Las raíces históricas de la Tectónica

A lo largo de la Historia, la Geología se ha enfrentado a diferentes problemas que actualmente son explicados mediante la tectónica de placas: el encaje entre los continentes, la distribución geográfica de ciertos fósiles o de las cadenas montañosas o el proceso de formación de las montañas son algunas de estas cuestiones, que recibían diferentes soluciones antes del desarrollo de esta teoría.

El puzle de los continentes

Desde la publicación de los primeros mapas de América llamó la atención el parecido entre la forma de las costas sudamericana y africana. En el siglo XVII Thomas Burnet propuso este hecho como una prueba del diluvio. Su explicación fue aceptada durante casi doscientos cincuenta años.

1. La corteza terrestre fue destruída, liberando al exterior grandes cantidades de agua presentes en el interior de la Tierra.
2. El agua se extendió por el exterior, cubriendo por completo la superficie del planeta.
3. El agua volvió a penetrar hacia el interior a través de grietas y fisuras, formando los continentes actuales.

Las investigaciones de Humboldt en el siglo XIX confirmaron que el encaje entre continentes es algo más que una casualidad, al demostrar que existe continuidad entre las estructuras geológicas de los dos lados del Atlántico sur.

La distribución de los fósiles

En el siglo XVIII Buffon observó que en Norteamérica y Europa se podían encontrar fósiles parecidos. Buffon propuso que esta coincidencia se debía a que, en el pasado, ambos continentes habían estado unidos mediante "puentes de tierra". Para explicar la desaparición de los puentes se supuso que la parte externa de la Tierra "flotaba" sobre un material líquido y denso, de modo que los puentes se hundirían en él. Durante el siglo XIX se utilizó la misma teoría para explicar la existencia de fósiles similares en otros continentes, como Sudamérica, Áfica y Asia.

La isostasia y el equilibrio hidrostático

En el siglo XIX se descubrió que el Himalaya presentaba lo que hoy se conoce como una "anomalía gravimétrica negativa", es decir, ejerce una atracción gravitatoria menor de la esperada en función de su volumen. Este hecho llevó a proponer la teoría de la isostasia, según la cual las masas continentales, sólidas, flotan sobre una capa de naturaleza diferente, que se comporta como un fluido de gran densidad. Se propusieron dos modelos diferentes para explicar la disposición de las masas montañosas: la hipótesis de Pratt suponía que la corteza estaba formada por bloques de diferente densidad entre sí, de modo que los menos densos ocuparían las zonas más altas de la cordillera, pero todos los bloques alcanzarían la misma profundidad. La hipótesis alternativa, propuesta por Airy, suponía que la corteza alcanzaba diferente profundidad en las zonas más elevadas, por lo que fue conocida como la hipótesis de las "raíces de las montañas".

La teoría de la isostasia permitió explicar la persistencia durante mucho tiempo de los relieves montañosos, a pesar de la intensa erosión a la que se ven sometidos. La pérdida de peso de las montañas provocada por la erosión las empujaría hacia arriba, mientras que el aumento de peso de las cuencas sedimentarias causaría su hundimiento.

La idea de una Tierra con un interior líquido llevó a proponer un mecanismo de formación de las montañas basado en el enfriamiento de las rocas. Según esa hipótesis, la Tierra se habría formado como una masa fundida que se ha ido enfriando a lo largo del tiempo, empezando por el exterior. Al hacerlo, se habría contraído, provocando que la capa externa se "arrugara" y se resquebrajara, dando lugar a las montañas y a las fallas.

El modelo de la Tierra antes de la Tectónica

El conjunto de datos disponibles en el siglo XIX llevó al geólogo noteamericano Dana a proponer un modelo geológico de la Tierra que los combinaba todos y que dominó la geología hasta los años 70' del siglo XX.

Dana consideraba que nuestro planeta era un sistema estático en el sentido de que en él no se producían movimientos laterales de los materiales que lo forman. El interior de la Tierra estaría fundido, y se iría enfriando lentamente. Como consecuencia, el planeta en su conjunto se contraería, dando lugar a la formación de las montañas.

El estado fundido de los materiales internos también explicaría la aparición y desaparición de los puentes de tierra entre continentes.

A pesar de su éxito, el modelo de Dana no conseguía explicar la distribución de las montañas, ni aportaba pruebas para demostrar la existencia de los puentes de tierra.

Las primeras hipótesis movilistas

Frente a la idea consolidada de la aparición y desaparición de los puentes de tierra, algunos científicos propusieron, ya durante el siglo XIX, la hipótesis de que los continentes se habían podido desplazar a lo largo del tiempo. Uno de los primeros en hacerlo fue Lamarck, mucho más conocido por su teoría evolutiva. Sugirió que los continentes podrían haberse "desplazado" debido a procesos de erosión y sedimentación diferencial: el mar habría ido erosionando la costa este de los continentes, mientras que el depósito de sedimentos en las costas occidentales habrían provocado su crecimiento en esa dirección.

Suess por su parte, propuso que los continentes actuales habrían crecido a partir de núcleos antiguos alrededor de los cuales se habrían ido depositando, a lo largo del tiempo, sedimentos en cuencas más jóvenes. Suess llegó a publicar un mapa que mostraba su hipótesis en el que se diferenciaban ambos tipos de terrenos.

Finalmente, Snider-Pellegrini propuso la existencia en épocas remotas la existencia de un supercontinente único, al que llamó Pangea, cuya rotura habría dado lugar a las masas actuales, lo que explicaría el encaje entre los continentes, pero sin aportar un posible mecanismo para explicar la rotura o el desplazamiento.

La hipótesis de Wegener

Alfred Wegener fue un investigador austriaco que comenzó su carrera en el campo, novedoso por aquella época, de la meteorología y la climatología, pero que pronto se orientó hacia los estudios geológicos, intrigado por las observaciones que realizó en sus viajes a Groenlandia.

Descontento con las explicaciones dominantes en su tiempo, trató de elaborar una teoría que partía de los datos que se consideraban correctos, es decir, que la capa exterior de la Tierra, sólida, reposaba sobre un conjunto de materiales que se encontraban en estado líquido, pero rechazó las explicaciones que se daban entonces a los problemas del encaje continental y a la formación de las montañas. En lugar de suponer una Tierra estática y en contracción propuso que el planeta no cambiaba de volumen, sino que su capa externa se desplaza sobre los materiales interiores.

Las razones por las que esta idea básica, modificada hasta transformarse en la actual teoría de la tectónica de placas, tardaron tanto tiempo en ser aceptadas por la comunidad científica, solo pueden ser comprendidas desde una perspectiva histórica y filosófica, que tenga en cuenta el modo en que unas ideas científicas van siendo sustituidas por otras.

El método científico y la producción de nuevo conocimiento científico

La ciencia, cuyo objetivo fundamental es explicar el funcionamiento del mundo, se enfrenta a un problema que no puede ser resuelto exclusivamente con el uso de la lógica: desarrollar un conocimiento universal a partir de conocimientos particulares. Para conseguir este propósito, dado que la inducción (la generalización de los conocimientos particulares) no es un proceso lógicamente válido, se ha desarrollado un método que combina los dos procedimientos, la inducción y la deducción, y que recibe el nombre de método hipotéticodeductivo o, simplemente, método científico.

El procedimiento consiste en partir de observaciones particulares en las que se aprecian regularidades. A partir de ellas se produce una generalización posible, derivada de esas observaciones, que se conoce como hipótesis. Para comprobar la hipótesis, de cuya validez no podemos estar seguros, se supone que es cierta, y se sigue un proceso deductivo que lleve a una conclusión observable, diferente de la inicial, que debe cumplirse. Esta conclusión no ha sido observada aún; para hacerlo es necesario diseñar una situación artificial, en la que se eliminen todos aquellos factores externos que puedan influir, de modo que si se consigue observar la conclusión deducida solo pueda deberse a que la hipótesis es cierta. Esta situación controlada es un experimento.

En la práctica, la situación es más complicada que lo que refleja este esquema. En las áreas donde el conocimiento es incompleto, las teorías hacen que los investigadores se planteen preguntas específicas de investigación que se responden mediante hipótesis no comprobadas. Estas hipótesis son explicaciones tentativas que podrían responder a las preguntas de investigación. Normalmente su desarrollo no es aleatorio, sino que las hipótesis se elaboran teniendo como guía la teoría dominante en un momento dado, lo que hace que las nuevas hipótesis, en general, no se aparten demasiado de los modelos teóricos que explican un fenómeno en una época dada.

Otro problema que puede dificultar seguir un método hipotético-deductivo "sencillo" es, por ejemplo, la complejidad de realizar experimentos que confirmen la validez de una hipótesis (porque los objetos de estudio son demasiado grandes o demasiado pequeños, están demasiado lejos o son, simplemente, inaccesibles). En estos casos las hipótesis suelen considerarse aceptables si son verosímiles y congruentes con el conocimiento previo, y cambiar una teoría requiere, entonces, demostrar la falsedad de sus resultados.

Wegener tuvo que enfrentarse a problemas de este tipo al proponer su teoría: no existían experimentos que pudieran demostrar la validez de su teoría, ni podía, técnicamente, llevarlos a cabo, de modo que era necesario que consiguiera demostrar lógicamente que las conclusiones de los partidarios de una Tierra inmóvil estaban equivocadas.

Es posible interpretar lo que ocurrió, históricamente, con la teoría de Wegener tomando como referencia la teoría de las revoluciones científicas propuesta por Thomas Khun, uno de los filósofos de la ciencia más importantes del siglo XX. Para este autor un paradigma científico es un conjunto de problemas científicos y de los métodos que los científicos usan para investigarlos. En los periodos de "ciencia normal" los científicos trabajan dentro del paradigma para resolver los problemas de investigación. En general, si los problemas se resuelven dentro del paradigma las nuevas hipótesis se incorporan al conocimiento establecido, y lo refuerzan, mientras que los problemas que no pueden ser resueltos en el seno del paradigma dominante, en la mayor parte de los casos, se posponen o simplemente se abandonan.

En opinión de Khun, los paradigmas solo pueden ser modificados mediante procesos revolucionarios, similares a las revoluciones políticas que se han producido a lo largo de la historia. Si se acumulan problemas sin resolver, o si surge una explicación "potente" fuera del paradigma dominante, puede producirse un periodo de "ciencia revolucionaria". En ese caso surge un nuevo paradigma cuyos partidarios se enfrentan a los del paradigma original. Si las nuevas ideas resuelven los problemas pendientes pueden cobrar fuerzas y ganar partidarios, hasta que finalmente pueden triunfar con lo que se instaura de nuevo un periodo de ciencia normal, aunque con el nuevo paradigma ocupando la posición dominante y sustituyendo al anterior.

Desde el punto de vista de las ideas de Khun es posible comprender por qué las ideas de Wegener sufrieron un rechazo tan contundente y por qué la teoría de placas tardó tanto en ser aceptada por la comunidad científica de la época.

Wegener partió para elaborar su teoría de un problema sin resolver, el de los mantos de corrimiento observados en algunas cordilleras, concretamente en los Alpes. Un manto de corrimiento es un desplazamiento horizontal de gran magnitud (superior a los cabalgamientos) de los materiales terrestres, de modo que unas capas de terreno se sitúan por encima de otras, alcanzando hasta cientos de kilómetros de extensión. Las ideas dominantes en su época consideraban que los mantos de corrimiento se formaban como consecuencia de la contracción de la Tierra. Sin embargo, las estimaciones hechas por Wegener le llevaron a pensar que el ritmo de contracción del planeta necesario para explicar la magnitud de estas estructuras debería haber sido mucho más rápido que el previsible.

En lugar de pasar por alto este problema, Wegener lo resolvió dando una explicación fuera del paradigma: supuso que los continentes se habían desplazado horizontalmente a lo largo de la historia, y que los mantos de corrimiento eran una consecuencia de ese desplazamiento. La respuesta a la propuesta de Wegener fue el rechazo general, a pesar de que su idea resolvía otros problemas pendientes en el paradigma original.

La naturaleza del problema hacía imposible la comprobación experimental de la nueva hipótesis, de modo que Wegener trató de suplir este problema presentando como pruebas deducciones lógicas de su teoría, que solo podrían explicarse si esta fuera cierta:

1. El análisis estadístico de la topografía terrestre muestra que hay dos niveles predominantes, que corresponden a los continentes y al fondo oceánico. Este hecho no encaja con la teoría tradicional, pero sí con un modelo de continentes móviles situados por encima de un nivel de base fijo.


2. Si la teoría de la isostasia permite el movimiento vertical de los continentes sobre una base fluida, no hay razón para que no permita el movimiento horizontal, si hay fuerzas que lo provoquen. Ahora bien, la existencia de dichas fuerzas horizontales está demostrada por la compresión horizontal de las rocas en las grandes cordilleras montañosas.


3. Wegener creyó haber encontrado pruebas comprobables de que Groenlandia se estaba separando de Europa, basándose en sus mediciones geodésicas, que más adelante demostraron estar equivocadas.



4. Pruebas geológicas: en relación con la vieja idea del encaje continental, Wegener demostró que el parecido entre las dos orillas del Atlántico sur no era solo geográfico, sino también geológico, especialmente en lo que se refiere a la situación de zonas orogénicas.

5. Pruebas paleontológicas: Hizo notar que muchos fósiles del Paleozoico Superior y del Mesozoico son comunes en todos los continentes meridionales, a pesar de estar separados entre sí. Rechazó la explicación tradicional dada a este fenómeno, basada en los puentes de tierra, considerándolos insostenibles por razones geofísicas.



6. Pruebas paleoclimáticas: Señaló que existían pruebas de que se habían dado climas polares simultáneamente en lugares tan alejados entre sí en la actualidad como Sudamérica, África del sur, la Antártida, el sur de Australia o la India.

Las primeras ediciones de la obra de Wegener no provocaron una respuesta excesivamente virulenta por parte de la comunidad científica, pero a partir de 1923 la gran mayoría de los geólogos criticaron ferozmente a Wegener, tratando de desacreditar sus pruebas, pero sin ofrecer a cambio explicaciones alternativas satisfactorias para los problemas que él señalaba. Los apoyos a su teoría fueron, en cambio, escasos y puntuales, destacando el papel de Arthur Holmes, que propuso por primera vez un mecanismo plausible para explicar el movimiento de los continentes, las corrientes de convección del manto impulsadas por procesos de desintegración radiactiva, o Alex du Toit, que complementó y perfeccionó las pruebas geológicas y paleontológicas propuestas inicialmente por Wegener.

Tras la Segunda Guerra Mundial empiezan a producirse cambios metodológicos en el ámbito de la Geología, como el uso del paleomagnetismo para estudiar el fondo marino. Este hecho se ajusta bien al concepto de paradigma científico propuesto por Khun, ya que esta idea no incluye solo las teorías, sino también los métodos de estudio. En este caso, como se ve, una nueva metodología aporta datos incompatibles con el paradigma anterior, con lo que contribuye a socavarlo.

El estudio de la orientación magnética de las rocas presentes en el fondo oceánico indicaba, sin ningún tipo de dudas, que la posición relativa de los polos magnéticos ha ido cambiando con el tiempo. En principio ese dato admite dos interpretaciones posibles: una compatible con el modelo fijista de la Tierra, y que supone que los continentes han permanecido fijos mientras que los polos magnéticos se han ido desplazando (hipótesis de los polos errantes) y otra explicación movilista, según la cual los polos magnéticos habrian permanecido fijos en su posición, mientras que los continentes se habrían ido desplazando.

En este caso, sin embargo, se dio con un argumento que hacía imposible una de las dos soluciones propuestas: se analizó cual hubiera sido la posición del polo magnético suponiendo que la posición de los continentes ha sido fija. Al hacerlo se observó que el polo norte parecía haber seguido dos trayectorias diferentes, según se observara su movimiento desde Eurasia o desde Norteamérica. Sin embargo, esta incongruencia desaparecía al considerar que ambos continentes estuvieron unidos en el pasado, tal y como proponía la teoría de Wegener.

El estudio de la polaridad magnética de las rocas oceánicas también permitió descubrir que rocas de diferentes edades indicaban posiciones de los polos magnéticos que iban invirtiéndose repetidamente, creando un patrón simétrico en el fondo marino. Con el tiempo, esta información se interpretó como consecuencia de cambios de posición de los polos (inversiones), y no en las características de las rocas. Al mismo tiempo, esta técnica aportó un método de datación absoluta que permitió observar diferencias de edad en los fondos oceánicos.

Los sondeos submarinos proporcionaron además otros tres importantes datos que posteriormente resultaron de interés en el desarrollo de la tectónica:

• La presencia de cordilleras volcánicas (dorsales oceánicas) en el centro de todos los océanos.
• La ausencia de rocas de naturaleza granítica en la corteza oceánica.
• La inexistencia de rocas oceánicas anteriores al periodo Cretácico (hace unos 180 millones de años).

En la década de los 60' del siglo XX todos estos hechos llevan a confirmar la hipótesis de que los fondos oceánicos se han expandido a partir de las dorsales, lo que entra en clara contradicción con la hipótesis de la Tierra en contracción.

La tectónica de placas

En 1965 Tuzo Wilson propone por primera vez la teoría de la tectónica de placas tal y como se conoce en la actualidad. Observó que los movimientos de la corteza se producen solo en tres tipos de estructuras geológicas, relacionadas con fenómenos volcánicos y sísmicos:

• Las cordilleras, relacionadas con los arcos insulares de naturaleza volcánica.
• Las dorsales oceánicas.
• Las grandes fallas oceánicas de salto horizontal.

Los tres tipos de estructuras parecían terminar bruscamente, y Wilson propuso que estaban relacionadas entre sí mediante un conjunto de fallas que "transforman" una estructura en otra, dividiendo la parte externa de la Tierra en fragmentos. Dichos fragmentos recibieron el nombre de placas, y las fallas propuestas por Wilson se denominan fallas transformantes.

W.J. Morgan generalizó el modelo de Wilson a una superficie esférica, y propuso que la parte más externa de la Tierra está dividida en veinte bloques de diferentes tamaños, separados entre sí por tres tipos de límites:

1. Las dorsales oceánicas, donde se genera nueva corteza.
2. Las fosas oceánicas, donde se destruye la corteza.
3. Las fallas transformantes, en las que ni se crea ni se destruye corteza.

Un aspecto importante de la hipótesis de Morgan es que el balance neto entre la creación y la destrucción de corteza es nulo, es decir, en las fosas oceánicas se destruye la misma cantidad de corteza que se ha creado en las dorsales. Esto se oponía frontalmente a todas las hipótesis fijistas, tanto a las que proponían un planeta en contracción como a las que surgieron a mediados del siglo XX y que, por el contrario proponían que la Tierra está expandiéndose.

Morgan denominó tectosfera a la parte más externa de la Tierra, de carácter rígido. Aunque esta denominación cayó en desuso, siendo sustituida por litosfera, dio lugar a la expresión "tectónica de placas". También aplicó el teorema de Euler a las placas, demostrando que un bloque situado en la superficie de una esfera puede moverse en cualquier dirección en un movimiento que, en realidad, no es más que la rotación respecto a un eje. Utilizando datos del Atlántico incluso pudo llegar a calcular el cambio en la velocidad de expansión del fondo oceánico.

El modelo de Morgan hizo inadecuada la expresión "deriva continental" que identificaba la teoría de Wegener por dos motivos: en primer lugar, los continentes se mueven, pero dentro de una placa más grande que puede incluir también una parte de litosfera oceánica; en segundo lugar, su movimiento no se puede describir como una "deriva" a través de los océanos, porque el movimiento sigue una dirección concreta, la de las corrientes de convección del manto.

A principios de los años 70' del siglo XX prácticamente todos los geólogos aceptaban la validez de la tectónica de placas. Puede justificarse el largo rechazo a las teorías de Wegener destacando las incorrecciones que incluía en su formulación primitiva, como el hecho de que no es la corteza granítica (SIAL) la que se desplaza sobre la corteza basáltica (SIMA), sino que es la litosfera la que se mueve sobre el resto del manto, o como el error de Wegener al tratar de señalar la fuerza que empuja las placas, y su intensidad. Sin embargo, lo cierto es que ambas cuestiones tampoco quedaban resueltas en el paradigma anterior, al que se enfrentó Wegener al proponer su hipótesis. En vez de esto, haciendo caso a lo que señala Khun, es posible explicar las reticencias de los geólogos educados en el paradigma de la Tierra estática y en contracción y su resistencia a cambiar las ideas en las que habían sido educado. Como uno de ellos, R. T. Chamberlin, señaló:

"Si hemos de creer en la hipótesis de Wegener, hemos de olvidar todo lo que hemos aprendido en los últimos setenta años y volver a empezar desde el comienzo".

Los modelos del interior de la Tierra

Los diferentes métodos de estudio del interior de la Tierra han llevado a los geólogos a proponer dos modelos diferentes acerca de sus estructura, según el criterio determinante sea la composición química (modelo geoquímico) o el comportamiento físico de los materiales terrestres (modelo geodinámico). Ambos modelos son correctos, en el sentido de que reflejan realmente las características que se describen en cada uno de ellos, pero tienen diferentes tipos de aplicaciones. Mientras que el modelo geoquímico nos aporta más información acerca de la naturaleza de los materiales terrestres, y de su origen, el modelo geodinámico permite conocer el funcionamiento actual de nuestro planeta.

Composición de la Tierra

En Geología, el estudio de la composición incluye el estudio de tres niveles de organización diferentes: el análisis de los elementos químicos presentes en nuestro planeta, y de su abundancia relativa, el estudio de las sustancias químicas formadas por esos elementos y, lo que es específico de la Geología, el análisis de los minerales presentes en las rocas.

Las rocas y minerales son los elementos básicos que determinan la estructura y la dinámica de las entidades geológicas. La mineralogía es la rama de la Geología que se ocupa específicamente del estudio de los minerales, mientras que la petrología es la que se ocupa del estudio de las rocas. Sin embargo, su estudio desde el punto de vista de la composición plantea algunas dificultades porque tanto unos como otras son mezclas de sustancias químicas de composición variable dentro de ciertos límites.

Los elementos químicos más abundantes en nuestro planeta son el Hierro, el Silicio, el Oxígeno y el Magnesio. Sin embargo, estos elementos están distribuidos de forma muy irregular, de modo que en la corteza son más abundantes los elementos ligeros (Oxígeno, Silicio, Aluminio), mientras que en el núcleo predominan los pesados (Hierro, Níquel). De estos elementos, los que contribuyen en mayor medida a la formación de las rocas son el Silicio y el Aluminio, que también son de los más abundantes en la corteza, mientras que los elementos necesarios para los seres vivos, Carbono, Hidrógeno, Nitrógeno y Oxígeno son, excepto en el caso de este último, bastante poco abundantes.

La frecuencia relativa de sustancias químicas presentes en una zona determinada de la Tierra está relacionada, por una parte, con la abundancia de elementos químicos que pueden reaccionar entre sí para formarlas, pero también con las condiciones físico-químicas que se dieron en el momento y lugar de su formación. Tanto en la corteza como en el manto, las sustancias químicas más abundantes que podemos encontrar son silicatos. Sin embargo, mientras que en la corteza la segunda sustancia más abundante es el óxido de aluminio (Al₂O₃), en el manto es mucho más abundante el óxido de magnesio (MgO), un elemento más pesado. Se sabe poco acerca de las sustancias químicas que pueden aparecer en el núcleo, aunque se supone que el compuesto mayoritario podría ser el sulfuro de hierro (SFe).

Composición mineralógica y petrológica

Un mineral es una "especie química" natural que suele presentarse en forma sólida (aunque el petróleo y el agua son excepciones bastante importantes) y que suelen ser de naturaleza inorgánica (pero de nuevo los combustibles fósiles representan excepciones a la definición general). No se trata de sustancias químicas puras, sino que en muchos casos son mezclas de sustancias parecidas, o pueden incluir pequeñas proporciones de impurezas que dan lugar a minerales diferentes.

Al caracterizar un mineral no solo es importante su composición química, sino también su estructura, es decir, la disposición en la que se disponen sus átomos formando redes cristalinas. Así, la calcita y el aragonito son minerales diferentes a pesar de tener la misma composición, al igual que son diferentes el grafito y el diamante.

Las rocas, por su parte, son asociaciones de minerales que, estadísticamente, suelen presentarse juntos. No tienen composición química fija, y su composición mineralógica (la proporción de minerales que las forman) varía dentro de ciertos límites difusos.

Los minerales más abundantes del planeta son los silicatos, que constituyen la gran mayoría de las rocas existentes. Desde un punto de vista genético, los minerales y las rocas originales son los de naturaleza magmática, ya que tanto las rocas sedimentarios como las metamórficos  se forman a partir de otras rocas.

La siguiente tabla muestra los minerales magmáticos más abundantes y las principales rocas a las que dan lugar.

El término félsico hace referencia a minerales formados por elementos ligeros, como el silicio, el aluminio o el potasio, mientras que máfico se usa para silicatos ricos en magnesio y hierro. Los minerales félsicos se relacionan con lo que tradicionalmente se denominaban minerales ácidos. Son de color claro, y proceden de magmas vicosos. Por su parte los minerales máficos son generalmente oscuros y están relacionados con magmas básicos, poco viscosos.

En la corteza aparecen rocas magmáticas, pero también sedimentarias y metamórficas. Las rocas magmáticas más habituales son el granito y la granodiorita, entre las de carácter ácido, y la sienita, el basalto, el gabro y la peridotita entre las básicas. Las rocas metamórficas más comunes son gneises, esquistos y mármoles, y entre las sedimentarias predominan las arenas, las arcillas y los carbonatos. Aproximadamente la mitad de las rocas corticales son ácidas, y el resto básicas.

Las rocas más comunes en el manto son las peridotitas, formadas sobre todo por olivino.

El modelo geoquímico del interior de la Tierra

El modelo geoquímico se basa en las diferencias de composición química, mineralógica o estructural de los materiales presentes en el interior de nuestro planeta. Este criterio permite diferenciar tres grandes unidades: la corteza, el manto y el núcleo.

Núcleo

El núcleo ha podido ser estudiado mediante análisis sismológicos y a través del estdio de los meteoritos. Sus principales características físicas son su carácter metálico, buen conductor del calor y su capacidad para generar campos magnéticos.

En el núcleo se distinguen dos zonas, el núcleo externo y el interno, con características diferentes:

	Núcleo externo	Núcleo interno
Temperatura	4.000º - 6.000º C	6.000º - 6.600 ºC
Presión	2·106 atm	3,6·106 atm
Densidad	9,9 g/cm3	13 g/cm3
Profundidad	2.898 - 5.120 Km	5.120 - 6.370 Km

No existen evidencias directas sobre la composición del núcleo, aunque sí algunas pruebas indirectas: los datos sísmicos hacen pensar en un material denso, mientras que los datos magnéticos hacen pensar enn un material ferromagnético. Combinados con el estudio de la composición de los meteoritos se llega a la conclusión de que el principal componente debe ser el hierro. Sin embargo, la densidad del núcleo es inferior a la del hierro puro, por lo que hay que deducir la presencia de otros materiales aleados con él. Los principales candidatos son:

• El níquel está presente en los meteoritos, pero su presencia no es suficiente para rebajar la densidad hasta el valor estimado.
• Podría tratarse del oxígeno, pero los óxidos de hierro solo tienen carácter metálico a presiones muy elevadas. Esto no permite explicar las condiciones en las que se tendría que haber formado el núcleo.
• Un tercer candidato es el azufre, cuya abundancia en el manto es menor a la esperada, por lo que se cree que el resto podría encontrarse en el núcleo.

Probablemente el núcleo externo esté formado por varios tipos de sustancias, entre ellas óxidos y sulfuros de hierro. En cuanto al núcleo interno, existen dos hipótesis distintas sobre su composición: o bien está formado solo por hierro, o bien está formado por hierro y algún elemento más ligero.

El manto

El estudio del manto se lleva a cabo mediante el estudio de meteoritos, pero también mediante estudios sísmicos y gravimétricos. Estos datos han permitido distinguir químicamente dos regiones, el manto superior y el manto inferior, separadas entre sí por una amplia zona de transición, que se extiende aproximadamente desde los 400 hasta los 2.000 kilómetros de profundidad. Las características de las dos zonas del manto se recogen en la siguiente tabla:

	Manto externo	Manto interno
Temperatura	2.000º - 2.500º C	2.600º - 3.300 ºC
Presión	0,5·105 - 0,5·106 atm	1,4·106 atm
Densidad	3,5 g/cm3	5,6 g/cm3
Profundidad	70 - 400 Km	2.000 - 2.900 Km

La composición de las condritas, la naturaleza de los magmas que proceden del manto y algunos sondeos realizados en zonas erosionadas de los fondos marinos llevan a pensar que esta región está constituida fundamentalmente por rocas del tipo de las peridotitas. Es probable que exisatan diferencias en la composición mineralógica de las rocas del manto, de modo que en el manto externo aparecería fundamentalmente olivino, en la zona de transición habría fundamentalmente espinelas y el manto inferior estaría formado sobre todo por perovskitas.

Corteza

El estudio de la corteza, al menos en su zona más externa, puede realizarse mediante técnicas directas, pero la investigación de las zonas más profundas requiere también métodos indirectos como el paleomagnético, el análisis de meteoritos o el estudio sismológico.

En esta zona se aprecian también dos unidades diferentes pero, a diferencia de lo que ocurre en el manto y el núcleo las dos zonas no están superpuestas la una a la otra, sino que la diferenciación es lateral.

	Corteza continental	Corteza oceánica
Temperatura	500º C en la base	500º C en la base
Presión	< 0,5·105 atm	< 0,5·105 atm
Densidad	2,7 - 3 g/cm3	3 g/cm3
Profundidad	0 hasta 10 - 70 Km (según zonas)	0 hasta 5 - 8 Km

La corteza oceánica está formada hasta por tres capas superpuestas. La más externa, que puede faltar, está formada por sedimentos. Esta zona está ausente cerca de las dorsales, y es más gruesa en los márgenes de las cuencas oceánicas. Por debajo de esta capa aparece una zona basáltica que se apoya, finalmente, en una capa de gabros. Estos dos tipos de rocas tienen una composición similar, pero se diferencian en su estructura.

El espesor de la corteza oceánica es bastante constante, especialmente si no se tiene en cuenta la capa sedimentaria, y se encuentra en torno a los 7 Km. Su origen parece ser el enfriamiento de magmas de tipo máfico, con un depósito de sedimentos posterior.

La corteza continental, por su parte, se caracteriza por una gran variabilidad en su espesor. Básicamente se diferencian tres zonas: los orógenos alcanzan una profundidad de hasta 70 Km, los cratones llegan a los 40 Km y las zonas de expansión de la corteza son más finas, y solo llegan a unos 30 Km de profundidad. En todas esas zonas, sin embargo, la estructura cortical es similar: existe una zona de sedimentos de espesor variable que descansa sobre una capa granítica parcialmente metamorfizada. El grado de metamorfismo aumenta a medida que lo hace la profundidad.

La corteza terrestre presenta zonas de diferentes edades. Los fragmentos más antiguos son los cratones (que, si están emergidos, se denominan escudos continentales), que tienen unos 3.800 millones de años de antigüedad, de acuerdo con las rocas de mayor edad que han podido ser datadas en ellos. Los orógenos, en cambio, son zonas formadas por colisión entre placas tectónicas que se formaron en épocas muy concretas de la historia de la Tierra. Los más modernos tienen una antigüedad de unos 65 millones de años. Por lo que se refiere a la corteza oceánica, toda ella es relativamente moderna, de modo que su edad oscila entre los 180 millones de años para los fragmentos más antiguos y los cero millones de años, ya que continúa formándose en la actualidad.

El modelo geodinámico del interior de la Tierra

El modelo dinámico para describir el interior de la Tierra se basa fundamentalmente, a diferencia del geoquímico, en datos obtenidos mediante el estudio de propagación de las ondas sísmicas. Los cambios en la velocidad de dichas ondas (discontinuidades) permiten distinguir tres regiones en el interior de la Tierra, litosfera, mesosfera y endosfera, que se diferencian entre sí por su comportamiento mecánico ante los esfuerzos y por el modo en que transmiten la energía. Existen también otras discontinuidades menos significativas, que permiten distinguir unidades de segundo orden, tales como el núcleo interno o la astenosfera, aunque la existencia de esta última zona como capa continua es un asunto sujeto a debate.

La litosfera es la capa más superficial de la Tierra, e incluye toda la corteza y la zona superior del manto externo, hasta un nivel en el que la velocidad de propagación de las ondas sísmicas desciende bruscamente. Sus características físicas más destacadas son su elevada rigidez y su alta viscosidad. Presenta un espesor variable, mayor bajo los continentes que bajo los océanos, que oscila entre los 80 y los 150 kilómetros, de modo que en la parte inferior de la zona continental los minerales deben estar próximos a su punto de fusión. Otra característica importante de la litosfera es que se encuentra dividida en fragmentos que reciben el nombre de placas.

La astenosfera es una zona que se define por un descenso brusco de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas. Esta característica se correspondería con una zona de comportamiento plástico, con una viscosidad unas mil veces menor que la de la litosfera, sobre la cual podrían desplazarse las placas tectónicas. Sin embargo, este cambio brusco de velocidad se ha encontrado bajo los océanos y las partes jóvenes de los continentes, pero no bajo las regiones continentales más profundas, por lo que su existencia como capa continua y su papel en la dinámica de las placas está bastante discutido.

La mesosfera está formada por el conjunto de los materiales del manto situados por debajo de la astenosfera, es decir, se extiende aproximadamente hasta los 2.900 kilómetros de profundidad, representando más de la mitad del volumen de la Tierra. Es la zona que, gracias a su comportamiento plástico, transmite la energía del interior del planeta hasta la superficie mediante las corrientes de convección que provocan el movimiento de las placas litosféricas. En su parte más profunda se distingue una zona llamada capa D'', de unos 100 Km de espesor, en la que las ondas sísmicas viajan a una velocidad extremadamente baja, y que podría representar cambios de composición mineralógica, debidos a fenómenos térmicos de extremada complejidad.

Los datos de propagación de las ondas sísmicas indican que el núcleo interno se encuentra en estado sólido, a pesar de lo cual parecen existir en él corrientes de convección, cuya existencia se deduce de cambios en la velocidad de las ondas sísmicas en función de la dirección (se dice que el núcleo interno es anisótropo porque algunas de sus propiedades son distintas según la dirección en la que se midan). La existencia de corrientes de convección en el núcleo externo está bien establecida, y se deducen tanto de las irregularidades topográficas en el límite del núcleo, en el que se presentan elevaciones de hasta 10 Km, como de la existencia del campo magnético terrestre.

Relación entre los modelos geoquímico y dinámico

La utilización conjunta de ambos modelos puede resultar algo confusa, pero es necesario tener en cuenta que los dos se ajustan a la realidad, y que utilizar uno u otro dependerá, fundamentalmente, del objeto del estudio que se esté realizando. El modelo geoquímico es bastante sencillo, aunque la capa de transición entre el manto externo y el interno refleja más un cambio de comportamiento físico que de naturaleza química de las rocas. Por su parte, las divisiones del modelo geodinámico responden sobre todo al comportamiento de los materiales, pero dicho comportamiento está muy influenciado, evidentemente, por su naturaleza química.

Ambos modelos coinciden en la parte interna de la Tierra: los dos distinguen el núcleo de las otras dos capas, y los dos diferencian entre núcleo interno y núcleo externo gracias a que la distinción entre ambos corresponde tanto a su estado físico como, probablemente, a una composición distinta.

La relación se hace más compleja en el exterior. Desde el punto de vista geoquímico hay otras dos grandes unidades: la corteza y el manto, pero éste acaba teniendo un comportamiento complejo, derivado de las distintas condiciones físico-químicas a las que está sometido. De las unidades geoquímicas, tanto la zona de transición como el manto inferior forman parte de la mesosfera, como también se incluye en la mesosfera la región más profunda del manto externo.

En cuanto a la zona más superficial del manto externo, una parte de la misma presenta un comportamiento rígido, por lo que se incluye dentro de la litosfera junto con la corteza, mientras que otra presenta un comportamiento más plástico, recibiendo el nombre de astenosfera, si bien no se trata de una capa continua, al menos por lo que se sabe en la actualidad.