Partes de la Tierra

Las dificultades que planteaba hasta hace pocos años el estudio del interior de la Tierra, por falta de medios técnicos adecuados para realizar observaciones de estas zonas, ha ocasionado, la pervivencia durante largo tiempo de una concepción estática de nuestro planeta.

Se pensaba que en él tenía lugar un aumento continuo de la densidad desde la corteza al centro de la Tierra. Este último se creía en estado incandescente y, por tanto, sometido a temperaturas muy elevadas. que irían descendiendo progresivamente al aproximarse a la corteza. Los continentes se consideraban fijos e inamovibles.

partes de la tierra

Los fondos oceánicos, dificilmente accesibles para el hombre, se pensaba que tenían una estructura similar a la corteza continental. En general, la Geología estaba mucho más avanzada en el estudio de las tierras emergidas que de los océanos.

En la actualidad la imagen del globo terrestre es mucho más compleja, ya que las más ,recientes teorías hacen pensar en una corteza terrestre en continuo movimiento y transformación, debido a la acción de fuerzas procedentes del interior de la Tierra, de las que el hombre sólo percibe normalmente sus manifestaciones más extremas: los movimientos sísmicos y los volcanes.

Capas de la Tierra

En la constitución interna de la Tierra se distinguen una serie de capas que ha sido posible conocer gracias a la Sismología. El estudio de los terremotos ha demostrado que las ondas sísmicas se propagan a diferente velocidad según los materiales que atraviesan, experimentando en su recorrido desviaciones y reflexiones que indican el límite entre dos capas de diferente composición.

partes tierra

Capas de la Tierra: corteza -continental u oceánica-, manto y núcleo.

Basándonos en los datos aportados por la Sismología se distinguen en la Tierra, desde la parte exterior a la interior, las siguientes capas:
Corteza: La corteza puede ser continental u oceánica.

    • La corteza continental tiene un espesor aproximado de 30 a 150 km. En ella se observan, de abajo a arriba, tres estratos.

1. Una capa inferior constituida principalmente por rocas basálticas, denominada Sima, porque la sílice y el magnesio son sus principales componentes. Tiene un espesor entre 13 y 20 km. Su parte inferior está en estado semifluido debido a las altas temperaturas reinantes en esta zona.
2. La capa inmediatamente superior está formada principalmente por granito, recibe el nombre de Sial al estar compuesta por sílice y alúmina. Su espesor medio es de unos 7 a 12 km., pudiendo ser bastante mayor en las zonas montañosas, donde existen raíces de Sial hundidas en el Sima.
3. Sobre ella se sitúa una delgada capa de rocas sedimenarias.

    • La corteza oceánica tiene un espesor de 10 a 15 km. Presenta los siguientes estratos:

1. Una capa inferior constituida por rocas basálticas.
2. Una capa de rocas sedimentarias de escaso espesor que no existe en algunas zonas. (Entre la corteza y la capa inferior o Manto se encuentra la discontinuidad de Mohorovicit.)

    • Manto. Llega hasta una profundidad aproximada de 2.900 km. Parece que está compuesto en su mayor parte por rocas silíceas. Esta capa supone el 83 por 100 del volumen de la tíerra. Su densidad va aumentando con la profundidad.

Entre los 100 y 250 km. de profundidad se sitúa en el Manto una zona plástica, menos rígida que el Manto superior e inferior denominada Astenosfera; en ella las ondas sísmicas se transmiten a menor velocidad.

Las rocas que constituyen esta zona se comportan como rígidas ante esfuerzos muy rápidos como los terremotos, pero se deforman como si se tratara de materiales se mifluidos ante esfuerzos continuos, pero de mayor duración.

Esta capa tiene una gran importancia, ya que a ella se debe el movimiento de placas, los volcanes y los terremotos. (A continuación del Manto se sitúan las discontinuidades de Dahm y
Gutemberg.)

  • Núcleo. Es la capa más profunda de la Tierra, se localiza partir de los 2.900 km. de profundidad. Está integrada por dos capas:
    1. El núcleo externo, compuesto por materiales en estado fluido.
    2. El núcleo interno, por el contrario, es sólido; tradicionalmente ha sido denominado Nife por pensar que los materiales que lo componen son el níquel y el hierro.

El equilibrio isostático

Partiendo de la existencia de una capa plástica situada en el Manto, entre los 100 y 250 km. (Astenosfera), se cree que la cort eza terrestre y la capa superior del Manto que constituyen la Litosfera flotarían sobre ella, pudiendo desplazarse, hundirse o elevarse.

Se ha llegado así a la teoría del equilibrio isostático, según la cual la corteza terrestre puede levantarse o hundirse como conse cuencia de variaciones de peso que se produzcan en ella.

Levantamientos y hundimientos de bloques corteza terrestre

Levantamientos y hundimientos de bloques debidos al equilibrio del Sial sobre el Sima.

Si en una zona de la superficie terrestre tiene lugar una intensa erosión, o como consecuencia de un cambio climático se produce la fusión de una masa de hielo situada sobre ella, la capa plástica sobre la que flota permite un lento levantamiento de esa zona, que en este momento es menos pesada que antes. Al contrario, si una zona es recubierta por un casquete de hielo o sobre ella se deposita una acumulación considerable de sedimentos, bajo este peso la corteza experimentará un hundimiento lento.

El relieve terrestre

En la corteza de la Tierra se producen dos tipos de movimientos:

Epirogénicos. Se desarrollan en sentido vertical y ocasionan un relieve de bloques levantados y hundidos para compensar respectivamente la erosión y la sedimentación.

Orogénicos. Se producen en sentido horizontal. Originan pliegues, fracturas y encabalgamientos de los materiales acumulados en las cuencas sedimentarias.

En general los relieves montañosos se deben a una conjunción de movimientos verticales y horizontales, como sucede en las cordilleras formadas en geosinclinales.

El geosinclinal es una depresión alargada que se sitúa junto a un bloque continental rígido, o entre dos bloques continentales, permaneciendo cubierta por las aguas del mar. El fondo de esta depresión es móvil y, al parecer, se hunde como consecuencia de la existencia de corrientes descendentes de convección en el Manto. Estas corrientes provocan el hundimiento de una parte de la corteza sobre la que se van depositando gran cantidad de sedimentos procedentes en su mayor parte de la erosión de los continentes situados junto al geosinclinal, unidos a materiales de origen orgánico y a rocas volcánicas. En un momento dado cesa la sedimentación y se produce un empuje horizontal o tangencial que hace que los dos bloques continentales se acerquen, plegándose entre ambos los blandos materiales sedimentarios y originando una cordillera.

Partes corteza oceánica

Partes destacables de la corteza oceánica.

Una vez finalizado el plegamiento cesan los movimientos horizontales, predominando los verticales que permiten que los sedimentos plegados vayan acomodándose a su nueva posición.

Unidades de la corteza continental

Vamos a analizar por separado las unidades que constituyen corteza continental y la oceánica. La corteza continental está formada a grandes rasgos por las siguientes zonas:

Escudos. Los escudos están compuestos por rocas cristalinas muy duras y rígidas, de la Edad Precámbrica. Son las rocas más antiguas que se conocen, habiendo sido afectadas por sucesivas orogenias y ante nuevos empujes orogénicos no se pliegan, sino que dan lugar a fracturas. A estos primitivos núcleos van adosándose cinturones orogénicos de distintas edades.

Zócalos. Constituidos por rocas de la Era Primaria. Se van formado al ser arrasados por la erosión antiguos sistemas montañosos pertenecientes a los Plegamientos Caledónico y Heriniano. Los materiales que los constituyen, al haber sido comprimidos por los movimientos orogénicos, son rígidos y ante nuevos empujes tampoco se pliegan, sino que se abomban y fracturan dando lugar a un relieve de bloques levantados y hundidos.

Cubetas sedimentarias. Se sitúan sobre zonas hundidas del zócalo en las que se van acumulando gran cantidad de sedimentos, aportados por la erosión. En algunas existe una sedimenación marina al haber sido cubiertas temporalmente por el mar, en otras la sedimentación es exclusivamente
continental.

Cadenas montañosas o cordilleras. Son la base de los continentes, ya que éstos están constituidos en su mayor parte por antiguas cordilleras montañosas arrasadas por la erosión. Además, los continentes aumentan su extensión mediante la unión a núcleos precámbricos de sucesivas cadenas montañosas.

Así pues, en los continentes tendría lugar un crecimiento de dentro a fuera. Los materiales más antiguos serían precámbricos (los escudos), a éstos se adosarían cadenas orogénicas que al ser arrasadas por la erosión se transformarían en zócalos, y finalnente rodeando estos últimos se localizarían las cadenas montañosas más recientes.

Partes de la corteza oceánica

En la corteza oceánica se distinguen las siguientes partes:

Dorsales. Son cordilleras oceánicas, con una altitud aproximada de 2.500 a 3.000 m., formadas por la acumulación de rocas basálticas procedentes del interior de la Tierra, que adquieren una forma redondeada debido al brusco enfriamiento de las lavas al entrar en contacto con el agua del mar.

En la parte superior de estas cordilleras existe una hendidura denominada valle o rift por la que tiene lugar la erupción de materiales volcánicos procedentes del Manto, transportados hasta allí por corrientes de convección ascendentes. Los dos bordes de esta hendidura o valle están sometidos a fuerzas opuestas que los separan, siendo constantemente rellenado el hueco que se produce entre ellos mediante la emisión de lavas.

Estas lavas se sitúan simétricamente a ambos lados de la dorsal constituyendo bandas que quedan orientadas según el campo magnético existente en ese momento. En estas zonas se produce, por tanto, una expansión continua del suelo oceánico, apareciendo sobre ellas materiales sedimentarios.

El eje de la dorsal aparece fragmentado siempre por múltiles fallas transversales que permiten un movimiento lateral de los bloques situados a ambos lados de ellas.

Llanuras abisales. Son profundas cuencas oceánicas localizadas a ambos lados de la dorsal, sobre ellas aparecen ya pequeñas capas de sedimentos.

Bordes de unión de los fondos oceánicos con los continentes. Junto a las zonas costeras los continentes se prolongan hacia el océano en forma de plataformas continentales, que aparecen cubiertas de sedimentos resultantes de la erosión realizada sobre la superficie terrestre.

Estas plataformas presentan una pendiente suave hacia el océano, pudiendo unirse con las llanuras abisales de dos formas:

– Por medio de taludes de fuerte pendiente, por los que descienden los sedimentos en forma de cascada, acumulándose en su borde inferior, sobre la llanura abisal. Estos depósitos de sedimentos son los geosinclinales que darán lugar con el tiempo a la formación de nuevas cordilleras, según el procedimiento antes señalado.

– Mediante fosas oceánicas. Zonas deprimidas, muy profundas y estrechas, que se sitúan paralelas a las costas continenales o a arcos de islas. Pueden tener forma de V o de U. En el primer caso apenas contienen sedimentos, en el segundo su fondo está recubierto de una capa sedimentaria.

Las fosas deben su existencia a corrientes de convección descendente situadas en el Manto, que provocan la rotura del suelo oceánico y su hundimiento hacia el interior de la Tierra. Son zonas donde se produce una pérdida de suelo oceánico, al contrario de lo que sucede en las dorsales.

La deriva continental

Todas las observaciones realizadas en el fondo de los océanos han venido a confirmar teorías anteriormente expuestas.

Durante los siglos XVIII y XIX se habían hallado similitudes entre costas, formaciones geológicas y morfológicas de los distintos continentes, lo que hacía pensar en la posibilidad de que anteriormente hubieran estado unidos formando un único bloque, del que se hubiesen desgajado, desplazándose hasta ocupar su posición actual.

A comienzos del siglo XX, Suess, geólogo austríaco, basándose en las afinidades existentes entre los continentes del hemisferio sur, expuso la teoría de que éstos habían formado parte de un único bloque continental al que denominó Gondwana.

En 1915 el alemán Alfred Wegener basándose en similitudes climáticas, biológicas y geológicas, expuso la teoría de la deriva continental. Según ésta a comienzos de la Era Primaria todos los continentes estaban unidos formando un único bloque rodeado de mar, al que denominó Pangea. Este bloque continental posteriormente se fraccionó en continentes e islas que se desplazaron, alejándose unos de otros y siendo ocupado el espacio existente entre ellos por las aguas oceánicas. Tales bloques, al aproximarse unos a otros, provocarían el levantamiento de cadenas montañosas por compresión horizontal de los sedimentos situados en los geosinclinales.

La teoría de la deriva continental estaba basada naturalmente en la existencia de una capa (el Manto) cuyas rocas, al ser de naturaleza plástica, permitirían estos desplazamientos horizontales de los continentes. Wegener atribuyó la rotura y desplazamiento de las masas : continentales a fuerzas generadas por el movimiento de rotación de la Tierra. Este modelo provocó críticas y adhesiones en el mundo científico de su época. Sin embargo, pronto se puso de manifiesto que el motor del desplazamiento de los continentes no podía atribuirse a fuerzas debidas a la rotación de la Tierra.

corrientes de convección del manto terrestre

Corrientes de convección del Manto.

Causa del desplazamiento de los continentes

En 1927 Arthur Holmes partiendo de la teoría de Wegener señaló como motor de los desplazamientos continentales las corrientes de convección del Manto.

Basándose en esto se intentó dar una explicación global:
El valle o rift situado en la parte superior de las dorsales sería una zona de rotura de la litosfera cuyos bordes tenderían a separarse debido a que bajo ellas, en el Manto, existirían corrientes de convección ascendentes que permiten rellenar constantemente con lavas el hueco que se genera. Estos materiales, al irse depositando en forma de bandas simétricas a los dos lados de la dorsal, ejercerían una presión continua, empujando y desplazando los materiales anteriores y originando una expansión del fondo del océano.

Además de las dorsales existen otras zonas de rotura de la litosfera situadas en las fosas oceánicas. Bajo estas fosas, en el Manto, existen corrientes de convección descendentes que ocasionan el choque de los bordes de estas aberturas, descendiendo como consecuencia la corteza oceánica hacia el Manto; son, por tanto, zonas donde se produce una pérdida de suelo.

La tectónica de placas

La tectónica de placas supone que la litosfera está fragmentada en una serie de placas rígidas, constituidas tanto por zonas continentales como por corteza oceánica, que al situarse encima de una capa plástica (la astenosfera) se deslizan sobre ella, pudiendo levantarse, hundirse y moverse lateralmente.

Los límites de estas placas son las dorsales, las fosas tectónicas y las fosas oceánicas. Las dorsales son zonas sumergidas donde los bordes de dos placas se separan. Si la separación entre dos placas se localiza en una zona continental, se forma una fosa tectónica o zona deprimida de la corteza terrestre, en la que las fuertes presiones originan fracturas a las que aparecen asociados fenómenos volcánicos.

Otra zona de límite entre dos placas son las fosas oceánicas en las que tiene lugar el choque o colisión entre ellas, sumergiéndose a continuación una placa debajo de la otra.

Por último, otras placas no se separan ni chocan, sino que simplemente se deslizan una con otra. La confirmación del movimiento de las placas tectónicas se ha obtenido por el estudio del magnetismo de las bandas simétricas que constituyen el suelo oceánico. Estas están compuestas por rocas que al solidificarse se magnetizan según el campo magnético establecido en ese momento, Norte- Sur o Sur-Norte.

Cada cierto tiempo se producen en la Tierra inversiones del campo magnético que permiten conocer la edad de las rocas que componen cada banda. Esta edad será mayor a medida que nos alejamos de la dorsal. Dentro de un continente, las bandas de rocas de la misma edad están orientadas según el mismo campo magnético, pero esta orientación es diferente en las bandas de rocas de otro continente, lo que indica que ambos siguen una orientación diferente.

En las dorsales oceánicas, tanto en sus ejes como en las fallas que las atraviesan, tienen lugar movimientos sísmicos. Las fosas oceánicas donde tiene lugar el choque de las placas son los principales focos de actividad sísmica de la Tierra. En estas zonas se forman también cinturones orogénicos al plegarse y fracturarse los materiales como consecuencia de la colisión.