GEOLOGÍA
TEMA 11.- LA ESTRUCTURA DE LA TIERRA
ORIGEN DEL SISTEMA SOLAR Y DEL PLANETA TIERRA
El Sistema Solar, se formó a partir de una nebulosa (acumulación de gas y de polvo en un lugar del espacio) procedente de la explosión de una supernova.
Según algunos científicos la explosión de una estrella cercana habría provocado una inestabilidad en la nebulosa primitiva que dio como resultado un colapso gravitatorio, originando una gran concentración de materia en el centro de la misma y un aumento de temperatura suficiente para que se produjeran reacciones de fusión nuclear (el hidrógeno se une para formar helio y a la vez se liberan grandes cantidades de energía), dando nacimiento al Sol.
Alrededor del Sol quedó una nebulosa giratoria discoidal, cuya materia se fue concentrando dando lugar a los planetas: En la zona próxima al Sol se formaron planetas pequeños y densos (planetas que se conocen como terrestres: Mercurio, Venus, Tierra y Marte). En zonas más alejadas se originaron los planetas gigantes (Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno, formados principalmente por gases con un pequeño núcleo sólido).
La formación de los planetas se explica actualmente por la teoría de los planetesimales. Según esta teoría en la nebulosa discoidal que rodeaba al Sol se habrían ido formando bloques llamados planetesimales, los cuales se fueron uniendo por choques sucesivos dando lugar a cuerpos cada vez más grandes hasta dar origen a los planetas. El proceso de formación de los planetas a partir de los materiales de la nebulosa discoidal recibe el nombre de acreción (choque y unión con crecimiento)
El proceso de formación del Sistema Solar a partir de una nebulosa primitiva tardó unos 200 millones de años y se puede resumir en los siguientes pasos:
Formación de una nebulosa de gas y polvo por la explosión de una supernova.
Colapso gravitatorio que provocó la formación del Sol y un disco nebular a su alrededor.
Formación de cuerpos de tamaño variable (de varios centímetros a varios kilómetros) por choque y fusión de las partículas del disco. Estos cuerpos reciben el nombre de planetesimales.
Acreción (choque y fusión) de los planetesimales y formación de los planetas alrededor del Sol.
Nebulosa giratoria constituida por enormes cantidades de polvo y gas, procedente de la explosión de una supernova
La atracción gravitatoria hizo que se formase una gran masa central, el sol, entorno al cual giraba un disco de partículas de polvo y gas.
Las partículas del disco giratorio se fusionaron formando cuerpos de mayor tamaño, los planetesimales.
Las colisiones y uniones de los planetesimales originaron cuerpos mayores, los planetas.
Formación de la Tierra
La Tierra se formó, como el resto de los planetas, hace 4.500 millones de años por el procedimiento descrito anteriormente
En el caso de la Tierra, los choques de los planetesimales durante el proceso de formación, así como la desintegración de isótopos radiactivos elevaron la temperatura del planeta recién formado hasta el punto de que los materiales que la constituían se encontrasen parcialmente fundidos. Esto permitió una diferenciación por densidades: Los más pesados, como el hierro y el níquel, se hundieron hacia el núcleo, dejando en la superficie los materiales más ligeros, como los silicatos. La estratificación térmica permitió la estructuración del planeta en tres grandes capas: corteza, manto y núcleo.
Una vez que se redujo el bombardeo de los planetesimales, la Tierra comenzó a enfriarse. Cuando la temperatura de su superficie bajó de los 100º C, el vapor de agua de la atmósfera pudo condensarse, se formaron las nubes, comenzó a llover y se formaron los océanos. Hace 4.000 millones de años ya había océanos en la Tierra. La temperatura del agua de estos océanos primitivos debió ser de unos 40º C, lo que favoreció el origen de la vida.
MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA
Los conocimientos que se tienen del interior de la Tierra se deben principalmente a la aplicación de métodos de estudio indirectos, ya que los métodos directos, como pueden ser el estudio de las minas o los sondeos practicados en la corteza terrestre, apenas proporcionan información al no alcanzar más que varios kilómetros de profundidad, frente a los 6.370 km del radio terrestre.
Entre los métodos indirectos que se utilizan para el conocimiento de la estructura interna de la Tierra se encuentran: el estudio de las ondas sísmicas, de la gravedad, de la temperatura en el interior de la Tierra, del magnetismo terrestre y el estudio de los meteoritos.
ESTUDIO DE LAS ONDAS SÍSMICAS
El método sísmico es el procedimiento que más información ha aportado acerca de la estructura del interior terrestre. Se basa en el estudio de los terremotos y del modo en que viajan las ondas que originan.
Los terremotos, también llamados sismos o seísmos, son vibraciones del terreno generadas por la liberación brusca de la energía acumulada en las rocas que se encuentran sometidas a esfuerzos. Se originan al fracturarse grandes masas de rocas o si, una vez fracturadas, se produce un nuevo desplazamiento. El lugar en que se origina el terremoto es el foco sísmico o hipocentro. El lugar de la superficie terrestre más próximo al foco sísmico es el epicentro.
La vibración generada en el foco sísmico se propaga en forma de ondas que van en todas direcciones. Se denominan ondas sísmicas y se distinguen varios tipos.
Tipos de ondas sísmicas
Las ondas símicas pueden ser profundas y superficiales
Ondas profundas
Ondas P, o primarias. Reciben este nombre porque son las que se desplazan a mayor velocidad y se registran las primeras en los sismogramas. Son ondas longitudinales, es decir, hacen vibrar las partículas en la misma dirección de propagación de la onda. A su paso, las rocas se comprimen y dilatan alternativamente a modo de acordeón. Atraviesan materiales sólidos y fluidos (por lo que atraviesan tanto todas las capas de la Tierra. Al llegar al núcleo se refractan, o sea, cambian la dirección de su trayectoria)
Ondas S, o secundarias. Se propagan a menor velocidad que las P. Son ondas transversales, es decir, hacen vibrar las partículas en una dirección perpendicular a la de propagación de la onda. Sólo atraviesan materiales sólidos (por lo que no atraviesan el núcleo).
Ondas superficiales
Ondas L o Love. Producen movimientos laterales de las partículas.
Ondas R o Rayleigh. Producen movimientos en forma de ola.
Las ondas superficiales son las causantes de los daños que provocan los terremotos y por su trayectoria no aportan información sobre la estructura del interior terrestre.
Registro y localización de terremotos
Para registrar y medir la magnitud de un terremoto se utilizan unos instrumentos muy sensibles, los sismógrafos, que dibujan unas gráficas llamadas sismogramas.
Las estaciones sismológicas sirven también para determinar la posición del epicentro de un terremoto.
La situación del epicentro, D, se calcula mediante la ecuación:
Donde A es la diferencia en segundos entre la llegada de las ondas P y S al sismógrafo y Vs y Vp son las velocidades de las ondas S y P respectivamente, medidas en km/s.
Los datos obtenidos por tres sismógrafos permiten localizar el epicentro de un terremoto trazando tres circunferencias, con centro en cada sismógrafo, de radios D1, D2 y D3 respectivamente. La intersección de las tres circunferencias señala la situación del epicentro.
Información que proporcionan las ondas sísmicas
La velocidad a la que se propagan las ondas sísmicas depende de las características de los materiales por los que viajan. La velocidad de propagación de las ondas sísmicas en el interior terrestre sufre variaciones graduales y, a veces, cambios bruscos. Estos cambios bruscos en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas corresponden a cambios en la composición química que reciben el nombre de discontinuidades y se utilizan para diferenciar las capas en que se divide el interior del planeta.
Asimismo, se ha comprobado que los sismógrafos registran ondas de tipo P y S hasta los 103º respecto al foco sísmico, entre los 103º y los 143º aparece una zona de sombra en la que no se registran ondas P ni S, y a partir de los 143º sólo aparecen las ondas P.
Esto se puede explicar si se admite la existencia de un núcleo externo fluido que no permite el paso de las ondas S y sí de las ondas P, las cuales se refractan (cambian su trayectoria al cambiar el estado físico del medio) al atravesar el núcleo 
En resumen, el estudio de las trayectorias y de las velocidades de propagación de las ondas sísmicas ha permitido a los científicos llegar a la conclusión de que el planeta Tierra está formado por una serie de capas concéntricas de distinta naturaleza físico-química: corteza, manto superior, manto inferior, núcleo externo y núcleo interno.
ESTUDIO DE LA GRAVEDAD TERRESTRE
Como consecuencia del campo gravitatorio terrestre, nuestro planeta ejerce una fuerza de atracción sobre los cuerpos de su entorno. Así, si dejamos caer libremente un objeto, éste se moverá con una aceleración que denominamos g.
El valor medio de la gravedad es de 9,81 m/s2 pero este valor no es constante en todos los puntos de la Tierra, ya que depende de varios factores como son la latitud, la altitud y la presencia de masas rocosas de diversa naturaleza.
Latitud.- El valor de g desciende desde los polos al ecuador, debido a que la Tierra no es una esfera, sino que su radio polar es 22 km más corto que el radio ecuatorial.
Altitud.- El valor de la gravedad disminuye con la altitud, al aumentar la distancia entre el centro del cuerpo y el centro de la Tierra.
La presencia de rocas de elevada densidad, como ocurre en los yacimientos de minerales metálicos, hace que se produzca una anomalía gravimétrica positiva (aumento de g), mientras que la presencia de rocas con densidad más baja de lo normal produce una anomalía gravimétrica negativa, como ocurre en los depósitos salinos, que suelen estar asociados a bolsas de petróleo.
Los estudios gravimétricos sirven, además, para calcular la densidad media de la Tierra y obtener información sobre el interior de nuestro planeta.
Estudio de la densidad de la Tierra
La densidad de un cuerpo es su masa partido por su volumen (d=M/V)
Considerando la Tierra como una esfera de radio 6.370 Km. podríamos calcular su volumen.
Por otra parte la masa de la Tierra se puede calcular a partir de la ley de la gravitación universal, según la cual la fuerza con la que dos cuerpos se atraen es directamente proporcional al producto de sus masas e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia que los separa:
G es la constante de gravitación universal (G = 6,67 · 10-11 m3/kg · s2)
Para un cuerpo situado en la superficie F es la fuerza con la que es atraído por la Tierra; M es la masa de la Tierra; m, la masa del cuerpo; y d, la distancia que separa el cuerpo del centro de la Tierra, o sea, el radio terrestre.
Como F = m · g (donde g es la aceleración de la gravedad = 9,8 m/s2), sustituimos su valor en la expresión anterior:
Dado que conocemos todos los valores, puede calcularse M, la masa del planeta.
Conociendo la masa y el volumen de la Tierra se ha calculado una densidad media de 5,5 g/cm3. Este valor contrasta con la densidad de las rocas que constituyen los continentes, que es de 2,7 g/cm3, por lo que se llegó a la conclusión de que la densidad no era uniforme y que los materiales internos deberían ser más densos que los superficiales. 
Actualmente se sabe que la densidad va aumentando a medida que profundizamos en el interior de la Tierra según la siguiente gráfica:
ESTUDIO DE LA TEMPERATURA EN EL INTERIOR DE LA TIERRA
Se ha observado que conforme se penetra en el interior del planeta, la temperatura va aumentando. A este aumento se le denomina gradiente geotérmico. Su valor medio es de 3º C cada 100 m hasta una profundidad de 200 Km. A partir de esta profundidad, la temperatura sigue aumentando, pero más lentamente. Se ha calculado que la temperatura en el centro de la Tierra es de unos 6.000º C
El calor interno se debe principalmente a la desintegración de minerales radiactivos en el interior del planeta y, en parte, al calor primordial producido durante el período de formación de la Tierra por los choques de planetesimales y meteoritos.
La cantidad de calor emitido desde el interior de la Tierra, denominado flujo térmico, no es uniforme en toda la superficie siendo más elevado en las dorsales oceánicas y en las zonas de mayor actividad geológica (volcanes y terremotos), mientras que es menor en las zonas más estables del planeta.
ESTUDIO DEL MAGNETISMO TERRESTRE
El planeta Tierra se comporta en su conjunto como un gran imán, hecho que se puede constatar al observar la orientación de la aguja de una brújula.
La explicación que se ha dado para justificar el campo magnético terrestre está en el núcleo de la Tierra. El núcleo terrestre, formado mayoritariamente por hierro, consta de una parte central sólida y otra periférica fluida, en la que se producen corrientes que podrían ser la causa del campo magnético terrestre.
Los polos del campo magnético terrestre no coinciden con los polos geográficos (el eje de rotación y el eje magnético forman un ángulo de unos once grados). Por otra parte, el estudio del magnetismo en épocas pasadas (paleomagnetismo) ha proporcionado información que permite afirmar que el campo magnético ha experimentado inversiones de la polaridad periódicamente, a intervalos irregulares, del orden de centenares de miles de años, en los cuales el polo norte magnético pasaba al sur y viceversa.
Los conocimientos de paleomagnetismo se basan en el estudio de rocas volcánicas como el basalto. El basalto contiene pequeños cristales de magnetita. Cuando esta roca comienza a solidificarse, dichos cristales, funcionando como pequeñas brújulas, se orientan en la misma dirección y sentido del campo magnético terrestre. Al completarse la solidificación el campo magnético queda grabado en la roca. Se ha comprobado que los basaltos de la misma edad tienen siempre la misma orientación magnética. Sin embargo, entre basaltos de edades diferentes puede darse una orientación magnética opuesta. Esta inversión se explica suponiendo que los polos magnéticos intercambian sus posiciones periódicamente. 
En determinados puntos de la corteza terrestre se detectan anomalías magnéticas. Estas anomalías locales se producen por la presencia de minerales de hierro, por lo que se utilizan para la localización de yacimientos de este metal.
El campo magnético terrestre forma la magnetosfera que protege al planeta de las emisiones de electrones y protones procedentes del Sol. En la zona de los polos penetran estas partículas, lo que provoca en los polos fenómenos luminosos conocidos como auroras boreales.
ESTUDIO DE LOS METEORITOS.
Del estudio de los meteoritos que han caído sobre la Tierra (cada año caen 20.000 toneladas de meteoritos), muchos de los cuales se han recogido en la Antártida, se puede tener un conocimiento indirecto sobre el interior del planeta.
Según una hipótesis muy verosímil, los meteoritos proceden en su mayoría del cinturón de asteroides, zona entre Marte y Júpiter donde se encuentran los fragmentos de un planeta de tipo terrestre que no llegó a formarse por la interacción del intenso campo gravitatorio de Júpiter. Suponiendo un origen común a los planetas de tipo de terrestre, los dos tipos de meteoritos encontrados en la Tierra, rocosos (formados principalmente por peridotitas) y los metálicos (formados por hierro y níquel), corresponderían respectivamente a la corteza y al núcleo de dicho planeta, lo cual corrobora otros estudios sobre la composición química de las diferentes capas de la Tierra.
LA ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA
La estructura interna de la Tierra se ha deducido mediante la aplicación de diversos métodos, sobre todo los sismológicos. En la actualidad se diferencian dos modelos estructurales: el modelo geoquímico y el modelo dinámico.
EL MODELO GEOQUÍMICO
El modelo geoquímico se basa en la composición química y divide a la Tierra en las siguientes capas: corteza, manto y núcleo.
Corteza.
Es la capa más externa y más delgada de las tres. En ella se distinguen la corteza continental y la oceánica.
La corteza continental es la que forma los continentes y tiene un espesor entre 25 y 70 Km. Está formada principalmente por granito y una cubierta de rocas sedimentarias. La corteza continental es muy antigua, habiéndose datado rocas próximas a los 4.000 millones de años.
La corteza oceánica es la que forma el fondo de los mares. Es más delgada que la anterior, con un espesor de unos 6 Km. Está constituida por basalto cubierto por una capa sedimentaria de espesor variable (más gruesa a medida que nos alejamos de las dorsales y prácticamente inexistente en las proximidades de las mismas). Sus rocas más antiguas tienen 180 millones de años, ya que como veremos más adelante, se van renovando lenta pero continuamente.
La corteza continental (el granito) es menos densa que la corteza oceánica (basalto), lo que impide la mezcla de ambas. En conjunto, la velocidad media de la corteza es de 2'7 g/cm3
La corteza limita con el manto por la discontinuidad de Mohorovicic.
Manto.
El manto es la capa intermedia y tiene una composición bastante homogénea en la que predomina la peridotita (roca plutónica formada por minerales entre los que destaca por su abundancia el olivino).
Aunque su composición es muy homogénea, su densidad no lo es tanto, ya que a una profundidad de unos 700 Km, la presión debida al peso de las rocas superiores es tan grande que los minerales adquieren una estructura más compacta, por lo que la roca se hace más densa. Este cambio de densidad constituye la discontinuidad de Repetti, que separa el manto superior del manto inferior, que llega a los 2.900 Km.
La densidad media del manto es de 5,6 gr/cm3.
El manto inferior limita con el núcleo por la discontinuidad de Gutenberg.
En la discontinuidad de Gutemberg, en el contacto entre el manto y el núcleo de hierro líquido, la temperatura se encuentra cerda de los 3.000ºC. En esta zona se encuentra una capa de varios cientos de kilómetros de transición que recibe el nombre de capa D.
Según algunos geólogos, el manto en su conjunto presenta un movimiento convectivo, semejante al que se produce en el agua de un recipiente puesto al fuego, pero mucho más lento (varios centímetros al año). Las corrientes de convección del manto partirían, según estos científicos, de la citada capa D.
Núcleo
El núcleo es la capa más profunda, formada por hierro (80%) y níquel (10%) principalmente, además de silicio, oxígeno y azufre en menores proporciones.
En el núcleo y en ella se registran máximas temperaturas (hasta 6 000º C) y tiene una densidad 13 gr/cm3
De acuerdo con las características de las ondas sísmicas, se divide en núcleo externo y núcleo interno. El núcleo externo presenta un estado fluido, por lo que no permite el paso de las ondas S, mientras que el núcleo interno está en estado sólido. En el núcleo externo, al ser fluido y estar sometido al movimiento de rotación de la Tierra, tienen lugar corrientes que se consideran las responsables del campo magnético terrestre.
El hecho de encontrarse el núcleo externo en estado fluido y el núcleo interno en estado sólido aún encontrándose este último a una temperatura más elevada, se explica teniendo en cuenta que el punto de fusión aumenta con la presión, y ésta es más elevada en el núcleo interno
El límite entre el núcleo externo y el interno se llama discontinuidad de Lehman.
EL MODELO DINÁMICO
El modelo dinámico se basa en el estado físico y la dinámica de cada capa. Según este modelo se distinguen la litosfera, la astenosfera, la mesosfera y la endosfera.
Litosfera. Es una capa sólida y rígida dividida en grandes fragmentos que constituyen las placas litosféricas. Comprende la corteza y los primeros kilómetros del manto superior alcanzando en conjunto un espesor de unos 100 km
Astenosfera. Es una capa que presenta cierta fluidez (en ella las rocas están parcialmente fundidas) que abarca desde el final de la litosfera hasta los 300 km de profundidad Según algunos geólogos los materiales de la astenosfera presentan corrientes de convección (movimientos circulares desde la parte inferior más caliente a la parte superior más fría), que se consideran responsables de la dinámica de las placas. Algunos científicos ponen en duda la existencia de la astenosfera, y piensan que las corrientes de convección afectan a todo el manto, desde la capa D, como se ha mencionado anteriormente.
Mesosfera. Comprende desde el final de la astenosfera al final del manto inferior, por lo que llega a una profundidad de 2.900 km.
Endosfera. Corresponde a todo el núcleo. El núcleo externo es fluido y tiene un comportamiento plástico; el núcleo interno es sólido y, por tanto, tiene un comportamiento rígido.
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