirección de su trayectoria)

Ondas S, o secundarias. Se propagan a menor velocidad que las P.
Son ondas transversales, es decir, hacen vibrar las partículas en una
dirección perpendicular a la de propagación de la onda. Sólo
atraviesan materiales sólidos (por lo que no atraviesan el núcleo).
Ondas superficiales

Ondas L o Love. Producen movimientos laterales de las partículas.

Ondas R o Rayleigh. Producen movimientos en forma de ola.
Las ondas superficiales son las causantes de los daños que provocan los
terremotos y por su trayectoria no aportan información sobre la estructura
del interior terrestre.
Registro y localización de terremotos
Para registrar y medir la magnitud de un terremoto se utilizan unos
instrumentos muy sensibles, los sismógrafos, que dibujan unas gráficas
llamadas sismogramas.
Las estaciones sismológicas sirven también para determinar la posición del
epicentro de un terremoto.
La situación del epicentro, D, se calcula
mediante la ecuación:
Donde A es la diferencia en segundos entre la
llegada de las ondas P y S al sismógrafo y Vs
y Vp son las velocidades de las ondas S y P
respectivamente, medidas en km/s.
Los datos obtenidos por tres sismógrafos
permiten localizar el epicentro de un
terremoto trazando tres circunferencias, con
centro en cada sismógrafo, de radios D1, D2 y D3 respectivamente. La
intersección de las tres circunferencias señala la situación del epicentro.
Información que proporcionan las ondas sísmicas
La velocidad a la que se propagan las ondas sísmicas depende de las
características de los materiales por los que viajan. La velocidad de
propagación de las ondas sísmicas en el interior terrestre sufre variaciones
graduales y, a veces, cambios bruscos. Estos cambios bruscos en la
velocidad de propagación de las ondas sísmicas corresponden a cambios en
la composición química que reciben el nombre de discontinuidades y se
utilizan para diferenciar las capas en que se divide el interior del planeta.
Asimismo, se ha comprobado que los sismógrafos registran ondas de tipo P
y S hasta los 103º respecto al foco sísmico, entre los 103º y los 143º
aparece una zona de sombra en la que no se registran ondas P ni S, y a
partir de los 143º sólo aparecen las ondas P.
Esto se puede explicar si se admite la existencia de un núcleo externo fluido
que no permite el paso de las
ondas S y sí de las ondas P, las
cuales se refractan (cambian su
trayectoria al cambiar el estado
físico del medio) al atravesar el
núcleo
En resumen, el estudio de las
trayectorias y de las velocidades
de propagación de las ondas
sísmicas ha permitido a los
científicos llegar a la conclusión de
que el planeta Tierra está formado
por una serie de capas
concéntricas de distinta naturaleza
físico-química: corteza, manto
superior, manto inferior, núcleo
externo y núcleo interno.
ESTUDIO DE LA GRAVEDAD TERRESTRE
Como consecuencia del campo gravitatorio terrestre, nuestro planeta ejerce
una fuerza de atracción sobre los cuerpos de su entorno. Así, si dejamos
caer libremente un objeto, éste se moverá con una aceleración que
denominamos g.
El valor medio de la gravedad es de 9,81 m/s2 pero este valor no es
constante en todos los puntos de la Tierra, ya que depende de varios
factores como son la latitud, la altitud y la presencia de masas rocosas de
diversa naturaleza.
Latitud.- El valor de g desciende desde los polos al ecuador, debido a que la
Tierra no es una esfera, sino que su radio polar es 22 km más corto que el
radio ecuatorial.
Altitud.- El valor de la gravedad disminuye con la altitud, al aumentar la
distancia entre el centro del cuerpo y el centro de la Tierra.
La presencia de rocas de elevada densidad, como ocurre en los yacimientos
de minerales metálicos, hace que se produzca una anomalía gravimétrica
positiva (aumento de g), mientras que la presencia de rocas con densidad
más baja de lo normal produce una anomalía gravimétrica negativa, como
ocurre en los depósitos salinos, que suelen estar asociados a bolsas de
petróleo.
Los estudios gravimétricos sirven, además, para calcular la densidad media
de la Tierra y obtener información sobre el interior de nuestro planeta.
ESTUDIO DE LA DENSIDAD DE LA TIERRA
La densidad de un cuerpo es su masa partido por su volumen (d=M/V)
Considerando la Tierra como una esfera de radio 6.370 Km. podríamos
calcular su volumen.
Por otra parte la masa de la Tierra se puede calcular a partir de la ley de la
gravitación universal, según la cual la fuerza con la que dos cuerpos se
atraen es directamente proporcional al producto de sus masas e
inversamente proporcional al cuadrado de la distancia que los separa:
M · m
F = G · -------d2
G es la constante de gravitación universal (G = 6,67 · 10-11 m3/kg · s2)
Para un cuerpo situado en la superficie F es la fuerza con la que es atraído
por la Tierra; M es la masa de la Tierra; m, la masa del cuerpo; y d, la
distancia que separa el cuerpo del centro de la Tierra, o sea, el radio
terrestre.
Como F = m · g (donde g es la aceleración de la gravedad = 9,8 m/s2),
sustituimos su valor en la expresión anterior:
Dado que conocemos todos los valores, puede calcularse M, la masa del
planeta.
Conociendo la masa y el volumen de la Tierra se ha calculado una densidad
media de 5,5 g/cm3. Este valor contrasta con la densidad de las rocas que
constituyen los continentes,
que es de 2,7 g/cm3, por lo que
se llegó a la conclusión de que
la densidad no era uniforme y
que los materiales internos
deberían ser más densos que
los superficiales.
Actualmente se sabe que la
densidad va aumentando a
medida que profundizamos en
el interior de la Tierra según la
siguiente gráfica:
ESTUDIO DE LA TEMPERATURA EN EL INTERIOR DE LA TIERRA
Se ha observado que conforme se penetra en el interior del planeta, la
temperatura va aumentando. A este aumento se le denomina gradiente
geotérmico. Su valor medio es de 3º C cada 100 m hasta una profundidad
de 200 Km. A partir de esta profundidad, la temperatura sigue aumentando,
pero más lentamente. Se ha calculado que la temperatura en el centro de la
Tierra es de unos 6.000º C
El calor interno se debe principalmente a la desintegración de minerales
radiactivos en el interior del planeta y, en parte, al calor primordial
producido durante el período de formación de la Tierra por los choques de
planetesimales y meteoritos.
La cantidad de calor emitido desde el interior de la Tierra, denominado flujo
térmico, no es uniforme en toda la superficie siendo más elevado en las
dorsales oceánicas y en las zonas de mayor actividad geológica (volcanes y
terremotos), mientras que es menor en las zonas más estables del planeta.
ESTUDIO DEL MAGNETISMO TERRESTRE
El planeta Tierra se comporta en su conjunto como un gran imán, hecho
que se puede constatar al observar la orientación de la aguja de una
brújula.
La explicación que se ha dado para justificar el campo magnético terrestre
está en el núcleo de la Tierra. El núcleo terrestre, formado
mayoritariamente por hierro, consta de una parte central sólida y otra
periférica fluida, en la que se producen corrientes que podrían ser la causa
del campo magnético terrestre.
Los polos del campo magnético terrestre no coinciden con los polos
geográficos (el eje de rotación y el eje magnético forman un ángulo de unos
once grados). Por otra parte, el estudio del magnetismo en épocas pasadas
(paleomagnetismo) ha proporcionado información que permite afirmar
que el campo magnético ha experimentado inversiones de la polaridad
periódicamente, a intervalos irregulares, del orden de centenares de miles
de años, en los cuales el polo norte magnético pasaba al sur y viceversa.
Los
conocimientos
de
paleomagnetismo se basan en
el estudio de rocas volcánicas
como el basalto. El basalto
contiene pequeños cristales de
magnetita. Cuando esta roca
comienza a solidificarse, dichos
cristales,
funcionando
como
pequeñas brújulas, se orientan
en la misma dirección y sentido
del campo magnético terrestre.
Al completarse la solidificación el
campo
magnético
queda
grabado en la roca. Se ha
comprobado que los basaltos de
la misma edad tienen siempre la misma orientación magnética. Sin
embargo, entre basaltos de edades diferentes puede darse una orientación
magnética opuesta. Esta inversión se explica suponiendo que los polos
magnéticos intercambian sus posiciones periódicamente.
En determinados puntos de la corteza terrestre se detectan anomalías
magnéticas. Estas anomalías locales se producen por la presencia de
minerales de hierro, por lo que se utilizan para la localización de
yacimientos de este metal.
El campo magnético terrestre forma la magnetosfera que protege al
planeta de las emisiones de electrones y protones procedentes del Sol. En la
zona de los polos penetran estas partículas, lo que provoca en los polos
fenómenos luminosos conocidos como auroras boreales.
ESTUDIO DE LOS METEORITOS.
Del estudio de los meteoritos que han caído sobre la Tierra (cada año caen
20.000 toneladas de meteoritos), muchos de los cuales se han recogido en
la Antártida, se puede tener un conocimiento indirecto sobre el interior del
planeta.
Según una hipótesis muy verosímil, los meteoritos proceden en su mayoría
del cinturón de asteroides, zona entre Marte y Júpiter donde se encuentran
los fragmentos de un planeta de tipo terrestre que no llegó a formarse por
la interacción del intenso campo gravitatorio de Júpiter. Suponiendo un
origen común a los planetas de tipo de terrestre, los dos tipos de meteoritos
encontrados en la Tierra, rocosos (formados principalmente por
peridotitas) y los metálicos (formados por hierro y níquel),
corresponderían respectivamente a la corteza y al núcleo de dicho planeta,
lo cual corrobora otros estudios sobre la composición química de las
diferentes capas de la Tierra.
LA ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA
La estructura interna de la Tierra se ha deducido mediante la aplicación de
diversos métodos, sobre todo los sismológicos. En la actualidad se
diferencian dos modelos estructurales: el modelo geoquímico y el modelo
dinámico.
EL MODELO GEOQUÍMICO
El modelo geoquímico se basa en la composición química y divide a la Tierra
en las siguientes capas: corteza, manto y núcleo.
Corteza.
Es la capa más externa y más delgada de las tres. En ella se distinguen la
corteza continental y la oceánica.
La corteza continental es la que forma los continentes y tiene un espesor
entre 25 y 70 Km. Está formada principalmente por granito y una cubierta
de rocas sedimentarias. La corteza continental es muy antigua,
habiéndose datado rocas próximas a los 4.000 millones de años.
La corteza oceánica es la que forma el fondo de los mares. Es más
delgada que la anterior, con un espesor de unos 6 Km. Está constituida por
basalto cubierto por una capa sedimentaria de espesor variable (más
gruesa a medida que nos alejamos de las dorsales y prácticamente
inexistente en las proximidades de las mismas). Sus rocas más antiguas
tienen 180 millones de años, ya que como veremos más adelante, se van
renovando lenta pero continuamente.
La corteza continental (el granito) es menos densa que la corteza oceánica
(basalto), lo que impide la mezcla de ambas. En conjunto, la velocidad
media de la corteza es de 2'7 g/cm3
La corteza limita con el manto por la discontinuidad de Mohorovicic.
Manto.
El manto es la capa intermedia y tiene una composición bastante
homogénea en la que predomina la peridotita (roca plutónica formada por
minerales entre los que destaca por su abundancia el olivino).
Aunque su composición es muy homogénea, su densidad no lo es tanto, ya
que a una profundidad de unos 700 Km, la presión debida al peso de las
rocas superiores es tan grande que los minerales adquieren una estructura
más compacta, por lo que la roca se hace más densa. Este cambio de
densidad constituye la discontinuidad de Repetti, que separa el manto
superior del manto inferior, que llega a los 2.900 Km.
La densidad media del manto es de 5,6 gr/cm3.
El manto inferior limita con el
núcleo por la discontinuidad de
Gutenberg.
En la discontinuidad de Gutemberg,
en el contacto entre el manto y el
núcleo
de
hierro
líquido,
la
temperatura se encuentra cerda de
los 3.000ºC. En esta zona se
encuentra una capa de varios
cientos de kilómetros de transición
que recibe el nombre de capa D.
Según algunos geólogos, el manto
en su conjunto presenta un movimiento convectivo, semejante al que se
produce en el agua de un recipiente puesto al fuego, pero mucho más lento
(varios centímetros al año). Las corrientes de convección del manto
partirían, según estos científicos, de la citada capa D.
Núcleo
El núcleo es la capa más profunda, formada por hierro (80%) y níquel
(10%) principalmente, además de silicio, oxígeno y azufre en menores
proporciones.
En el núcleo y en ella se registran máximas temperaturas (hasta 6 000º C)
y tiene una densidad 13 gr/cm3
De acuerdo con las características de las ondas sísmicas, se divide en
núcleo externo y núcleo interno. El núcleo externo presenta un estado
fluido, por lo que no permite el paso de las ondas S, mientras que el núcleo
interno está en estado sólido. En el núcleo externo, al ser fluido y estar
sometido al movimiento de rotación de la Tierra, tienen lugar corrientes que
se consideran las responsables del campo magnético terrestre.
El hecho de encontrarse el núcleo externo en estado fluido y el núcleo
interno en estado sólido aún encontrándose este último a una temperatura
más elevada, se explica teniendo en cuenta que el punto de fusión aumenta
con la presión, y ésta es más elevada en el núcleo interno
El límite entre el núcleo externo y el interno se llama discontinuidad de
Lehman.
EL MODELO DINÁMICO
El modelo dinámico se basa en el estado físico y la dinámica de cada capa.
Según este modelo se distinguen la litosfera, la astenosfera, la mesosfera y
la endosfera.
Litosfera. Es una capa sólida y rígida dividida en grandes fragmentos
que constituyen las placas litosféricas. Comprende la corteza y los
primeros kilómetros del manto superior alcanzando en conjunto un espesor
de unos 100 km
Astenosfera. Es una capa que presenta cierta fluidez (en ella las rocas
están parcialmente fundidas) que abarca desde el final de la litosfera hasta
los 300 km de profundidad Según algunos geólogos los materiales de la
astenosfera presentan corrientes de convección (movimientos circulares
desde la parte inferior más caliente a la parte superior más fría), que se
consideran responsables de la dinámica de las placas. Algunos científicos
ponen en duda la existencia de la astenosfera, y piensan que las corrientes
de convección afectan a todo el manto, desde la capa D, como se ha
mencionado anteriormente.
Mesosfera. Comprende desde el final de la astenosfera al final del manto
inferior, por lo que llega a una profundidad de 2.900 km.
Endosfera. Corresponde a todo el núcleo. El núcleo externo es fluido y
tiene un comportamiento plástico; el núcleo interno es sólido y, por
tanto, tiene un comportamiento rígido.