Estructura interna

Cuando se analizan los datos de la velocidad de las ondas P y S que atraviesan el interior de la Tierra se obtiene el siguiente gráfico: (más información acerca de las ondas sísmicas P y S)

Teniendo en cuenta los cambios bruscos en la velocidad de las ondas se establecen dos discontinuidades, una más superficial, denominada discontinuidad de Mohorovicic, que supone un gran aumento en la velocidad de las ondas y, otra a los 2.900 km, denominada discontinuidad de Gutenberg, no atravesada por las ondas S y que hace disminuir la velocidad de las ondas P.

Así, según estos cambios de velocidad, se establecen una serie de niveles: Corteza (A), Manto (B+C+D) y Núcleo (E+F), separados los dos primeros por la discontinuidad de Mohorovicic, y los dos últimos por la de Gutenberg. Dentro del Manto se realizan más divisiones atendiendo al incremento en la velocidades de las ondas sísmicas (superior e inferior), y en el Núcleo se diferencian: Núcleo externo (fundido) e interno (sólido).

Desde el punto de vista de la tectónica de placas se utiliza también el término Litosfera (A+B) para referirse a la corteza más la parte del Manto superior, de profundidad variable y que se traslada solidariamente con ella.

Corteza: Es la capa más superficial y la menos densa, con una densidad media de 2,7 g/cm3 y una profundidad media de 30 kilómetros. Presenta una gran variabilidad, desde 5 km bajo los océanos, a los 70 km bajo las grandes cordilleras. Aparentemente, es la más heterogénea, tal vez por ser la mejor conocida. Desde el punto de vista composicional y genético se presentan dos variedades bien definidas: Corteza oceánica y Corteza continental.

Corteza oceánica: 0-10 kilómetros. Es más densa y más delgada que la corteza continental, y muestra edades que, en ningún caso, superan los 180 millones de años. Se encuentra en su mayor parte bajo los océanos y manifiesta un origen volcánico. Se forma continuamente en las dorsales oceánicas y, más tarde, es recubierta por sedimentos marinos. Presenta una estructura en capas.

Nivel 1: Capa de sedimentos. Desde un espesor muy variable, 1.300 metros de media, pero inexistente en las zonas de dorsal, hasta espesores de 10 km en las zonas que bordean a los continentes.

Nivel 2: Lavas almohadilladas. Basaltos submarinos emitidos en las zonas de dorsal que, al sufrir un rápido enfriamiento, ofrecen superficies lisas y semiesféricas.

Nivel 3: Diques Basálticos. Son de composición similar a las lavas almohadilladas y están solidificados en forma de diques verticales. Cada dique tiene un antiguo conducto por donde se emitía la lava que formó el nivel anterior.

Nivel 4: Gabros. Representa material solidificado en la cámara magmática existente bajo la zona de dorsal. Este material solidificado alimentó los dos niveles anteriores.

Corteza Continental: de 0-70 kilómetros. Menos densa y más gruesa que la Corteza Oceánica. Se encuentra en las tierras emergidas y plataformas continentales. Muestra edades mucho más antiguas que la Corteza Oceánica, pudiendo encontrarse rocas que se formaron hace 4000 millones de años. Las rocas más antiguas tienden a presentarse en el interior de los continentes y a ser rodeadas por otras más modernas, siendo el aspecto de esta Corteza un continuo parcheo de todo tipo de rocas. La Corteza Continental, a diferencia de la Oceánica, no ofrece ninguna estructura definida. Su origen está en sucesivos procesos de colisión continental. En la base de la Corteza Continental aparece un nivel más plástico, causado por la deshidratación de ciertos minerales, lo que unido a su menor densidad, evita su posible subducción.

En la interfase de ambas tipos de Corteza, se halla la Corteza transicional que se presenta como una Corteza continental adelgazada por fallas normales. Aparecen, además, intercalaciones de rocas volcánicas antes de llegar a la corteza oceánica. Se manifiesta recubierta por sedimentos de plataforma continental. Su origen está en el comienzo del proceso de ruptura continental, correspondiéndose con uno de los laterales del antiguo valle de Rift. Debido a su baja actividad tectónica, frente a las zonas de subducción, también recibe el nombre de margen continental pasivo.

Manto: De mayor densidad que la corteza. Hacia 1.950, el objetivo prioritario consistía en la obtención de muestras directas del Manto por medio de sondeos, pero los métodos indirectos actuales han cubierto gran parte de ese objetivo. En términos generales, los cambios estructurales en los minerales que lo componen hacen que varíe de densidad y rigidez en profundidad, originándose dos divisiones:

Manto superior: Su parte superior, junto a la corteza, forma parte de la Litosfera. La aparición de rocas ultrabásicas en la base de los complejos de ofiolitas (ver colisión continental), entre las que destacan las peridotitas, permitió suponer que estas rocas son las que se encuentran bajo la corteza, formando, al menos, parte del Manto superior. Su composición es rica en silicatos magnésicos, los minerales típicos de este tipo de roca son el olivino, los piroxenos, los granates y la espinela.

Pueden existir zonas del Manto con mayor plasticidad debido a que ciertos minerales (granate y algunos piroxenos) de las peridotitas se funden. Así, tendríamos un Manto en el que, entre sus minerales (olivino), circula una cierta cantidad de material fundido de composición basáltica. Este mineral puede ascender originando magmas y dejando una roca rica en olivino, la Dunita.

Manto inferior: Más rígido, de composición similar al Manto superior, presenta una mayor densidad debido a un mayor empaquetamiento en los minerales. Cada átomo de silicio está rodeado de seis átomos de oxigeno (coordinación octaédrica) en vez de cuatro (coordinación tetraédrica), por efecto de las mayores presiones existentes. Además, puede existir una mayor proporción de hierro frente a magnesio en los minerales.

En el límite del Manto con el Núcleo se establece un nivel de transición (nivel D). Este nivel es el origen de las plumas del Manto y el final de los restos de Litosfera que subducen. (Ver más acerca de las plumas del manto)

Núcleo: (desde los 2.900 hasta los 6.370 km). La densidad es muy alta, de tal manera que su composición debe ser parecida a los sideritos (meteoritos de hierro). Está constituido en su mayor parte por una aleación de hierro y níquel. El comportamiento de las ondas S nos muestra dos partes muy diferenciadas, separadas hacia los 5.100 kilómetros:

Núcleo externo: Fundido, puesto que las ondas S no lo atraviesan. La temperatura alcanza los 5.000 grados. La menor densidad con respecto al interno hace pensar que, además de hierro y níquel, puede haber otros elementos, fundamentalmente, azufre y, en menor cantidad, silicio y oxígeno. Presenta fuertes corrientes de convección.

Núcleo interno: Sólido, evidenciado por una mayor velocidad de las ondas P. Por su mayor densidad se piensa que su contenido en azufre es mucho menor que el del Núcleo externo. Esta circunstancia, junto con las mayores presiones existentes en el interior, posibilita su estado sólido pese a existir mayores temperaturas (superiores a 6000 º C).

En el Núcleo está el origen del campo magnético terrestre. Su convección genera una corriente de electrones que crea por inducción ese campo magnético (hipótesis de la dinamo autoinducida). Los cambios de polaridad detectados en el campo magnético terrestre podrían estar causados por cambios drásticos en la distribución de las corrientes de convección del Núcleo.

Placas Litosféricas

Las corrientes convectivas del Manto hacen que la Litosfera situada sobre él sea arrastrada en diversas direcciones. Esto origina la división de la Litosfera en placas con diferentes movimientos.

A las zonas de separación de la placas litosféricas se les denomina límites de placa. Debido a los posibles movimientos relativos de dos placas, estos límites se clasifican en:

Límites divergentes: Cuando el movimiento de las placas es de separación, deja un «hueco» aprovechado por rocas magmáticas para generar nueva corteza oceánica. También se les llama Zonas de Dorsal o límites constructivos.

Límites convergentes: Cuando el movimiento que realizan las placas es de aproximación, obliga a una de las placas (la más densa) a introducirse bajo la otra en un proceso que se denomina subducción.
A estas zonas también se les denomina zonas de subducción o límites destructivos.

Límites transcurrentes. Existen zonas donde el movimiento de las placas es paralelo y de sentido contrario, conocidas también por zonas de falla transformante.

Así, estos límites dividirían en placas una litosfera en continuo movimiento, con unas placas creciendo a partir de su límite de dorsal y otras menguando a partir de su zona de subducción.

Divergencia

Los movimientos divergentes producidos por las dorsales, implican una permanente expansión de los fondos oceánicos. Esta expansión se origina en un proceso de ruptura continental.

Dorsales océanicas

Las dorsales constan de diversos tramos activos en los que se está creando corteza oceánica.Se encuentran separados y desplazados por fallas transformantes. Así, las dorsales muestran un aspecto escalonado, consecuencia de las diferentes velocidades de creación de corteza oceánica.

La expansión permanente del fondo oceánico hace desplazarse y crecer a las placas situadas a ambos lados de la dorsal. Cada nueva emisión de lavas, al enfriarse, va registrando el campo magnético existente en ese momento. Ese campo magnético sufre inversiones repentinas en intervalos de tiempo variables. Así, al medir el campo magnético de las rocas a ambos lados de una dorsal se aprecia un aspecto de bandeado simétrico. Completando esta información con la de la edad de la roca, se han obtenido detallados mapas de la edad de los fondos oceánicos.

La edad de la corteza oceánica no sobrepasa los 180 m.a. (millones de años). Al retirar los fondos oceánicos más recientes, y hacer coincidir los bordes de la antigua dorsal se pueden reconstruir las posiciones relativas de las masas continentales en el pasado.

El origen de las dorsales
La aparición de una dorsal y el proceso de ruptura continental son pasos de un mismo proceso que sucede en tres etapas, denominadas con los nombres de las zonas geográficas donde actualmente tienen lugar:

* Etapa de Rift: (Llamada de este modo por el valle en el que actualmente está teniendo lugar).Se produce un estiramiento de la litosfera continental que origina la aparición de grandes fallas normales. El adelgazamiento de la litosfera y del Manto a una mayor temperatura permite la aparición de vulcanismo aprovechando estas fallas.

* Etapa de Mar Rojo: Se inicia la producción de litosfera oceánica gracias a la aparición de una dorsal. Se produce la entrada de agua de mar. Los antiguos bordes del valle del Rift quedan como márgenes pasivos.

* Etapa Océano Atlántico: Continúa la producción de litosfera oceánica y la separación de las masas continentales.

Convergencia:

En el movimiento de aproximación de dos placas litosféricas se verifica el proceso de subducción, esto es, se introduce una bajo la otra. La desaparición de toda la litosfera oceánica implica un proceso de colisión continental.

Subducción:
La placa que subduce se curva originándose una zona de fosa donde se alcanzan las mayores profundidades oceánicas. La fricción entre las dos placas da lugar a zonas muy activas desde el punto de vista sísmico. La Litosfera de la placa que subduce se introduce en zonas del Manto a mayores temperaturas, produciendo su progresiva desaparición por fusión y provocando la aparición de un cinturón volcánico paralelo a este tipo de límites. Los sedimentos del primer nivel de la corteza oceánica pueden no subducir y ser incorporados al margen de la otra placa (prisma de acrección). Se pueden dar dos modalidades de subducción, según la naturaleza de las placas puestas en contacto:

* Corteza oceánica-Corteza oceánica. Se origina la formación de n arco isla volcánico. Esta modalidad se produce, por ejemplo, a lo largo de toda el límite occidental de la placa Pacífica, configurando la aparición de numerosos arcos islas, que dominan toda esa costa (Aleutianas, Filipinas, Japón, etc.). A veces se puede originar una pequeña dorsal tras el arco isla (extensión tras arco).

* Corteza continental – Corteza oceánica. La Corteza oceánica se introduce bajo la litosfera de la otra placa de forma mucho más pronunciada puesto que es más profunda. Se origina todo una cordillera paralela al límite (orógenia de subducción) donde las máximas alturas coinciden por lo general con edificios volcánicos. Así, una zona de este tipo es el límite de la placa Pacífica con la Sudamericana.

¿Hasta dónde subduce la Litosfera? Hasta hace unos años se ponía como límite los 670 km, origen de los terremotos más profundos detectados y frontera del Manto superior e inferior. Actualmente se piensa que la subducción llega en forma de cascada hasta el contacto con el Núcleo externo formando el nivel D» del Manto.

La colisión continental:
Supone el final del proceso de subducción por la completa desaparición de la litosfera oceánica que existía entre dos masas continentales, dando lugar a que una cabalgue sobre la otra, puesto que la Corteza continental es poco densa para subducir. Una colisión de este tipo origina grandes cordilleras (orógenos de colisión) como los Alpes o el Himalaya.

Las ofiolitas:
Representan fragmentos de corteza oceánica que han sido obducidos (lo contrario de subducidos) en un proceso de colisión continental. Los cuatro niveles de la secuencia estudiada en la corteza oceánica son perfectamente reconocibles. A su base pueden aparecer Peridotitas del Manto

Zonas de falla transformante

Este tipo de fallas aparece en dos situaciones, como límite neto entre dos placas o separando diferentes tramos activos de una dorsal (ver las dorsales) . En ambos casos se genera una importante sismicidad. Un ejemplo de este tipo de falla, es la falla de san andres entre la placa norteamericana y la placa pacifica, en California, Estados Unidos.