Estructura Interna de la Tierra
El interior terrestre está formado por varias capas que pueden definirse en función de su diferente composición o de su respuesta física. Combinando el estudio de ambos modelos, denominados geoquímico y geodinámico, respectivamente, se puede saber cómo es la Tierra y cómo se comporta.
Modelo Geoquímico o Estático
Según este modelo, la Tierra está formada por tres capas de diferente composición y densidad, delimitadas por discontinuidades sísmicas.
Corteza
Es la capa exterior y la menos densa. El elemento más abundante es el O2 (94%). Se combina con otros elementos como el silicio, el aluminio, el sodio, el potasio o el calcio (sus proporciones no llegan al 1%).
Corteza continental
Forma los continentes. Contiene rocas ricas en dióxido de silicio, como rocas graníticas, cubiertas por una delgada capa de sedimentos. La edad es muy variada y puede superar los 3800 m.a. Su espesor oscila entre los 25 km y los 70 km, y la densidad media es de 2.7-2.8 g/cm³.
Corteza oceánica
Está formada por basaltos o rocas afines (menos del 50% de SiO2), por lo que su composición es mucho más homogénea y densa (alrededor de 3.0 g/cm³) que la continental. Los minerales más abundantes son feldespatos ricos en calcio y piroxenos. Los fragmentos más antiguos tienen, como máximo, 180 m.a. Su espesor varía entre los 6 y los 12 km.
Discontinuidad de Mohorovičić
Separa la corteza y el manto. En ella, las ondas P y S aumentan su velocidad en más de 1 km por segundo.
Manto
Es la capa más voluminosa, con cerca de 2900 km de espesor. Esta capa se compone casi exclusivamente de un solo tipo de roca, la peridotita, relativamente densa y en la que predominan minerales con composición de silicato de hierro y/o magnesio, como el piroxeno y el olivino.
Manto superior (semifluido)
Es el más superficial y ligero, con una densidad aproximada de 3.5 g/cm³, y acaba a 670 km de profundidad.
Manto inferior
Es más denso, con 5.5 g/cm³. Abarca desde los 670 km hasta los 2900 km. A pesar de su homogeneidad química, es físicamente muy heterogéneo. Esto es debido a las altas presiones; es prácticamente un manto superior comprimido. Su temperatura es muy variable, precisamente por estar surcado por corrientes movidas por diferencias térmicas. Su heterogeneidad es la causa de que las ondas sísmicas no se propaguen con la misma velocidad en todas direcciones (anisotropía).
Discontinuidad de Gutenberg
Entre el manto y el núcleo, se sitúa a 2900 km de profundidad. Al atravesarla, la velocidad de las ondas P se reduce y las S dejan de propagarse. Separa el manto inferior sólido del núcleo externo líquido. Esta situación hace que los primeros 200 km de la base del manto pierdan rigidez en su zona de contacto con el núcleo, en lo que se denomina **zona D**.
Núcleo
Es la capa más interna. Su composición se ha deducido a partir de la naturaleza de los meteoritos metálicos, constituidos por una aleación de hierro y níquel considerada similar a la del núcleo.
Núcleo externo
Se sitúa entre los 2900 km y los 5155 km de profundidad y se encuentra en estado líquido, puesto que no permite la transmisión de ondas S y ralentiza la velocidad de las P. La razón de que sea líquido es que, aunque los átomos están sometidos a una gran presión, la temperatura es tan alta que les impide constituir una estructura sólida. Está compuesto mayoritariamente por hierro (~90%) y níquel (5%), tiene una densidad alrededor de 12 g/cm³ (el doble que el manto inferior). Una importante consecuencia de que el núcleo externo sea líquido es que permite al hierro fluir, lo cual genera el **campo magnético terrestre**.
Discontinuidad de Lehmann
Entre el núcleo externo y el núcleo interno, situada entre los 5000 km y los 5200 km. En ella se produce otro repentino aumento de velocidad de las ondas P, mientras que las S no se transmiten.
Núcleo interno
Es más denso que el externo, pero es mayoritariamente sólido (90%) debido a la elevada presión a la que están sometidos los átomos. Se encuentra desde los 5155 km hasta el centro terrestre y se divide en superior (hasta los 5750 km) e inferior, que solo se distinguen por la diferente orientación de sus minerales. Según vaya enfriándose la Tierra, el núcleo interno crecerá en espesor a expensas del núcleo externo (ahora mismo tiene una velocidad de 0.5 mm al año), lo cual se mide a través del análisis de ondas sísmicas.
Modelo Dinámico
La descripción del interior terrestre según el modelo estático era la que se aceptaba a mediados del siglo XX. Ahora hemos avanzado en conocimientos sobre la materia y sabemos que cualquier átomo del planeta está siempre en continuo movimiento. Este cambio de concepción del interior terrestre se produjo a partir de la **topografía sísmica** (técnica que permite interpretar dicha estructura a partir de las velocidades y trayectorias de las ondas sísmicas). Los datos sísmicos se interpretan mediante ordenadores, que nos permiten dibujar el planeta en 3D, determinando la densidad, la presión y la temperatura en cada punto.
Las unidades de la Tierra dinámica
Litosfera
Comprende la corteza y la parte más superficial del manto. Es una unidad rígida, que por tanto se fracturará en respuesta a los esfuerzos. Hay una litosfera oceánica, con unos 100 km de grosor, y una litosfera continental con unos 150-250 km. La resistencia mecánica de la peridotita, que se comporta de manera rígida hasta los 100-150 km y a temperaturas por debajo de los 1100 ºC, define la base de la litosfera. La dinámica de la litosfera continental se caracteriza porque la corteza superior se deforma intensamente. Esto se debe a que algunos minerales (cuarzo, feldespatos) de la parte inferior son muy deformables a temperaturas altas. De esta forma, la zona funciona como un nivel de despegue cuando se ejercen esfuerzos sobre ella. Como en la corteza oceánica no existen esos minerales, la litosfera oceánica se deforma mucho menos.
Astenosfera
Comprende el resto del manto superior y recibe ese nombre por su capacidad de fluir. Esta capa no es líquida, pero sí plástica, hasta el punto de que la litosfera es, aproximadamente, 1 millón de veces más rígida que la astenosfera.
Mesosfera
Abarca el manto inferior hasta los 2900 km. Aunque es sólida, las elevadas presiones y temperaturas a las que está sometida hacen que se encuentre en unas condiciones muy próximas a su fusión, lo que le permite fluir muy lentamente al igual que la astenosfera.
Nivel «D»
Es la base del manto. Se trata de un nivel discontinuo (de 0 a 200 km de espesor) que muestra una velocidad sísmica muy baja, debida quizás a fusiones parciales provocadas por el núcleo externo. Se forma así: al llegar a la base del manto inferior, la litosfera oceánica se mezcla con el material primitivo del manto y los restos de subducciones anteriores, desplazándolo con su impulso. El nivel «D» es especialmente grueso en las zonas situadas bajo África y el océano Pacífico, que son, además, los lugares de donde surgen más **penachos térmicos**. Como el manto inferior es muy denso y viscoso, la penetración de este en la litosfera que subduce no siempre es fácil. A veces, al no poder profundizar más, la litosfera se desplaza lateralmente (**litosfera aparcada**). Cuando se subduce sin dificultad es porque los minerales del manto se comprimen a otros más densos al producirse la subducción, pero este proceso requiere mucha energía. Si la litosfera es joven (caliente), este cambio se produce fácilmente, y la subducción es inmediata. Si es vieja y fría, quedará aparcada.
Endosfera
Engloba al núcleo externo e interno (características definidas en el modelo estático). El núcleo externo (fundido) y el núcleo interno (sólido), superior e inferior, también fluyen: el externo a gran velocidad (varios cm/min) y el interno mucho más lentamente. La llegada de material frío a la base del manto, que se produce por subducción en todo el borde del Pacífico, enfría el núcleo externo en esa zona, provocando corrientes descendentes que llegan hasta el núcleo interno. En el resto del núcleo externo, más caliente, se forman penachos térmicos que calientan la base del manto y alimentan a sus dos zonas activas.
La máquina térmica que es la Tierra muestra mecanismos encadenados de transmisión de calor desde el centro del planeta hasta su superficie, y también de regreso de material frío: una **convección global**.