Estructura Interna de la Tierra: Métodos de Estudio, Composición y Evolución

Métodos de Estudio del Interior Terrestre

En la actualidad, los datos que conocemos del interior de la Tierra se han obtenido principalmente por métodos indirectos. Mediante sondeos, hemos llegado a perforar hasta 12 km en el pozo de Kola. Este pozo ha llegado hasta rocas arcaicas, revelando que la composición petrológica de la corteza primitiva era de granodiorita.

Métodos Indirectos

Magnetismo

Se basa en la existencia del campo magnético terrestre y sus pequeñas variaciones. Permite detectar anomalías magnéticas en un punto de la corteza. Las anomalías pueden ser positivas o negativas y nos indican la existencia en profundidad de materiales magnéticos o metálicos asociados a determinadas rocas. Cuando un magma se enfría, los minerales pasan por el punto de Curie, en el que se imantan y se orientan en la dirección del norte magnético.

Gravimetría

Los griegos sabían que la Tierra era esférica porque en los eclipses la sombra de la Tierra proyectada en la Luna es de borde curvo. En 1671, Jean Richer fue enviado a la isla de Cayena, en la Guayana Francesa, para que realizase observaciones astronómicas. La Tierra tiene la forma de un elipsoide de revolución; por efecto de la rotación, el radio ecuatorial es de 6378 km y el polar de 6356 km. La ciencia que estudia la forma de la Tierra es la geodesia. Los actuales geodestas definen a la Tierra como un geoide, que se define como una superficie equipotencial para *g* que adoptaría un océano universal. Sobre las montañas, las anomalías residuales presentan elevados valores negativos y en los océanos, elevados positivos. Por tanto, en las montañas hay un déficit de peso, lo cual es lógico, puesto que de lo contrario se crearían tensiones en el interior. Las anomalías del valor de la gravedad solo deben de existir hasta una determinada profundidad, donde se puede definir el nivel de compensación isostática, en el que las masas terrestres estarían en equilibrio y el valor de *g* sería uniforme. Debido a la heterogeneidad de los materiales por encima del nivel de compensación isostática, hemos de suponer que estos se encuentran en equilibrio; los menos densos alcanzarían mayor altura que los más densos. Esta condición de equilibrio isostático es, por tanto, el equilibrio existente entre los materiales que integran la corteza terrestre.

Origen de las Capas de la Tierra

Para la formación del núcleo, se propusieron dos modelos de teorías diferentes basadas en la teoría de la acreción. Ha surgido una tercera hipótesis sintética más creíble. La Tierra empezaría a crecer a partir de planetesimales de hierro (Fe) y silicatos, pero debido a los choques se calentaría, y cuando solo tenía la mitad de su tamaño actual, el Fe se fundió y bajó al interior para formar el protonúcleo. Esto ocurrió hace 4400 millones de años, durante la formación del planeta. Las partículas que vayan cayendo en él se funden y se añaden al núcleo metálico; los silicatos se sitúan a su alrededor. Una vez formado el núcleo, empieza a enfriarse y se solidifica su parte central. El calor latente de fusión mantiene al núcleo externo fundido y comienzan a producirse las corrientes de convección que generan el campo magnético.

Para el manto, se mantiene la hipótesis del océano de magma con corrientes de convección que fragmentarían la primitiva corteza en placas poco extensas. Los continentes aparecen hace unos 4200 millones de años, después de la diferenciación del núcleo y el manto. Se ha podido comprobar en circones.

Para el origen de la atmósfera, se piensa que se creó a partir de los gases que emergían del interior del planeta. Algunos de los cuerpos que chocaron contra el planeta debían ser ricos en gases; otros pudieron ser núcleos de cometas que aportaron agua y otros gases que quedaron en el interior terrestre. Luego, al elevarse la temperatura, debió de producirse una desgasificación, de modo que el hidrógeno (H) y el helio (He) escaparon al espacio y otros gases más pesados fueron retenidos por la gravedad terrestre, formando la primitiva protoatmósfera.

Discontinuidades Sísmicas

La Tierra se subdivide en corteza, manto y núcleo. La estructura interna de la Tierra se ha podido precisar con la ayuda de la sismología. En 1906, Oldham, al examinar sismogramas, advierte que las ondas P experimentaban una baja de velocidad para distancias angulares superiores a 120º del foco sísmico. Gutenberg dio la profundidad de 2900 km para el núcleo a partir de la geometría de la zona de sombra o de silencio sísmico creada por las ondas sísmicas que se propagaban desde un punto. Jeffrey propone un núcleo externo fluido al comprobar que las ondas S no lo atravesaban. Lehman observó la presencia en la zona de sombra de ondas P de baja velocidad y del estudio de su propagación dedujo la existencia de un núcleo central sólido a 5150 km de profundidad.

La discontinuidad que separa la corteza del manto fue descubierta por Mohorovičić al estudiar el sismograma de un seísmo. Los observatorios situados cerca del epicentro del seísmo recibieron dos conjuntos de ondas P y S a intervalos distintos. El de mayor velocidad se interpretó como el que había viajado por el manto; el segundo grupo de ondas, de menor velocidad, había viajado por la corteza. Gutenberg descubre la astenosfera dentro del manto superior al detectar una zona de sombra entre los 100 y 1000 km de distancia del foco sísmico.

Las discontinuidades terrestres se dividen en:

• De primer orden: Moho y Gutenberg.
• De segundo orden: Lehman, Repetti y Conrad.

Las unidades geodinámicas son: litosfera y astenosfera, mesosfera y endosfera.

Corteza Continental

En los continentes, distinguimos dos tipos de unidades morfoestructurales: cratones y orógenos.

Los cratones son zonas de gran antigüedad, de más de 2000 millones de años, arrasadas y convertidas en zonas llanas en la actualidad.

• Los escudos precámbricos están formados por rocas graníticas y metamórficas fuertemente erosionadas. Son zonas de baja temperatura porque la mayoría de los elementos radiactivos que tenían se han desintegrado. Las únicas actividades geológicas que quedan en estas zonas corresponden a movimientos epirogénicos.
• Las plataformas continentales son zonas de escudo cubiertas por el mar desde la última glaciación. En ellas se acumulan los sedimentos en grandes espesores, tanto mayores. En el canal de la Mancha, el fondo marino es todo plataforma, y en la costa pacífica está muy reducida por la orogenia andina. Las plataformas están accidentadas por deltas y profundos cañones.

Corteza Oceánica

• Talud continental: Son pendientes relativamente fuertes que llegan hasta los 2000 m de profundidad y representan el 9% de la superficie.
• Fondos oceánicos medios: Representan el 83% de la superficie sumergida y sus profundidades son variables.
• Fosas oceánicas: Son profundas depresiones estrechas y alargadas que ocupan el 1% de la superficie. La de mayor profundidad es la de las islas Marianas.
• Dorsales oceánicas: Relieves volcánicos submarinos con 1000 m de altura sobre el lecho marino.
• Islas volcánicas: Se encuentran sobre los fondos oceánicos medios. Se forman en los puntos calientes cuando una pluma de material procedente del manto perfora la corteza oceánica. El guyot se puede formar cuando la isla se hunde porque el magma se enfría y se contrae, al tiempo que se erosiona la parte superior por el oleaje y se aplana.