Estructura Interna de la Tierra

Capas Geoquímicas

Corteza

Corteza Continental

Tiene un espesor de 25-70 km y una densidad de 2.7 g/cm³. Está compuesta por cuarzo, feldespato y mica. En la parte inferior se encuentran rocas metamórficas como gneis y esquistos. Superficialmente, predominan el granito y rocas sedimentarias. Su edad oscila entre 0 y 4000 Ma.

Corteza Oceánica

Tiene un espesor de 5-10 km y está formada por sedimentos superficiales, basaltos y gabros (feldespatos y piroxenos). Su densidad es de 3 g/cm³ y su edad oscila entre 0 y 180 Ma.

Manto

Se extiende desde la discontinuidad de Mohorovičić (Moho) hasta los 2900 km de profundidad, representando el 83% del volumen de la Tierra. Está compuesto principalmente por oxígeno (O), silicio (Si), magnesio (Mg) y hierro (Fe). La roca predominante es la peridotita (olivino + piroxenos). Su densidad varía: 3.3 g/cm³ en la parte superior y 5.5 g/cm³ en la inferior.

Núcleo

Se encuentra por debajo de la discontinuidad de Gutenberg y representa el 16% del volumen de la Tierra. Su densidad oscila entre 10 y 13 g/cm³. Está compuesto principalmente por hierro (Fe) con un 6% de níquel (Ni), y un 12% de silicio (Si), oxígeno (O) y azufre (S).

Capas Dinámicas

Litosfera

Es la capa externa y rígida de la Tierra. Se divide en:

• Litosfera Oceánica: 50-100 km de espesor.
• Litosfera Continental: 100-300 km de espesor.

Manto Superior Sublitosférico

Se extiende hasta la discontinuidad de Repetti. Se comporta de forma rígida en periodos cortos y de forma plástica en periodos largos.

Manto Inferior

Se extiende hasta la discontinuidad de Gutenberg. En esta capa se producen corrientes de convección.

Capa D”

Se encuentra justo por encima de la discontinuidad de Gutenberg, con un espesor de 0-300 km. Se considera la base del manto.

Núcleo Externo

Se extiende hasta la discontinuidad de Lehmann. Está compuesto por hierro (Fe) y un 12% de níquel (Ni), silicio (Si), oxígeno (O) y azufre (S). Es responsable del campo magnético terrestre.

Núcleo Interno

Es la capa más interna de la Tierra. Está compuesto por hierro sólido y crece unas décimas de milímetro por año debido a la cristalización del núcleo externo.

Tectónica de Placas

Deriva Continental

Esta teoría propone que todos los continentes actuales formaban un supercontinente llamado Pangea, que se fragmentó y se desplazó hasta su configuración actual. Existen pruebas paleontológicas, biológicas, paleoclimáticas y geográficas que respaldan esta teoría.

Fondos Oceánicos

Dorsales

El océano Atlántico está recorrido por una dorsal oceánica de 2-3 km de altura que emerge en Islandia. Esta dorsal se bifurca hacia el océano Índico y Pacífico, alcanzando una longitud total de 60.000 km. Presenta un surco central (rift) limitado por fallas normales. Las fallas transformantes son fracturas transversales que cortan la dorsal.

Sedimentos

El espesor de los sedimentos oceánicos aumenta a medida que nos alejamos de la dorsal.

Juventud de la Corteza Oceánica

Los basaltos oceánicos son jóvenes, y su edad aumenta al alejarse de la dorsal, sin superar los 180 Ma.

Extensión del Fondo Oceánico

El paleomagnetismo (magnetismo remanente en las rocas) muestra que los basaltos oceánicos se magnetizan paralelamente al eje de la dorsal. La teoría de la extensión del fondo oceánico de Vine y Matthews explica este fenómeno: el magma emerge en la dorsal, se enfría y se magnetiza según la polaridad magnética existente. Este magma se aleja de la dorsal, y nuevo magma ocupa el espacio, registrando la polaridad magnética del momento. Los basaltos registran la historia de las inversiones de la polaridad magnética terrestre.

Hundimiento (Subsidencia Térmica)

El magma que emerge en las dorsales se enfría en contacto con el agua, se contrae y aumenta su densidad, lo que provoca su hundimiento.

Subducción

Es el proceso de hundimiento de la litosfera oceánica bajo otra placa litosférica. Existen tres tipos de subducción:

• Subducción Continental-Oceánica: La litosfera oceánica, más densa, subduce bajo la continental. Los sedimentos oceánicos se acumulan en el prisma de acreción, y entre este y el continente se forma una fosa oceánica. Los fragmentos de litosfera oceánica que no subducen se denominan ofiolitas. Este proceso produce terremotos someros (<70 km), intermedios (70-300 km) y profundos (300-700 km). El rozamiento genera calor, y el agua reduce el punto de fusión de las rocas, provocando la fusión parcial de las rocas silíceas.
• Subducción Oceánica-Oceánica: Cuando la litosfera oceánica alcanza una edad de aproximadamente 100 Ma, su densidad supera la del manto subyacente, lo que provoca su subducción espontánea. No se forma prisma de acreción. Ejemplos: fosas de las Marianas, Japón y Filipinas.
• Subducción Continental-Continental: Un océano que separa dos continentes se cierra por subducción. Los continentes chocan y uno cabalga sobre el otro, formando cadenas montañosas.

Fallas Transformantes

Son fallas con desplazamiento lateral. Cortan las dorsales oceánicas y las desplazan, o conectan diferentes límites de placas. No hay vulcanismo asociado y los terremotos son someros.

Movimiento de las Placas

El movimiento de las placas litosféricas se debe a varios factores:

• Energía térmica: Las corrientes de convección en el manto mueven las placas.
• Capa D”: Se originan puntos calientes que generan vulcanismo.
• Placas litosféricas: Son arrastradas por las corrientes de convección a una velocidad de 1-12 cm/año.
• Gravedad: La mayor altura de las dorsales favorece el deslizamiento del fondo oceánico. La litosfera subducida, densa y fría, arrastra el resto de la placa.

Principios de la Tectónica de Placas

1. La litosfera está dividida en placas.
2. Las placas tienen tres tipos de bordes: dorsales, zonas de subducción y fallas transformantes.
3. Las placas se desplazan sobre el manto sublitosférico.
4. El movimiento de las placas es causado por la energía térmica del interior de la Tierra y la gravedad.
5. La litosfera oceánica se renueva constantemente, mientras que la continental no.
6. La posición, tamaño y número de placas han cambiado a lo largo del tiempo geológico.

Minerales

Los minerales más frecuentes están formados por 8 elementos, con una proporción mayor al 1%. El silicio (Si) y el oxígeno (O) representan el 75% y forman los silicatos. Los carbonatos y sulfatos son menos frecuentes.

Silicatos

Están formados por silicio (Si) y oxígeno (O), a los que se añaden aluminio (Al), sodio (Na), potasio (K), calcio (Ca), hierro (Fe) y magnesio (Mg). La unidad básica es el tetraedro de silicio (un ión silicio + 4 iones oxígeno). Los silicatos se clasifican en:

• Olivinos: Tetraedros independientes.
• Piroxenos: Cadenas sencillas de tetraedros.
• Anfíboles: Cadenas dobles de tetraedros.
• Micas: Láminas de tetraedros.
• Feldespatos: Redes tridimensionales de tetraedros.
• Cuarzo: Redes tridimensionales de tetraedros.

Clasificación de los Minerales

• Elementos nativos (ej. diamante)
• Sulfuros (ej. pirita)
• Óxidos e hidróxidos (ej. casiterita)
• Sales haloideas (ej. fluorita)
• Nitratos y carbonatos (ej. calcita)
• Sulfatos (ej. yeso)
• Fosfatos (ej. apatita)
• Silicatos (ej. berilio)

Cristales

Los cristales son minerales con una estructura interna ordenada en redes (estructura cristalina). Un cristal ideal presenta forma geométrica, caras planas, aristas y vértices. La textura de una roca se refiere a la forma, tamaño y disposición de los cristales. Los sistemas de cristalización son: cúbico, hexagonal, trigonal, rómbico, monoclínico y triclínico. Los cristales se forman por solidificación, sublimación, precipitación de sustancias disueltas en gases o precipitación química. Para su formación se necesita tiempo, espacio y reposo.

Metamorfismo

El metamorfismo es el conjunto de cambios en la composición mineralógica y en la textura de una roca que ocurren en estado sólido como consecuencia de un aumento de presión y/o temperatura. Se produce entre 150 y 700-1000 °C. Durante el metamorfismo se pierde agua e intervienen fluidos. La presión reduce el volumen y favorece la formación de minerales más densos y plásticos. La foliación es la disposición en láminas de los minerales. Los fluidos (agua con iones) juegan un papel importante en las reacciones metamórficas.

Tipos de Metamorfismo

• Según la composición:
  • Isoquímico: la composición química global de la roca no varía.
  • Metasomatismo: la composición química global de la roca varía por intercambio de sustancias con fluidos.
• Según los valores de P y T:
  • De presión (dinámico): se produce a poca profundidad, con presiones dirigidas, en zonas de falla. Forma milonitas.
  • Térmico (de contacto): se produce sin mucha presión, por la intrusión de un magma. Forma corneanas.
  • Termodinámico (regional): combina presión y temperatura, se produce en zonas de subducción. Puede ser de grado alto, medio o bajo.

Cambios Metamórficos

• Aumento de la densidad
• Formación de nuevos minerales
• Recristalización (cristales más grandes)
• Reorientación de los cristales (por presiones dirigidas)

Textura Metamórfica

• Con foliación:
  • Gneísica: cristales grandes.
  • Esquistosa: foliación más ondulada que la pizarrosa, con cristales visibles.
  • Pizarrosa: laminación plana con cristales muy pequeños.
• Sin foliación: no contienen minerales laminares ni alargados.
  • Granoblástica: cristales iguales formando un mosaico de granos.