Explorando el Interior de la Tierra: Métodos de Estudio y Dinámica de Placas

Métodos de Estudio del Interior de la Tierra

Observaciones Directas

Las observaciones directas son limitadas debido a la inaccesibilidad del interior profundo de la Tierra. Sin embargo, se pueden obtener datos a través de:

• Materiales volcánicos: La composición de la lava y otros materiales expulsados por los volcanes proporciona información sobre el manto superior.
• Perforaciones profundas: Los pozos de perforación, aunque alcanzan profundidades limitadas, permiten el estudio directo de las rocas y la toma de muestras.

Observaciones Indirectas

La mayor parte de nuestro conocimiento del interior de la Tierra proviene de métodos indirectos, que incluyen:

• Estudio de meteoritos: Los meteoritos, especialmente los metálicos, se consideran análogos a la composición del núcleo terrestre.
• Estudio de la presión: La presión aumenta con la profundidad debido al peso de las capas superiores.
• Estudio de la densidad: La densidad de las rocas aumenta con la profundidad, lo que se puede inferir a partir de la velocidad de las ondas sísmicas.
• Estudio de la temperatura: La temperatura también aumenta con la profundidad, como lo indica el gradiente geotérmico.
• Gradiente geotérmico: Es la tasa de aumento de la temperatura con la profundidad.
• Estudio del campo magnético terrestre: El campo magnético se genera en el núcleo externo líquido, y su estudio proporciona información sobre la composición y dinámica de esta región.
• Estudio de los valores de la gravedad: Las variaciones en la gravedad terrestre revelan diferencias en la densidad de las capas internas.
• Estudio de sismos y ondas sísmicas: Las ondas sísmicas generadas por los terremotos viajan a través de la Tierra y se refractan y reflejan en las interfaces entre las diferentes capas. El análisis de estas ondas permite determinar la estructura interna de la Tierra.

Tipos de Ondas Sísmicas

• Ondas P (Primarias): Son las más rápidas, se propagan en medios sólidos y líquidos, y las partículas se mueven de forma paralela a la dirección de la onda.
• Ondas S (Secundarias): Son más lentas, solo se propagan en medios sólidos, y las partículas se mueven perpendicularmente a la dirección de la onda.

Discontinuidades Sísmicas

Las discontinuidades sísmicas son interfaces donde la velocidad de las ondas sísmicas cambia abruptamente, indicando un cambio en la composición o el estado físico de los materiales.

• Discontinuidad de Mohorovicic: Marca el límite entre la corteza y el manto. Se encuentra a unos 30 km de profundidad en los continentes y a unos 10 km en los océanos.
• Discontinuidad de Gutenberg: Se ubica a 2900 km de profundidad y separa el manto del núcleo.
• Discontinuidad de los 670 km: Divide el manto en manto superior e inferior.
• Discontinuidad de Lehmann: Se encuentra a 5100 km de profundidad y separa el núcleo externo líquido del núcleo interno sólido.

Teoría del Punto Caliente

La existencia de volcanes o islas volcánicas en medio de las placas tectónicas se explica mediante la teoría del punto caliente. Un punto caliente es una pluma térmica que asciende desde el manto profundo y permanece relativamente fija en su posición. A medida que la placa tectónica se mueve sobre el punto caliente, se forman una serie de volcanes, como en el caso del archipiélago de Hawái.

Ciclo de Wilson

El ciclo de Wilson describe el proceso cíclico de apertura y cierre de las cuencas oceánicas, impulsado por la tectónica de placas. Las etapas del ciclo son:

1. Etapa embrionaria: El magma comienza a ascender desde el manto.
2. Etapa de juventud: El magma produce un abombamiento en la litosfera, que se fractura y comienza a separarse en dos mitades.
3. Etapa de madurez: Se forma un nuevo océano. Algunos bloques se hunden, mientras que otros permanecen elevados. En los bloques hundidos, el agua del nuevo océano se acumula.
4. Etapa de declive: Cuando el magma deja de ascender, se solidifica y forma un rift. El magma solidificado empuja la corteza oceánica, ampliando su anchura.
5. Etapa de subducción: La litosfera oceánica, más densa, se dobla y se introduce debajo de la litosfera continental, menos densa. Los sedimentos acumulados entre ambas se pliegan y forman cordilleras pericontinentales.
6. Etapa de colisión temprana: La subducción de la litosfera oceánica provoca la formación de arcos-isla volcánicos y la creación de un mar interior entre la cordillera pericontinental y el arco-isla.
7. Etapa de colisión tardía: Los arcos-isla se agrandan, el mar interior desaparece y se forma una cordillera litoral.
8. Etapa de sutura: La colisión entre dos masas continentales genera la formación de cordilleras encima de ellas, con un océano remanente entre ambas.
9. Etapa de orogenia: La colisión de dos litosferas continentales, ambas poco densas, con la astenosfera debajo, produce grandes elevaciones de los sedimentos, formando montañas tanto en el exterior como en el interior. Estas montañas se denominan cordilleras intracontinentales.