La tectónica de placas II: los fenómenos en los bordes de placa

Los bordes constructivos

Se habla de bordes constructivos o divergentes cuando las placas litosféricas que los forman se separan entre sí, debido a la llegada desde el interior de la Tierra de materiales calientes.

El ascenso de los materiales del manto provoca que la litosfera se fracture, formando una falla alargada y deprimida en el terreno, que toma el aspecto topográfico de un enorme valle alargado y más o menos estrecho cuyo fondo es ocupado por ríos o lagos. En la actualidad, la zona del planeta que más claramente muestra esta estructura geológica es el Rift Valley, situado en el Este de África. En el fondo de esta depresión se sitúan, formando una cadena, los Grandes Lagos africanos. La formación es tan típica que su nombre se utiliza con carácter general para referirse a todas las estructuras similares.

Si el proceso de llegada de materiales de la Mesosfera continúa, se produce el afloramiento de estos materiales en el fondo del valle, dando lugar a fenómenos volcánicos. Primero de baja intensidad, lo que explica la elevada concentración de sosa en algunos lagos africanos: la sosa es uno de los productos emitidos en procesos volcánicos hidrotermales. Luego, más adelante, se producen erupciones volcánicas que dan lugar a montañas aisladas y a cadenas montañosas. Los principales volcanes africanos (Monte Kenya, Kilimanjaro y Montes Virunga) se encuentran próximos a, y están relacionados con el Valle del Rift.

Más adelante, el valle se va ensanchando y hundiendo, lo que provoca que termine siendo inundado. De este modo se forma un brazo de mar estrecho y alargado que separa dos masas continentales. La zona geográfica que mejor refleja esta fase del proceso geológico es el Mar Rojo.

Si la llegada de materiales mesosféricos prosigue, las rocas antiguas van siendo remplazadas por materiales nuevos, haciendo que el fondo de este nuevo mar se haga cada vez más ancho. El mar crece desde el centro, de modo que las rocas más antiguas se sitúan junto a los continentes.

En el centro de este mar, donde se produce el ascenso de rocas, se forma una cadena montañosa de carácter volcánico con una falla longitudinal en su centro. Tales estructuras reciben el nombre de dorsales, y la más representativa ocupa el centro del Océano Atlántico. Sus cumbres más altas llegan a sobresalir por encima del nivel del mar, formando Islandia y otras islas distribuidas en mitad de dicho océano.

Los volcanes que forman la dorsal emiten magmas básicos, poco viscosos y por tanto poco explosivos, de modo que la actividad volcánica es poco peligrosa. Ejemplos de este tipo de volcanes son los que forman el archipiélago de las Hawaii. Por otra parte, como las placas se están separando, apenas existe rozamiento entre ellas, de modo que en los bordes divergentes casi no se producen terremotos.

En resumen, en los bordes divergentes entre placas oceánicas se produce la formación de nueva corteza oceánica, lo que da lugar a la formación y expansión de los océanos. En el proceso se distinguen tres fases:

1. Fase de rift, en la que se forma un valle dentro de un continente que se está partiendo.
2. Fase de Mar Rojo, en la que se desarrolla un mar estrecho y alargado, y
3. Fase de Océano Atlántico.

La mayor parte de las rocas que se forman en estas regiones es de naturaleza magmática, resultado del ascenso de magmas procedentes del Manto. Las rocas de esta capa son de naturaleza máfica y ultramáfica (muy ricas en hierro y magnesio). Su ascenso convectivo origina magmas que se forman cerca de la superficie (magmas toleíticos) y que dan lugar fundamentalmente a basaltos y gabros. El enfriamiento en el agua de estos magmas da lugar a la aparición de unas formaciones características que reciben el nombre de basaltos almohadillados. Por otra parte, el aumento de la temperatura también provoca algunos fenómenos metamórficos.

Los bordes transformantes

Si dos plazas litosféricas se desplazan siguiendo direcciones paralelas, como consecuencia del empuje horizontal ejercido por las corrientes de convección, en sus bordes no se crea ni se destruye litosfera, por lo que el borde entre ambas se denomina pasivo o transformante. En cualquier caso, el hecho de que no existan movimientos verticales no implica que no ocurran fenómenos geológicos importantes. El límite entre las placas se reconoce, en la superficie, como una falla uno de cuyos bordes se mueve respecto al otro a lo largo del eje de la propia falla. Esto hace que los materiales rocen entre sí, acumulándose entre ellos energía elástica que, de cuando en cuando, se descarga en forma de terremotos.

La región geográfica donde mejor se aprecian estos procesos geológicos en la actualidad es la Falla de San Andrés, que se extiende a lo largo de California. En esta zona la Placa del Pacífico se desplaza hacia el noroeste, al tiempo que la Placa Americana lo hace hacia el sureste. La falla marca el límite entre ambas placas, y su actividad tiene como resultado que la zona sea una de las de mayor actividad sísmica del planeta. Sin embargo, no se producen fenómenos volcánicos reseñables, ya que no hay movimientos verticales de materiales.

Los bordes destructivos

Las ramas descendientes de las corrientes de convección provocan que las placas litosféricas choquen entre sí. Evidentemente, la inercia de semejantes masas de terreno es enorme, y da lugar a fenómenos geológicos de gran intensidad. Sin embargo, los fenómenos que tienen lugar dependen, en gran medida, de la naturaleza de los materiales que forman las placas que chocan entre sí.

Básicamente, se pueden distinguir dos tipos de placas litosféricas: las oceánicas, que están formadas sobre todo por la corteza del fondo marino, y las continentales, constituidas por terrenos emergidos. Hay una diferencia fundamental entre ellas. La corteza que forma las placas oceánicas está formada por rocas basálticas, procedentes del Manto, por lo que presenta una densidad elevada. En las placas continentales, por encima de esa corteza basáltica aparecen materiales graníticos mucho menos densos. Esto hace que, en su conjunto, las placas litosféricas oceánicas sean más densas que las placas continentales. Esta diferencia de densidad tiene importancia cuando dos placas litosféricas chocan entre sí:

• Choque entre dos placas oceánicas: las dos placas son muy densas, lo que hace que la convección las arrastre a ambas hacia el interior de la Tierra. De este modo se forman surcos extremadamente profundos en el límite entre ambas placas, que reciben el nombre de fosas oceánicas. El hundimiento de los materiales rocosos hace que estos se calienten, llegando a fundirse, de modo que se producen erupciones volcánicas, dando lugar a archipiélagos volcánicos dispuestos, típicamente, en forma de arco, ya que siguen la posición del límite de las placas. Ocasionalmente se producen maremotos en estas zonas. La estructura más representativa de este fenómeno se localiza en las islas Marianas. Se trata de un archipiélago de origen volcánico, en forma de arco, junto al cual aparece la fosa oceánica del mismo nombre, donde se encuentra el punto más profundo de la superficie de la Tierra. El proceso de hundimiento de los materiales hacia el interior de la Tierra recibe el nombre de subducción.

• Choque entre una placa oceánica y una placa continental: en este caso la placa oceánica es más densa que la continental, por lo que ésta tiende a quedarse en la superficie mientras que la placa oceánica se hunde bajo ella. Se trata, de nuevo, de un proceso de subducción que da origen a la formación de una fosa oceánica y de un arco de islas, siendo Japón el ejemplo más paradigmático de este tipo de estructuras

Sin embargo, existen diferencias importantes con el caso anterior. Al estar cerca de un continente, la fosa oceánica recibe grandes cantidades de materiales erosionados que se acumulan en ella, formando un geosinclinal. La cantidad total de sedimentos es enorme, llegando a alcanzar profundidades de varios kilómetros, y dando lugar a la formación de rocas sedimentarias y, en su fondo, metamórficas. Estos sedimentos son empujados por la placa oceánica y pueden llegar a plegarse, formando grandes cadenas montañosas dispuestas a lo largo de la costa de un continente. El mejor ejemplo que se puede citar de estas estructuras es la cadena montañosa que se extiende, de forma prácticamente continua, desde Alaska hasta el extremo sur del continente americano, a lo largo de toda su costa occidental.

Otra diferencia importante entre la subducción que ocurre entre dos placas oceánicas o entre una placa oceánica y una continental es que los materiales que subducen en este caso son sobre todo sedimentos, de carácter ácido y muy viscosos. Esto hace que en estas zonas se produzcan tanto terremotos de gran intensidad como erupciones volcánicas explosivas

Este tipo de procesos permite explicar el origen y la distribución de la mayoría de las cordilleras montañosas de nuestro planeta.

En las zonas donde se produce subducción se observa una clara relación entre la profundidad de los focos sísmicos y la distancia de los mismos hasta la fosa oceánica: los terremotos más superficiales son los que se producen más cerca de la fosa, mientras que a medida que nos alejamos de ese lugar los hipocentros van siendo cada vez más profundos, situándose en un plano inclinado denominado zona de Benioff, y que representa la inclinación y la situación de la placa que subduce.

Los terremotos más profundos detectados en esta zona se sitúan en torno a los 670 Km. Por debajo de esa profundidad se supone que el aumento de temperatura provoca que los materiales se comporten de un modo plástico, deformándose sin romperse, por lo que ya no pueden dar lugar a terremotos.

• Choque entre dos placas continentales: en este caso las dos placas son poco densas, y ninguna de las dos tiende a hundirse. En vez de que ocurra eso, las dos chocan entre sí y se pliegan, dando lugar a una cordillera que queda ubicada entre dos zonas continentales. Como no hay hundimiento de materiales este proceso recibe un nombre diferente: obducción. En general, antes de que dos fragmentos de corteza continental lleguen a chocar directamente, se ha producido en su margen la subducción de un fragmento de corteza oceánica, por lo que ya existen en ellos cadenas montañosas litorales, entre las cuales se eleva una nueva cordillera, más elevada aún que la anterior.
El ejemplo más claro de obducción es la formación del Himalaya, uqe se produjo como resultado del choque del subcontinente indio con el continente asiático.

Este mismo proceso se producirá en el futuro en la Cuenca Mediterránea. El continente africano se está desplazando hacia el norte, chocando con el sur del continente europeo, lo que provocará el cierre del Mediterráneo. Los sedimentos que se están acumulando en su fondo se plegarán y formarán una cordillera entre los Alpes y el Atlas.

La Tectónica de placas permite explicar, por lo tanto, los principales acontecimientos geológicos que han ocurrido en nuestro planeta a lo largo de su historia, así como los principales fenómenos geológicos internos que ocurren en él en la actualidad. En particular, los límites de placa son las zonas donde se producen la práctica totalidad de volcanes y terremotos. Conocer a fondo la dinámica de las placas tectónicas tiene, por tanto, utilidad en la previsión y prevención de los efectos de este tipo de fenómenos

La formación de rocas en los bordes destructivos es bastante más compleja que la que ocurre en los límites constructivos. En las cuencas sedimentarias ante arco y tras arco, situadas a ambos lados de los arcos insulares, y en la propia fosa oceánica, se depositan grandes cantidades de sedimentos procedentes del propio arco de islas y del continente, lo que da lugar a la formación de rocas sedimentarias. De hecho, este es el entorno en el que se generan la mayor parte de las rocas sedimentarias del planeta.

El segundo proceso petrogenético que se produce en las zonas de subducción es la formación de magmas, que se debe al calentamiento de las rocas que se van hundiendo hacia el interior. Los magmas que se forman tienen diferente composición química, según la profundidad a la que se van fundiendo los materiales:

• Los magmas toleíticos son los que se forman a una menor profundidad, por debajo de los 50 Km, y dan lugar a los arcos insulares.
• Los magmas calcoalcalinos se forman entre los 80 y los 160 Km, aproximadamente.
• Los magmas potásicos tienen su origen a partir de los 300 Km.

Los magmas más ácidos, calcoalcalinos y potásicos, dan lugar a fenómenos volcánicos en el continente, y provocan la formación de rocas como andesitas y riolitas.

El aumento de presión y de temperatura en estas zonas también produce un doble cinturón de metamorfismo: en la zona de subducción se producen fenómenos metamórficos de alta temperatura y presión moderada que da lugar a la formación de esquistos azules, y en la zona de plegamiento, bajo la cordillera, donde tiene lugar un metamorfismo de alta presión y baja temperatura que permite la formación de esquistos verdes.

El ciclo de Wilson

 El conjunto de procesos que tienen lugar en los bordes entre placas fueron reunidos y ordenados en un modelo teórico que recibe el nombre de ciclo de Wilson, en honor de Tuzo Wilson, aunque no fuera él quien lo propuso. Se trata de un modelo teórico, que puede no producirse íntegramente, ya que los procesos que describen pueden detenerse en cualquier momento, pero que permite explicar de forma global el comportamiento tectónico de nuestro planeta.

El modelo se inicia con un cratón continental estable, bajo el cual se establece, en un momento dado, una corriente de convección ascendente. La llegada de magma a la zona provoca la apertura de una fosa tectónica (valle de rift) donde se producen fenómenos volcánicos.

A medida que continúa el ascenso del magma el valle se va ensanchando, dando lugar primero a un mar alargado y estrecho (como el Mar Rojo) y después a un océano en expansión, similar al océano Atlántico.

El empuje de esta placa oceánica en crecimiento da lugar a la apertura de una zona de subducción. En una primera fase el contacto destructivo puede producirse entre dos fragmentos de litosfera oceánica, pero esta se va destruyendo, hasta que se produce un límite entre una placa oceánica y una contiental.

Si cesa el ascenso del magma en la dorsal esta se agota, y el océano se va cerrando progresivamente, dando lugar a procesos orogénicos pericontinentales. Cuando el océano se cierra por completo se produce obducción, como consecuencia del encuentro entre dos fragmentos de litosfera continental. Se forma, entre ambas, una cordillera intercontinental que sufre procesos erosivos hasta generar un relieve aplanado, similar al del cratón original.

La tectónica de placas: un paradigma explicativo en la Geología - I

Una de las teorías científicas actuales con mayor proyección, en función del número de fenómenos que explica, en particular en el ámbito de las Ciencias de la Tierra y la Geología, es la Tectónica Global, también llamada Tectónica de Placas. Gracias a esta teoría es posible explicar el mecanismo de formación los océanos y de las cordilleras montañosas, su distribución geográfica, la distribución geográfica de los fósiles... Desde un punto de vista más aplicado, la Tectónica también permite identificar las zonas donde existe riesgo de que ocurran erupciones volcánicas o terremotos, lo que hace posible la ordenación del territorio y la adopción de medidas preventivas para reducir sus daños...

Los elementos básicos a partir de los que se elabora la teoría de la Tectónica de Placas son la diferenciación dinámica de los materiales terrestres (es decir, según su respuesta a los esfuerzos), la existencia de una fuente de calor en la Mesosfera profunda y la capacidad de los materiales de la Mesosfera de transmitir ese calor mediante convección hacia las capas más superficiales del planeta.

En cuanto al primer aspecto, en nuestro planeta pueden distinguirse tres capas que se caracterizan por responder de modo diferente ante los esfuerzos: la Litosfera, la más superficial, presenta un comportamiento rígido, es decir, los materiales que la constituyen se rompen cuando se les aplica una fuerza. Por el contrario la Mesosfera, la capa intermedia, tiene un comportamiento típicamente plástico, lo que significa que al aplicarles fuerzas se deforman permanentemente, pero sin romperse. Por último, la parte externa de la Endosfera es líquida.

La energía térmica de la Mesosfera se debe a las desintegraciones radiactivas que sufren los materiales pesados presentes en él. El núcleo también está caliente, pero su temperatura no es suficiente para explicar el flujo de calor que llega hasta la superficie. Por último, el comportamiento plástico de la Mesosfera permite que este calor se transmita hasta la superficie mediante un mecanismo de convección: los materiales  calientes, menos densos, pueden fluir hacia el exterior de la Mesosfera, empujando desde abajo la litosfera. Este es el detalle más delicado de la Tectónica, ya que supone que materiales que se encuentran en estado sólido tengan capacidad de fluir.

Modelo químico	Modelo dinámico
Corteza	Litosfera
Manto superior
Manto inferior	Mesosfera
Núcleo externo	Endosfera
Núcleo interno

La energía térmica que llega a la Litosfera, de comportamiento rígido, hace que ésta se rompa en las zonas donde se produce el ascenso de materiales calientes. Las fracturas hacen que la superficie del planeta quede dividida en fragmentos de gran extensión llamados placas litosféricas. Las líneas de fractura, llamadas bordes de placa, coinciden con las zonas en las que el material caliente sube hasta la superficie de la Tierra, o con las zonas en las que se cierra la corriente de convección, donde el material ya frío vuelve a hundirse hacia las profundidades del Manto. El movimiento horizontal del material de la Mesosfera por debajo de las placas litosféricas posee la suficiente energía como para arrastrar la placa con él, de modo que las placas son móviles. Su desplazamiento alcanza velocidades de hasta algunos centímetros por siglo, muy elevadas para fenómenos geológicos.

El material que asciende desde la Mesosfera llega a aflorar a la superficie, dando lugar a procesos volcánicos. Estas rocas fundidas que alcanzan la superficie desplaza las rocas más antiguas, dando lugar a la expansión de la superficie. Se sabe que la Tierra no ha cambiado significativamente de tamaño a lo largo de su historia geológica, lo que supone que este material emitido por el Manto debe regresar a él, lo que ocurre a lo largo de las zonas de descenso de las corrientes de convección.

Así pues, la Tectónica postula que la Litosfera está dividida en un conjunto de fragmentos de gran tamaño, llamados placas, cuyos límites se sitúan en los tramos verticales, ascendentes o descendentes, de las corrientes de convección de la Mesosfera. Los límites o bordes de placa son, debido a esto, zonas de intensa actividad geológica.

Según los procesos que ocurren en los límites de placa, se pueden distinguir varios tipos de bordes de placa:

• En las zonas donde asciende el material de la Mesosfera, las placas se separan entre sí. El borde de placas se denomina, por lo tanto, divergente. Asimismo, la llegada de materiales procedentes de la Mesosfera da lugar a la creación de nueva Corteza, por lo que también reciben el nombre de bordes constructivos.
• En las zonas donde el material regresa a la Mesosfera, a lo largo de las ramas descendentes de las corrientes de convección, las placas se aproximan entre sí, lo que explica el nombre de bordes convergentes para estos límites. Asimismo, en estas zonas se produce la destrucción de una parte de la Corteza, por lo que se habla también de bordes destructivos.
• Por último, hay zonas en las que las placas se mueven siguiendo direcciones paralelas entre sí. Estos límites se denominan bordes transformantes o, como en ellos no se crea ni se destruye Corteza, bordes pasivos.

Los movimientos de ascenso y descenso de los materiales que forman parte de la Mesosfera están estrechamente relacionados con el vulcanismo. Sin embargo, es necesario recordar que la Mesosfera se encuentra en estado sólido, mientras que el magma arrojado por los volcanes es una mezcla de rocas sólidas, materiales líquidos (lava) y gases. Existen dos mecanismos que dan lugar a la formación de magmas que, además, explican la diferencia entre las características de los volcanes que los arrojan.

Los materiales que ascienden de la Mesosfera están a temperaturas muy elevadas, pero se mantienen en estado sólido debido a la presión de las rocas que se encuentran sobre ellos. Cuando llegan hasta el exterior, esa presión desaparece por lo que estos materiales pueden llegar a fundirse. Por otra parte, los materiales que se hunden en las partes descendientes de las celdas de convección están inicialmente fríos, pero van aumentando su temperatura por rozamiento con el resto de las rocas.

También hay una diferencia en la composición de los materiales: los procedentes de la Mesosfera tienen carácter básico, dando lugar, sobre todo, a rocas basálticas. Los magmas procedentes de este tipo de rocas son poco viscosos y provocan erupciones volcánicas poco explosivas. Son típicos, por tanto, de bordes constructivos o divergentes. Los materiales de la litosfera que se hunden son, por el contrario, de naturaleza ácida, formados por rocas sobre todo graníticas, y provocan erupciones volcánicas explosivas, típicas de bordes destructivos o convergentes.

El interior de la Tierra I: Métodos de estudio

La Tierra tiene un radio de algo más de 6000 kilómetros, de los cuales apenas se ha conseguido excavar los qunice primeros. A pesar de ello, los geólogos disponen de diferentes procedimientos de estudio que les permiten obtener información del interior de nuestro planeta, hasta el punto de que actualmente se puede decir que se conocen bastantes detalles acerca de su composición, estructura y dinámica. Algunos de estos métodos de estudio son directos, como la exploración geológica, el estudio de los materiales extraídos de las minas o la realización de sondeos geológicos, pero los más importantes son métodos indirectos, entre los que destaca el método sísmico, pero que también incluyen métodos gravimétricos, magnéticos, eléctricos o el estudio de los meteoritos.

La exploración geológica consiste en la recogida y estudio de muestras superficiales, a partir de las cuales se puede conocer su naturaleza y edad, pero también sobre otros aspectos de su historia geológica, como los esfuerzos y deformaciones que han sufrido a lo largo del tiempo. Los datos recogidos se recopilan y representan en el mapa geológico, y pueden ser utilzados también para elaborar cortes geológicos que permiten reconstruir la historia de una zona determinada.

Los mapas geológicos integran información topográfica, es decir, relativa a la altura de cada punto del terreno, representada mediante curvas de nivel, litológica, al diferenciar los materiales rocosos que se pueden observar en la superficie terrestre mediante colores y signos convencionales, y estructural, puesto que identifica la presencia de pliegues y fallas en superficie, señalándolas mediante líneas y signos auxiliares.

A partir de los mapas geológicos es posible elaborar cortes geológicos, en los que se muestra la posición deducida de las capas rocosas superficiales en el interior de la corteza. De este modo, el corte geológico permite a los investigadores hacer hipótesis acerca de dos aspectos que no pueden observar directamente: la disposición de las rocas en el interior de la Tierra y la historia geológica de un lugar.

En general, los mapas geológicos son el resultado de un intenso proceso de investigación y suelen ir acompañados de un documento explicativo, la memoria del mapa, en el que se proporciona información importante acerca de la composición litológica y de la historia geológica de la zona representada en el mapa.

El estudio geológico de las minas también ha proporcionado información interesante acerca del interior de nuestro planenta, a pesar de que las más profundas no alcanzan más allá de los 4 kilómetros de profundidad. Gracias a los datos recogidos en minas se ha conocido, por ejemplo, la existencia de un gradiente geotérmico, es decir, de una variación de la temperatura del terreno en función de la profundidad, de 3ºC cada 100 metros.

Otro procedimiento directo de estudio del interior de la Tierra es la realización de sondeos geológicos, excavaciones que se realizan tanto con fines científicos como tecnológicos (por ejemplo, determinar si el subsuelo de una zona es apto para realizar determinadas obras) y en las que se extrae un cilindro de material llamado testigo. El sondeo más profundo realizado hasta la actualidad es el KSB (Kola Superdeep Borehole), al norte de Rusia, que ha llegado hasta los 15 km. Los testigos permiten crear litotecas, es decir, colecciones de material rocoso que proporcionan información de rocas y fósiles profundos.

Los materiales más profundos a los que tenemos un acceso directo son, sin embargo, los que resultan expulsados al exterior a través de las erupciones volcánicas. Su estudio ha permitido llegar a ciertas conclusiones acerca de las condiciones físicas en las que se formaron esos materiales y sobre la composición química del interior de la Tierra.

Los principales resultados aportados por los estudios directos del interior de nuestro planeta son las siguientes:

• Las rocas más abundantes en la zona externa del planeta están formadas, sobre todo, por minerales de la familia de los silicatos.
• Esas rocas mantienen su estructura y composición al menos hasta la profundidad que han alcanzado los sondeos más profundos.
• Los volcanes, según su localización geográfica, arrojan materiales de dos tipos: fundamentalmente graníticos, si se encuentran en áreas continentales, y fundamentalmente basálticos, si están en zonas oceánicas.
• En la zona superficial del planeta se observa una variación de la temperatura de los materiales con la profundidad, indicativa de la existencia de una fuente interna de energía. El valor medio detectado de ese gradiente es de 30ºC/Km.

En cuanto a los metodos indirectos de estudio del interior de la Tierra, todos se basan en la determinación de propiedades de propiedades del planeta que pueden analizarse desde el exterior. Entre ellos se pueden citar el estudio de la densidad de la Tierra, así como métodos eléctricos, magnéticos, gravimétricos o sísmicos. Del mismo modo, también se puede conseguir información sobre el interior de nuestro planeta analizando la composición de los meteoritos que llegan a la superficie terrestre.

La densidad de la Tierra puede calcularse mediante una serie sencilla de cálculos si se tiene en cuenta que se pueden estimar su masa, a partir de la fuerza de gravitación que ejerce sobre los cuerpos de su superficie, y su volumen, gracias a que se puede medir o calcular su radio. El resultado que se obtiene indica que la densidad media de nuestro planeta, 5,6 g/cm³ es bastante más alta que la densidad media de las rocas de la corteza, 2,8 g/cm³. Esto indica que las rocas del interior del planeta deben ser mucho más densas que las que podemos encontrar en su superficie.

También aporta una información de considerable interés el estudio de la fuerza de gravedad terrestre. En el siglo XIX se descubrió que el macizo montañoso del Himalaya ejercía una fuerza de atracción menor a la que le correspondería por su volumen. Este fenómeno se denominó anomalía gravimétrica negativa, y abrió el paso a un nuevo modo de estudio del interior de la Tierra.

El valor de g (la aceleración gravitatoria) que se utiliza habitualmente, 9,81 m/s² es en realidad un valor medio, razón por la que se identifica más correctamente como g₀. Considerar g constante es una simplificación derivada de entender el planeta como una masa puntual, útil para facilitar los cálculos pero demasiado simple cuando se realiza un estudio detallado. En realidad, la fuerza con la que la Tierra atrae a los cuerpos situados en su superficie depende, evidentemente, de la distancia real hasta el centro de la Tierra (que no es constante, dado que nuestro planeta no es una esfera perfecta), de la influencia de otros cuerpos astronómicos (el Sol, la luna) y de la cantidad de masa que existe bajo ese punto concreto. Al considerar esos factores se realizan una serie de correcciones sobre el valor teórico de g, a pesar de las cuales se siguen observando anomalías gravitatorias.

Una anomalía gravitatoria es, por lo tanto, una desviación del valor de la aceleración gravitatoria teórica de un punto. Es positiva cuando el valor de g medido en ese punto es mayor que el calculado y negativa cuando es menor.

Las anomalías positivas indican que en esa zona existen, en el interior de la Tierra, materiales de mayor densidad que la media, mientras que las anomalías negativas hablan de materiales de densidad baja.

A escala local, los estudios gravimétricos son de enorme interés en la prospección geológica de minas, mientras que a escala global han servido para poder identificar la distribución geográfica de rocas de diferente naturaleza, más o menos densas que lo esperado.

Gracias al estudio gravimétrico ha podido determinarse que la forma de la Tierra responde mejor al modelo denominado de geoide que al elipsoide matemático al que se equiparaba tradicionalmente.

También ha permitido conocer la distribución asimétrica de los materiales en la corteza terrestre: las regiones de corteza continental, especialmente los orógenos, son menos densas de lo esperado, mientras que la corteza oceánica presenta una densidad mayor que la media. Esta distribución se ha explicado mediante la teoría de la isostasia, según la cual la diferencia de masas que se aprecia entre diferentes bloques de la corteza se compensa isostáticamente en profundidad, como si los materiales reposaran sobre un lecho fluido (aunque en realidad se trate de un material sólido plástico). De acuerdo con el modelo de Airy, las partes de la corteza más elevadas sobre la superficie son también más profundas.

La Tierra posee un campo magnético que, en su mayor parte (aproximadamente un 95%), procede de su interior. Esta constatación, junto con la medida de la intensidad del campo magnético, lleva a deducir que el interior del planeta debe estar formado sobre todo por hierro, lo que coincide bastante bien con la elevada densidad interna del planeta.

La forma más sencilla de modelizar el campo magnético terrestre es considerar que se parece a un imán de barra, con dos polos, norte y sur, cuya posición está próxima a la de los polos geográficos, aunque es el polo sur magnético el que se encuentra en el hemisferio norte. Eisten registros geológicos que demuestran que los polos magéticos han cambiado de posiciónn a lo largo de la historia, mediante desplazamientos de unos 180º denominados inversiones magnéticas. El eje magnético de la Tierra es levemente excéntrico, y no pasa por el centro del planeta, sino unos kilómetros por encima del mismo, bajo el océano Pacífico.

La explicación más simple del origen del campo magnético terrestre se basa en el principio de la dinamo, que lleva a suponer la existencia de una masa de metal líquido girando alrededor de un núcleo metálico sólido.

Otra de las propiedades geofísicas que se pueden estudiar desde la superficie es la capacidad de transmitir la electricidad, que depende de la composición química y la estructura de las rocas, lo que permite identificar las rocas cercanas a la superficie con bastante precisión.

Un enfoque diferente para tratar de conocer las características del interior de la Tierra es utilizar como término de comparación los meteoritos que caen a la superficie de nuestro planeta. Los meteoritos son fragmentos de roca que proceden, en su mayoría, del cinturón de asteroides. Algunos de ellos son representativos de la composición original de los materiales a partir de los cuales se formó el Sistema Solar, mientras que otros han sufrido procesos de modificación que se supone que son similares a los de nuestro propio planeta. En la primera categoría se incluyen los meteoritos conocidos como condritas, especialmente las condritas carbonáceas, que conservan una proporción relativamente elevada de elementos ligeros, imprescindibles para explicar el origen de la vida, mientras que las acondritas, los sideritos y los siderolitos, mucho más ricos en elementos metálicos pesados, especialmente hierro y níquel.

 El método indirecto más utilizado para conocer el interior de la Tierra es el método sísmico, que trata de obtener información a partir de las ondas emitidas por un terremoto. Un sismo, seísmo o terremoto es una sacudida brusca del terreno causada por la liberación repentina de la energía elástica acumulada en los bordes de una falla. La energía elástica es el tipo de energía mecánica que poseen los materiales sometidos a un esfuerzo antes de romperse, y una falla es una discontinuidad entre los materiales geológicos que forman el terreno.

La energía liberada en el foco del terremoto se propaga en todas las direcciones mediante ondas materiales de varios tipos. Las características de cada una de esas ondas son de particular interés porque proporcionan información acerca de los materiales que atraviesan.

Del foco sísmico parten dos tipos de ondas, las P o primarias y las S o secundarias. Las P son ondas longitudinales y se transmiten a través de cualquier tipo de medio, mientras que las S son transversales, tienen una velocidad de propagación menor que las S y no se transmiten a través de medios fluidos. Las ondas P y S permiten conocer aspectos fundamentales de los medios a través de los cuales se transmiten:

•  Los cambios que se producen en las características del medio: cuando las ondas (de cualquier tipo) pasan de un medio a otro de características diferentes sufren un cambio en su velocidad (se refractan). Así se han identificado tres cambios bruscos de propiedades, o discontinuidades, que separan cuatro capas concéntricas, que de fuera a dentro son: corteza, manto, núcleo externo y núcleo interno.
• Los cambios graduales que ocurren dentro de un medio sin cambio de composición: dentro de cada capa, algunas características cambian gradualmente, lo que se manifiesta en que las ondas no se propagan en línea recta sino siguiendo trayectorias curvas. Esto ha permitido determinar cambios de densidad y fluidez dentro de la estructura del manto.
• El estado físico de los medios que atraviesan: como las ondas S no se transmiten a través de fluidos, podemos saber, según los tipos de ondas que se reciban en un punto, si éstas han atravesado o no materiales líquidos. De este modo se ha llegado a la conclusión de que el núcleo externo es fluido. Sin embargo, los cambios en la propagación de las ondas P indican que el núcelo interno es sólido, debido a que sus materiales, a pesar de estar a mayor temperatura que los del núcleo externo, están muy comprimidos.

Cuando las ondas P y S alcanzan la superficie del terreno dan lugar a nuevas ondas llamadas superficiales porque solo se transmiten por el suelo, y que son las principales responsables de los daños causados por el terremoto.

El estudio de la propagación de las ondas sísmicas ha permitido elaborar un modelo del interior de la Tierra según el cual nuestro planeta está diferenciado en varias capas. Los cambios en la composición permiten distinguir tres de ellas, corteza, manto y núcleo, mientras que los cambios en el comportamiento de los materiales sometidos a esfuerzos establece otras capas diferentes: litosfera, que comprende la corteza y la capa superior del manto, y que presenta comportamiento rígido (se rompe cuando se le aplica una fuerza), la mesosfera, formada por el resto del manto, y la endosfera, equivalente al núcleo, dividida a su vez en núcleo externo (líquido) y núcleo interno (sólido).

Desde el punto de vista de los fénomenos geológicos, el modelo dinámico resulta mucho más interesante que el basado en la composición. Los aspectos fundamentales de este modelo son que la mesosfera libera grandes cantidades de calor, generado como consecuencia de la desintegración radiactiva de sus materiales. Este calor se transmite hacia la superficie de la Tierra mediante convección ya que, aunque el manto no sea realmente un fluido, presenta un comportamiento plástico, pudiendo deformarse y fluir ante tales cantidades de energía. Para hacernos una idea, podemos visualizar los materiales del manto como si estuvieran formados por plastilina, material evidentemente sólido pero que responde de modo plástico a los esfuerzos. Cuando los materiales calientes que se desplazan desde la mesosfera profunda hacia el exterior transmiten su energía a la Litosfera, ésta responde de forma rígida, rompiéndose en fragmentos llamados placas. Este modelo es, por tanto, la base explicativa de la Tectónica Global.

Los datos más importantes sobre el interior de la Tierra, obtenidos tanto por métodos directos como indirectos, son los que se resumen a continuación:

• Las rocas más abundantes en el exterior de la Tierra están compuestas por silicatos.
• Existe una diferencia de densidad entre los materiales continentales y los oceánicos, que refleja una diferencia en su composición: las rocas continentales son graníticas, mientras que las oceánicas son basálticas.
• Las rocas mantienen su estructura al menos en los primeros kilómetros.
• La temperatura de los materiales aumenta con la profundidad.
• El interior de la Tierra es mucho más denso que los materiales que forman las rocas superficiales.
• La Tierra tiene un campo magnético producido por una masa de metal líquido en movimiento en torno a un núcleo metálico en estado sólido.
• El interior de la Tierra está estructurado en capas concéntricas con diferente composición y/o propiedades físicas.
• Los materiales que pueden formar el interior de la Tierra son el resultado de procesos de fusión.
• Una de las capas internas del planeta, el núcleo externo, se encuentra en estado líquido.

Evolución geológica de la Tierra: la evolución de la atmósfera

Hace unos 4500 millones de años, una vez que se habían producido las consecuencias "a corto plazo" del Gran Acontecimiento Térmico, nos encontramos con un planeta bastante similar al actual, desde el punto de vista geológico: la Tierra presenta una estructura interna diferenciada en capas (núcleo, manto y corteza) y dos capas externas formadas por materiales ligeros: la hidrosfera, capa de agua en estado líquido o sólido que cubre la mayor parte de la superficie, y la atmósfera, capa gaseosa que rodea por completo al planeta. De hecho, apenas se aprecian diferencias entre el aspecto del planeta en ese momento y la actualidad, excepto por la composición de la atmósfera.

Es difícil conocer en detalle la composición de la atmósfera primitiva, aunque hay algunos datos que sí que poseemos: no tenía oxígeno y su composición probablemente fuera similar a la de los gases emitidos por los volcanes. También hay que tener en cuenta las sustancias que pudieron ser aportadas por los cometas.

En estas condiciones, con la Tierra aún a mayor temperatura que en la actualidad, se supone que la atmósfera debió estar formada sobre todo por vapor de agua, dióxido de carbono y otros gases como nitrógeno, óxidos de azufre y nitrógeno, etc.

La abundancia de dióxido de carbono y vapor de agua tiene gran importancia a la hora de entender la evolución del clima de nuestro planeta. Una atmósfera como la descrita en el párrafo anterior sería bastante similar a la del Venus actual, planeta en el que se da un efecto invernadero tal que eleva su temperatura a varios cientos de grados centígrados. En esas condiciones, la aparición de la vida hubiera resultado imposible. La aparente paradoja se resuelve si tenemos en cuenta que en la época en cuestión, hace unos 4.500 millones de años, el Sol debía ser una estrella más fría que en la actualidad, de modo que un efecto invernadero de gran intensidad habría permitido mantener una temperatura adecuada para que el agua recién formada o recién recibida pasara al estado líquido, sin llegar a congelarse totalmente.

La evolución posterior de la atmósfera debió permitir mantener un estado de equilibrio térmico más o menos estable, de modo que, a medida que se consumía el calor del gran acontecimiento térmico, el Sol iba aumentando su temperatura. La atmósfera actuaría como mecanismo de regulación, mediante la condensación del vapor de agua, manteniendo una temperatura media en el planeta que hiciera posible la permanencia de la hidrosfera y, con ella, la evolución de los seres vivos.

Precisamente los organismos fueron los responsables de los siguientes grandes cambios en la composición atmosférica: por una parte, en primer lugar, la aparición de los organismos autótrofos, capaces de utilizar el dióxido de carbono para producir sus propias moléculas, retiró progresivamente este gas de la atmósfera, reduciendo la intensidad del efecto invernadero producido por él y contribuyendo a mantener el equilibrio climático del planeta.

Por otra parte, hace unos 3.000 millones de años se produjo un hito evolutivo fundamental en la historia de nuestro planeta: la aparición de los organismos aerobios. Se trataba, inicialmente, de cianobacterias capaces de utilizar el agua en el proceso de la fotosíntesis, lo que incrementaba su rendimiento energético a costa de producir oxígeno, sustancia ausente de la atmósfera hasta ese momento y que resultaba tóxica para todos los organismos existentes hasta entonces. Además de las implicaciones biológicas que tuvo ese proceso (aparición de los eucariotas), la cantidad de oxígeno generada por estos seres vivos fue tal que este gas se fue acumulando en la atmósfera en grandes cantidades. Hace unos 600 millones de años la concentración de oxígeno en la atmósfera era tan alta que resultaba suficiente para que se formara una capa de ozono (O₃), sustancia que absorbe una buena parte de la radiación ultravioleta procedente del Sol, protegiendo a los seres vivos de las mutaciones provocadas por ella.

En resumen, el proceso de evolución atmosférica en la Tierra muestra una relación de interdependencia entre varios procesos y características peculiares de nuestro planeta: los cambios en la emisión de energía por parte del Sol, la concentración atmosférica de gases de invernadero (en particular del CO₂) y la actividad de los seres vivos, que influyó claramente sobre la concentración de dióxido de carbono.