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Tema 2C – Estructura y composición de la tierra. Los métodos de estudio

Los métodos de estudio

Principales métodos para la investigación del interior terrestre

Métodos directos

Se basan en la observación directa de la naturaleza y del comportamiento de los materiales terrestres. De estos estudios se obtienen hipótesis sobre la composición y estructura de las zonas superficiales de la Tierra.

Sondeos

Este método consiste en perforar el suelo practicando en él orificios de diámetro relativamente pequeño (hasta 600mm). Los principales objetivos son explorar el material del subsuelo para conocer su estructura geológica (con fines mineros) y realizar estudios previos a la ubicación de canteras y presas o al trazado de ferrocarriles, carreteras, etc. Otro objetivo de los sondeos es la explotación directa de algunas rocas y materiales fluidos, como el petróleo, el gas natural y las aguas subterráneas.

El sondeo se lleva a cabo con unos aparatos llamados barrenas o sondas, en algunos se utiliza un sistema de percusión y en otros una sonda rotativa de corona, capaz de cortar cualquier tipo de roca. Las labores de sondeo que se realizan en la actualidad, con las que se ha logrado alcanzar una profundidad superior a 12,5km, disponen de un tubo efractor que permite sacar a la superficie una columna de materiales denominada testigo. El testigo se analiza posteriormente para estudiar las rocas, los fósiles y, sobre todo, los microfósiles que contienen.

Estudio de los materiales arrojados por los volcanes

El análisis petrológico de las muestras obtenidas nos puede dar una idea de la composición química de las regiones profundas donde se han originado estos magmas; pero dos limitaciones hacen que estos datos sean relativamente poco significativos:

  • Los procesos de diferenciación magmática hacen que la composición de la lava arrojada no sea representativa de la del magma original, parte del magma pudo haber cristalizado en zonas más profundas, por lo que la lava tendrá una composición química y mineralógica distinta.
  • Las inclusiones (fragmentos rocosos arrancados por el magma) pueden ser más interesantes en este tipo de estudio, pero también la composición pudo verse alterada por reacciones químicas con componentes del propio magma.

De los métodos directos se deduce:

  • Las rocas mantienen su estructura y composición a esas profundidades.
  • La variación de la temperatura (gradiente geotérmico) en la parte superficial es de 1ºC cada 33m, aproximadamente.
  • Las rocas de las profundidades terrestres son silicatos.

MÉTODOS INDIRECTOS

Estudios experimentales de laboratorio

Estos experimentos se basan en el estudio del comportamiento de los materiales geológicos en condiciones de altas presiones y temperaturas comparables a las existentes a centenares, e incluso miles de km de profundidad. Este tipo de investigaciones se ha desarrollado extraordinariamente en los últimos años con un nuevo instrumento de experimentación llamadas celdillas de yunque de diamante, que permiten simular, con relativa sencillez y bajo costo energético, condiciones de temperatura y presiones elevadas; su objetivo es proporcionar datos sobre los cambios de densidad, estado físico o composición mineralógica, que pueden ser comparados con la investigación sísmica.

Estudio de los meteoritos

Los meteoritos son cuerpos celestes de tamaño relativamente pequeño atrapados por el campo gravitatorio de la Tierra. La mayoría se desintegran al atravesar la atmósfera. La teoría más acertada modernamente sitúan el origen de estos meteoritos en los asteroides (restos de un planeta situado entre Marte y Júpiter, que, o bien estalló tras formarse, o bien no culminó su proceso de formación debido a la fuerte atracción gravitatoria de Júpiter), formando un cinturón, del cual escapan periódicamente algunos integrantes que terminan por caer en el campo gravitatorio de la Tierra. La información que nos proporcionan los meteoritos puede ser de gran utilidad para conocer la composición de los materiales del interior del planeta. Los métodos de datación utilizados sitúan la edad de algunos de estos meteoritos en unos 4.500 millones de años, coincidente con la edad de la Tierra. Se cree que la composición de muchos meteoritos es idéntica a la de algunas capas del interior terrestre.

De esta pequeña parte de emisarios celestes, se han hecho una serie de análisis y clasificaciones, químicas mineralógicas y petrográficas que han sido la base para la elaboración de modelos de composición y estructura del interior del planeta Tierra.

Los meteoritos se clasifican en tres categorías:

a) SIDERITOS (5%): Compuestos por un 98% de una aleación de ferroníquel¸ Fe, 90%; Ni, 8,5% .

b) SIDEROLITOS (2%): Aproximadamente 50 % de ferroníquel y 50% de materiales silicatados ( olivino y piroxeno)

c) AEROLITOS (93%): Formado por minerales silicatados básicos, tipo olivino y piroxeno.

Por comparación se atribuye al:

· Núcleo terrestre una composición semejante a la de los sideritos. Por lo tanto está constituido principalmente por una aleación de ferroniquel.

· Manto una composición semejante a la de los siderolitos. Por lo tanto está constituido principalmente por silicatos básicos y una aleación de hierro y níquel.

· Corteza una composición semejante a la de los aerolitos formados por silicatos básicos.

MÉTODOS DE PROSPECCIÓN GEOFÍSICA

Estudio de la densidad de la tierra

Para calcular la densidad de un cuerpo es necesario conocer su masa y su volumen. El volumen de la Tierra se puede conocer con precisión a partir de las medidas geodésicas. La masa también puede ser calculada matemáticamente a partir del valor de g (aceleración de la gravedad), a partir de la fórmula de la Ley de Gravitación Universal de Newton.

g= k Mt/R2 siendo: g= aceleración de la gravedad ; K= constante de gravitación

R= Radio de la Tierra ; Mt= masa de la Tierra

Se puede despejar M, obteniendo la expresión: Mt=g. R2/K

D=M/V ; siendo V=4/3 PiR2

Mediciones muy exactas indican un valor de 5.52 g/cm3

Una conclusión que salta a la vista es que la densidad media de la Tierra resulta más alta que la de las rocas superficiales a las que tenemos acceso de modo directo (granito 2,7; basalto, 3, peridotita, 3.3). Por lo tanto es obvio que las rocas del interior son más densas. Las razones de este aumento de densidad pueden ser:

  • Composición química distinta de los materiales profundos, que incluirían especies químicas de mayor masa molecular
  • Mayor compresión en los materiales profundos, que presentarían estructuras cristalinas más compactas.

Estudios geotérmicos.

Se denomina gradiente geotérmico al incremento de temperatura que se experimenta a medida que aumenta la profundidad en el subsuelo. Datos directos de sondeos de profundidades inferiores a 10km, indican un aumento de 1ºC por cada 33m de profundidad. Este valor puede verse afectado en zonas corticales por la proximidad de magmas o volcanes (dorsales oceánicas), por la conductividad térmica específica de las rocas, por la circulación subterránea de aguas y por la irregularidad de la distribución de los yacimientos de minerales radioactivos.

La existencia de este gradiente geotérmico atestigua el hecho de que la tierra tiene fuentes de energía interna, cuya procedencia podría ser:

  • El calor remanente de los choques de planetoides durante su formación.
  • La fricción entre capas de diferente naturaleza que se desplazan unas con respecto a otras como consecuencia de la rotación terrestre.
  • Los cambios de estado asociados a la diferenciación de los materiales, como la formación de un núcleo sólido a partir de material fundido.
  • La desintegración de los elementos radioactivos como 232Th, 238U, 235U o 40K, que liberan partículas que chocan con los átomos cercanos, transmitiéndoles energía y calentando los materiales de los que forman parte.

Las principales aportaciones del estudio del flujo térmico ha sido el explicar el origen y el movimiento de las placas litosféricas.

Estudio de las anomalías magnéticas

Este método se basa en el estudio de las variaciones del campo magnético terrestre. La Tierra tiene un campo magnético bipolar, con un polo norte magnético (negativo) y un polo sur magnético (positivo). Las líneas de fuerza magnética salen del polo positivo, rodean la Tierra, entran por el polo negativo y atraviesan el planeta.

Las corrientes de convección provocadas por el núcleo externo podría ser la causa del campo magnético de la Tierra, al comportarse el núcleo como una dinamo, caracterizado por un polo N y polo S magnéticos cuyas posiciones no coinciden exactamente con las de los polos geográficos (declinación magnética). La posición de lo polos no ha sido fija a lo largo de las historia geológica del planeta llevando a experimentar inversiones magnéticas. Actualmente el PNM (-) se encuentra cerca del polo norte, y el PSM (+) cerca del polo sur geográfico. La medida precisa del campo magnético terrestre se realiza con magnetómetros, y a partir de estas medidas pueden elaborarse mapas geomagnéticos. La comparación entre estos datos y los valores teóricos del campo magnético permite detectar anomalías magnéticas. Su análisis puede suministrar muchos datos referentes a la composición mineralógica de zonas superficiales. Su interés mayor reside en la prospección de yacimientos minerales ricos en elementos metálicos y muy especialmente en yacimientos de hierro.

Una de las aportaciones del estudio de las inversiones del campo magnético ha sido la confirmación de la hipótesis de la expansión del fondo oceánico. Esta hipótesis postula que en las dorsales se forma litosfera oceánica a partir del magma procedente del manto.

Estudio de las anomalías gravitatorias

El método gravimétrico estudia las variaciones de la gravedad en distintos puntos de la superficie de la Tierra. A partir de estos datos, elabora hipótesis para explicar estas variaciones.

Para conocer la causa de las variaciones de la gravedad de la Tierra debemos recordar la Ley de la Gravitación Universal de Newton: F=GM*m/d2

El valor de la gravedad se mide por la aceleración g (g=GM/D2) cuyo valor medio es 9,8m/s2. Este valor se mide con los aparatos denominados gravímetros.

Si la Tierra fuese homogénea y de radio constante, el valor de la gravedad sería igual en todos los puntos de la Tierra. Sin embargo, dicho valor varía debido a la latitud, la altitud, la topografía y la distribución de las masas en el interior de la Tierra.

Se denomina anomalía de la gravedad de un punto a la diferencia entre el valor de la gravedad g, medida con un gravímetro, y el valor teórico de la gravedad en ese punto gt

Anomalía de la gravedad = greal-gteórica

Se denomina anomalía residual de la gravedad a la producida por las distintas densidades de los materiales. Se sabe que cuanto mayor es la densidad de los materiales en un punto, mayor es el volar de la gravedad en ese punto. Esta anomalía se calcula restando a la gravedad real, a la que se han eliminado los valores de la anomalía causados por la latitud, la altitud y el relieve, la gravedad teórica:

Anomalía residual de la gravedad = greal corregida-gteórica

A nivel global de la Tierra, se observa que en las montañas, la anomalía residual de la gravedad es marcadamente negativa es decir que el valor real de la gravedad es inferior al teórico; esto implica que hay materiales de menor densidad

En los océanos, la anomalía es positiva, es decir, el valor real es superior al valor teórico esperado. La corteza oceánica es más densa que la continental. La densidad de la corteza continental es de 2,7 g/cm3, mientras que la densidad de la corteza oceánica es de 2,9g/cm3 . La densidad del manto es de 3,3g/cm3. Cuando dos placas litosféricas chocan, la que tenga litosfera oceánica siempre se hundirá con respecto a la que contenga corteza continental, ya que se hunde la más densa.

El estudio de las anomalías gravitatorias (las cuales se realizan con un gravímetro que consiste en una balanza o dinamómetro que detecta las pequeñas variaciones de aceleración) proporciona datos importantes para la elaboración de hipótesis sobre la estructura y composición de la corteza e incluso en la parte superior del manto, especialmente en el ámbito de la Geología regional, así como, información relevante en la prospección mineral (ejm. solidificación del basalto que contiene magnetita).

George Everest en 1823 y John Pratt en 1850 demostraron, con medidas realizadas sobre el Himalaya, que las montañas afectaban a las medidas de la gravedad en una cuantía menor de la esperada, esto indicaba existe un defecto de masa en las montañas.

Para solucionar este problema Dutton en 1870 formuló el principio de la isostasia, el cual supone que los excesos y los defectos de masa quedan compensados hidrodinámicamente a unos 100 Km de profundidad. Por tanto, debía existir una capa fluida que ejercería un empuje sobre las montañas que flotaban sobre ella a modo de icebergs en el agua.

Prat y Airy (1850) propusieron dos interpretaciones de isostasia.

1)Modelo de Airy presenta que las 2)Modelo de Pratt: considera que las montañas

montañas presentan una densidad están formadas por bloques se diferente

uniforme y, por tanto, cada bloque densidad que alcanzan la misma profundidad

puede hundirse más o menos según de compensación a unos 100 Km

su volumen .

Aportaciones del método gravimétrico

El método gravimétrico ha dado explicación a los ascensos y descensos (subsidencia o hundimiento) que se producen en distintos puntos de la Tierra. Todos estos movimientos no se pueden explicar más que como movimientos isostáticos.

Un ejemplo de este tipo de movimiento se ha podido estudiar en Escandinavia, donde se produjo un movimiento isostático debido a la fusión del casquete glaciar cuaternario, hace cerca de 10.000 años. El movimiento continúa hasta hoy a razón de 1 m por siglo, hasta tal punto que los puertos del golfo de Botnia disminuyeron notablemente su profundidad

El método sísmico

Se basa en el estudio y análisis de la propagación de las ondas sísmicas en el interior del planeta. Un seísmo o terremoto supone un liberación brusca de energía en un punto denominado hipocentro; el punto de la superficie terrestre localizable en la vertical del hipocentro es el epicentro. Las ondas sísmicas son de naturaleza elástica y como tales experimentan fenómenos de reflexión y refracción y se propagan siguiendo las mismas leyes que cualquier otra onda, cuando pasan de un medio a otro de distinta densidad, cambian su velocidad, reflejándose o refractándose.

Pueden ser de diversos tipos:

Ondas primarias P o longitudinales: son ondas longitudinales de compresión, que se desplazan hacia delante y hacia atrás las partículas en la dirección de propagación. Se transmiten en medios sólidos y fluidos. Su velocidad media es de 5.5Km/s

Ondas secundarias S o transversales: Aparecen a continuación de las P en los sismógrafos. Su dirección de propagación es transversal a la dirección de propagación, sólo se trasmiten en medios sólidos y su velocidad de propagación es de 3.7 Km/s

Ondas superficiales L o largas: Son las más lentas de todas, y además se propagan tan sólo por la superficie, en todas direcciones a partir del epicentro. Son las que presentan una mayor intensidad de vibración, y a ellas son atribuibles los efectos catastróficos de los terremotos. Existen varios tipos: ondas Rayleigh (vibración semejante a las ondas de superficie en el agua) y ondas Love (vibración transversal a la dirección de propagación en un plano horizontal).

Aspecto típico de un sismograma primero las p, s y finalmente las l

La existencia de sucesivas reflexiones y refracciones posibilita que los sismógrafos registren más de una vez las ondas sísmicas correspondientes a un mismo seísmo, ya que estas pueden llegar al sismógrafo por diferentes caminos, con intervalos que dependerán de la longitud de cada camino y de la velocidad de propagación de las ondas en los materiales atravesados. El estudio matemático integrado de los datos registrados, para un seísmo, en todos los sismógrafos repartidos por toda la superficie del planeta permite deducir la velocidad de propagación de cada tipo de onda a distintas profundidades del interior terrestre.

A mayor profundidad aumenta la rigidez de los materiales, lo que permite a las ondas sísmicas viajar más rápido. Este cambio de velocidad continua curva su trayectoria, cuya modificación por reflexión y refracción define en la superficie terrestre zonas en las cuales no se detectan ciertas ondas; se trata de las llamadas zonas de sombra. Este hecho se debe a que se producen cambios de dirección más bruscos de lo que ocurriría hasta ese momento y, por lo tanto, las ondas van a llegar a puntos de la superficie más separados de lo que era de esperar si hubiesen mantenido la tendencia de cambio en su trayectoria curva.

La variación de la velocidad se representa en la siguiente gráfica de la cual se deduce la constitución heterogénea del planeta y la existencia de cambios bruscos en la velocidad:

A estas zonas de variación brusca de la velocidad, se las llama discontinuidades sísmicas, que delimitan geosferas sólidas en el interior terrestre.

Discontinuidades de primer orden

MOHOROVICIC: Situada a unos 60 km de profundidad, limita la Corteza del Manto

GUTEMBERG: A unos 2900 km, limita el manto con el núcleo externo

Discontinuidades de segundo orden:

REPETI: Se encuentra a una profundidad variable, entre 700 y 1.000 km de profundidad y limita el Manto Superior y el Manto Inferior.

LEHMANN (WIECHERT): A unos 5.100 km de profundidad sirve de límite entre el Núcleo externo y el interno

Las ondas sísmicas pueden desplazarse:

  • Más rápidamente cuanto mayor es la rigidez, la densidad o la incompresibilidad del material por el que viajan.
  • Más lentamente en las zonas calientes y de menor densidad, en las cuales los materiales son menos rígidos y se comprimen fácilmente

Los estudios sísmicos no proporcionan información sobre la composición química o mineralógica, pero sí permite conocer el estado físico de las diferentes capas. Así nos permite deducir una naturaleza fluida del núcleo externo, que no trasmite en absoluto las ondas S.

Desde este mismo punto de vista, cabe resaltar la detección en el seno del manto superior, con una profundidad y espesor variable, de una zona donde se atenúan la velocidad de las ondas. Esta franja podría localizarse entre 100 y 250km de profundidad, al que se le denomina canal de baja velocidad. La hipótesis más aceptada es que los materiales del manto superior estarían en esta zona en un estado físico semifluido, a esta zona se le llamó Astenosfera y a la zona superior de naturaleza rígida se le llamó Litosfera. La existencia de estas capas había tenido una gran trascendencia en el desarrollo de la teoría de la Tectónica de Placas. En la década de los 80 esta hipótesis empezó a ser cuestionada por las siguientes razones:

La zona de baja velocidad no es universal por lo que no servía como capa deslizante.

En algunos cratones, la litosfera es muy gruesa (más de 399Km), por lo que los continentes tendrían demasiada profundidad para circular sobre la astenosfera.

La subducción de las placas litosféricas llega hasta la base del manto, lo que demuestra que todo el es plástico.

La astenosfera había sido una predicción incorrecta. Hoy el término se sigue usando por inercia para referirse a todo el manto superior bajo la litosfera. En este caso es más apropiado referirse a todo lo que hay bajo la litosfera como manto convectivo

TOMOGRAFÍA DE LAS ONDAS SÍSMICAS

Los últimos estudios de las ondas sísmicas son mucho más detallados y completos que hace unos años. En la actualidad más de 500 estaciones sísmicas equipadas con modernos instrumentos, detectan más de cinco millones de trayectos de ondas sísmicas. Estos trayectos son tratados por ordenadores mediante la técnica denominada tomografía sísmica computerizada, que genera imágenes en tres dimensiones del interior de la tierra equivalentes a las realizadas por un escáner en medicina.

Las imágenes topográficas muestran en manto mucho más complejo que los primeros modelos sísmicos Se observan zonas donde las ondas viajan velozmente y otras donde viajan más lentamente. Las zonas rápidas indican materiales relativamente fríos y las zonas más lentas corresponden a materiales más calientes.

COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LA TIERRA

Mediante análisis directo de las zonas accesibles y estimación de la composición de las zonas profundas, por métodos geofísicos, se ha podido establecer la composición química de la Tierra.

Sin embargo la Tierra no es químicamente homogénea, sino que la evolución del planeta ha dado lugar a la diferenciación de las geosferas, con una particular distribución de los elementos.

ELEMENTO

% EN MASA

Fe

39,7

O

27,7

Si

14,5

Mg

8.7

Ni

3.1

Ca

2.5

Al

1.7

MODELOS DE ESTRUCTURA DE LA TIERRA

Con la información disponible actualmente, derivada del conocimiento de las características físicas del interior del planeta, y de los datos sísmicos, la tierra puede considerarse divididas en diversas geosferas sólidas, si bien esta división puede seguir dos criterios relativamente diferentes, que dan lugar al modelo estructural y al modelo dinámico

  • Modelo estructural o geoquímico: se basa en la interpretación directa de la situación de las discontinuidades sísmicas así como en la teórica composición de las capas terrestres. En él se establecen las siguientes geosferas: Corteza, Manto y Núcleo
  • Modelo dinámico. El desarrollo de los actuales modelos de dinámica terrestre, basados en la Tectónica de Placas, ha llevado a suponer que la corteza y parte del manto superior, hasta la “astenosfera”, se comportan unitariamente en la dinámica de las placas, denominándose Litosfera. Al resto del manto se le denomina Mesosfera y al Núcleo, Endosfera.

MODELO GEOQUÍMICO

Es el más antiguo de los dos. Se basa en la naturaleza de los materiales que forman las tres capas de la Tierra.

LA CORTEZA

La corteza sólida terrestre, junto con las capas fluidas Hidrosfera y Atmósfera, constituye los lugares en los cuales en los cuales tiene lugar la actividad geológica externa, siendo además el ámbito de desarrollo de la vida. Por otra parte, debe tenerse en cuenta que las peculiaridades de la corteza sólida son el resultado de los procesos internos originados en capas más profundas de la Tierra.

Existen dos tipos de corteza:

La corteza continental: posee un grosor que va desde 30 a 70 Km, una densidad media de 2,7 g/cm3 integradas fundamentalmente por:

1. Capa sedimentaria muy fina (1 ó 2 Km)

2. Gneis, micaesquistos y granitos (hasta los 20Km)

3. Anfibolitas y granulitas (hasta 30Km).

4. Rocas ultramáficas (hasta los 36Km)

Las edades están comprendidas entre los 0 y 4000M.a.

En ellas aparecen las estructuras tectónicas más relevantes, como las cordilleras. Cuanto mayor es el tamaño de estas, más gruesa es la corteza, pues se hunde por isostasia para equilibrar la gran masa de la cordillera. También se localizan la mayoría de las rocas metamórficas originadas por transformación de otras que se han visto sometidas a las enormes presiones y temperaturas asociadas a la formación de montañas.

La corteza oceánica: tiene un grosor comprendido entre 6 y 10Km, con una densidad media de 3 g/cm3. Está estratificada en tres niveles:

  1. Capa de sedimentos recientes, su espesor aumenta con la distancia a las dorsales
  2. Formada por un nivel superior de rocas volcánicas de tipo basalto, con estructura de lavas almohadilladas o pillow lavas y un nivel de diques basálticos
  3. Formada por rocas igneas básicas y ultrabásicas de tipo plutónico, como gabros y piroxenitas.

Son rocas más jóvenes, su edad oscila entre 0 y 180M.a.

Es de naturaleza ígnea y ocupa los grandes fondos oceánicos, en las zonas inmediatas a las dorsales, lugares por los que se incorpora material volcánico proveniente del manto, lo cual explica la juventud de las rocas oceánicas. Las rocas son más antiguas cuanto más lejos de la dorsal se encuentren.

ESTRUCTURA HORIZONTAL DE LA CORTEZA

Sobre los continentes y océanos se pueden distinguir diversos conjuntos morfoestructurales:

  • Continentes: En ellos se pueden distinguir las partes siguientes
    • Cordilleras u orógenos: son las cadenas montañosas postprecámbricas, generalmente de carácter inestable, pudiéndose diferenciar los orógenos caledonianos, hercinianos y alpinos.
    • Cratones: son las zonas estables de la corteza formadas por antiguas cordilleras, arrasadas y convertidas en penillanuras o relieves llanos residuales. Los cratones comprenden dos tipos de zonas:
      • Escudos emergidos. Sobre los cuales si sitúan las plataformas interiores (zonas de relieve llanos), gran parte de las cuales presentan unas depresiones llamadas surcos aulacógenos o cubetas sedimentarias, en las cuales se acumulan sedimentos de gran potencia que han permanecido horizontales.
      • Escudos sumergidos o plataformas continentales, situados al margen de los continentes, cubiertas por aguas oceánicas, pero formando parte del continente estructuralmente.
  • Márgenes continentales: su estudio es muy importante ya que sobre ellos se localizan los geosinclinales, participantes en los procesos tectónicos. Se pueden distinguir dos márgenes
    • Pasivos o asísmicos: de carácter estable, como la costa este de estados Unidos o la costa oeste Africana donde la las placas litosféricas (Americana y africana) se prolongan hasta la dorsal Atlántica.
    • Activos: se caracterizan por su actividad sísmica y volcánica, como las costas de América (Chile) y Asia en el Océano Pacífico.
  • Arcos de islas volcánicas y fosas oceánicas: son márgenes continentales activos, en los cuales se produce colisión entre placas litosféricas. Los focos sísmicos en los arcos de insulares se disponen en un plano inclinado hacia el continente llamado Plano de Benioff, que corresponde a la subducción de la placa oceánica bajo la continental. Asociado a una zona de subducción normalmente existe una fosa oceánica.
  • Océanos: En estas regiones pueden distinguirse:
    • Fondos: los fondos de las cuencas oceánicas forman las llanuras abisales, con una profundidad de 3000-4000m. En ellos destacan formas topográficas como montes marinos y yugots.
    • Dorsales oceánicas: son verdaderas cordilleras submarinas separadas por fallas transformantes. Estas cordilleras se caracterizan por poseer una hendidura central siguiendo su eje, que recibe el nombre de rift oceánico, que corresponde a una fosa tectónica. A través del rift el magma procedente de la astenosfera se incorpora a la corteza oceánica en forma de lava volcánica. En algunos casos pueden existir también rifts continentales, como sucede en África en la región de los grandes lagos en el Mar Rojo (Rift Valley)

EL MANTO

Constituye el 83% del volumen y el 65% de la masa total. La separación entre le manto y la corteza fue propuesta por el meteorólogo y sismólogo croata Mohorovicic en 1919 al observar que en los sismógrafos situados a menos de 200Km del foco de un seísmo, las ondas P y S se desplazaban algo más rápidamente de lo esperado. Supuso que a unos 50Km de profundidad había una capa de naturaleza distinta a la corteza.

La variación de la velocidad de las ondas sísmicas ha permitido diferenciar tres zonas el manto superior, una zona de transición y el manto inferior.

El manto superior está formado por peridotita, según se desprende del magma.

La zona de transición está aproximadamente entre los 400 y 650Km de profundidad. En ella el aumento de presión transforma el olivino en espinela, un mineral más rígido que provoca un aumento en la velocidad de las ondas sísmicas

El manto inferior está situado entre los 650 y los 2900 Km de profundidad. Está formado principalmente por perovskita, un mineral más denso todavía que se forma a partir de la espinela cuando se ve sometido a enormes presiones.

EL NÚCLEO

El geofísico prusiano Gutemberg en 1914, estableció la existencia de un núcleo a una profundidad de 2900Km. A esta profundidad las ondas P, que se propagan a más de 13 Km/s, caen bruscamente hasta 8Km/s y, las ondas S dejan de propagarse, motivo por el cual se acepta generalmente que el núcleo externo presenta un cierto carácter fluido y además está agitado por corrientes de convección y desempeña un papel clave en la creación del campo magnético terrestre.

La sismóloga danesa Lehmann propuso en 1936 que el núcleo estaba dividido en dos partes tras observar ondas P en las zonas de sombra que defina el núcleo en la parte terrestre. Los estudios sísmicos demuestran que el núcleo está dividido en dos partes: el núcleo externo y el interno. La separación entre ellos recibe el nombre de discontinuidad de Lehmann.

El núcleo externo es una capa fluida que se extiende desde los 2900Km hasta los 5100 Km. Se calcula que su densidad es de 9,9g/cm3 y que está a una temperatura de 4000 – 6000ºC

El núcleo interno es una capa sólida que se extiende desde los 5150Km y llega hasta el centro de la Tierra 6370 Km. Se calcula que posee una densidad de unos 13g/cm3 y una temperatura de 6600ºC

En cuanto a su composición se estima que el elemento mayoritario es el Fe (80%) acompañado básicamente por Ni (20%).

MODELO DINÁMICO

El estudio y observación de los fenómenos que ocurren en nuestro planeta ha puesto de manifiesto que la naturaleza de las capas no es el mejor criterio para entenderlos. Se ha llegado a la conclusión de que se obtienen explicaciones más válidas si tenemos en cuenta el comportamiento dinámico de las capas. Según esto podemos distinguir:

LITOSFERA

Es la capa más externa y rígida. Incluye toda la corteza y parte del manto, su espesor varía de unos lugares a otros. La litosfera oceánica tiene entre 50-100Km de espesor, mientras que la litosfera continental tiene de 100-200Km. En la actualidad se la considera que está dividida en bloques, las placas litosféricas que se desplazan unas con respecto a otras sobre la mesosfera

MESOSFERA

MANTO SUPERIOR

Se sitúa por debajo de la litosfera hasta los 670Km de profundidad. Corresponde a la zona en la que la velocidad de las ondas sísmicas presenta fluctuaciones, con descensos y bruscas elevaciones. Dado que se trata de una porción del manto, la roca que la compone es peridotita y se encuentra en estado sólido.

Las elevadas presiones y temperaturas a las que se encuentran estos materiales hacen que tengan respuestas muy diferentes en función del tiempo que se considere. Así en tiempos cortos, por ejemplo ante el avance de las ondas sísmicas, su comportamiento es rígido, mientras que si se consideran tiempos largos su comportamiento es plástico y deformable, similar a un fluido de viscosidad muy elevada que permite que estos materiales se encuentren sometidos a corrientes de convección.

Son movimientos lentos, del orden de 1-12cm por año, pero suficientes para generar procesos tan importantes como la unión o división de placas litosféricas o la formación de cordilleras.

Tradicionalmente el manto superior situado bajo la litosfera se ha denominado astenosfera (esfera débil), y a ella se limitaban las corrientes de convección del manto.

Sin embargo, hoy sabemos que las corrientes de convección afectan también al manto inferior, y para algunos científicos es preferible dejar de utilizar el término de astenosfera, ya que remitiría a un modelo de dinámica terrestre ya superado.

MANTO INFERIOR. Incluye el resto del manto entre 670 y 2900 km de profundidad. Las rocas del manto inferior también se encuentran sometidas a corrientes de convección, motivadas por las diferencias de temperatura y, por tanto, de densidad entre las zonas más profundas y las más altas. En la base de la mesosfera, limitando con el núcleo se encuentra la capa D¨. Es una capa discontinua e irregular con un espesor entre 0 y 300Km, integrada que se conoce como los pozos del manto es decir materiales que por su mayor densidad han caído al fondo del manto.

ENDOSFERA

Es la capa más interna y se corresponde con el núcleo.

NÚCLEO EXTERNO

Situado por debajo del manto, llega hasta 5150Km de profundidad. Se encuentra en estado líquido, está agitado por corrientes de convección.

NÚCLEO INTERNO

A medida que el núcleo va evacuando su calor a través del manto, el hierro cristaliza y se acumula en el fondo. Este hierro sólido, seguramente desprovisto de los elementos ligeros que existen en el núcleo externo, es el que constituye el núcleo interno. De esta manera aumenta el tamaño de la zona más interna del planeta, probablemente al ritmo de algunas décimas de milímetro por año.