Tema 69

Este tema aborda la Tierra como cuerpo planetario dinámico: su origen en el contexto del Sistema Solar, su estructura y composición internas, y el largo camino conceptual que condujo desde las primeras teorías orogénicas y la deriva continental de Wegener hasta la tectónica de placas, el paradigma que unifica hoy la geología. Su interés es doble. Por un lado, sintetiza los grandes procesos geológicos internos —sismicidad, vulcanismo, formación de cordilleras— bajo un único marco explicativo; por otro, constituye un caso histórico ejemplar de cómo se construye y se acepta una teoría científica, con sus resistencias y sus revoluciones.

En el temario del cuerpo 590-007, este tema pertenece al bloque de Geología y enlaza con los dedicados a la dinámica externa, el magmatismo, el metamorfismo y el registro geológico. Conviene abordarlo teniendo presente la escala del tiempo profundo: los procesos que aquí se describen operan a lo largo de miles de millones de años, una magnitud temporal que exige un esfuerzo de abstracción tanto para el opositor como para el futuro alumnado.

1. El origen de la Tierra

La Tierra se formó hace unos 4600 millones de años (Ma), de manera prácticamente simultánea al resto del Sistema Solar. La hipótesis hoy aceptada es la teoría nebular (con raíces en Kant y Laplace y desarrollada en la moderna teoría de la acreción). Según ella, una nebulosa de gas y polvo interestelar —enriquecida por los restos de estrellas anteriores— colapsó gravitatoriamente, quizá desencadenada por la onda de choque de una supernova cercana.

Al contraerse, la nube giró cada vez más deprisa por conservación del momento angular y se aplanó en un disco protoplanetario con una protoestrella central, el Sol, que se encendió al alcanzar en su núcleo las condiciones de la fusión del hidrógeno. En el disco, las partículas de polvo colisionaron y se agregaron por acreción, formando cuerpos crecientes: granos, planetesimales (de km) y finalmente protoplanetas. Cerca del Sol solo condensaron los materiales refractarios (silicatos y metales), lo que explica que los planetas interiores —incluida la Tierra— sean rocosos y densos.

La Tierra primitiva era un cuerpo caliente y en buena parte fundido. El calor procedía de tres fuentes: la energía de los impactos de acreción, la compresión gravitatoria y, sobre todo, la desintegración de isótopos radiactivos ($^{238}\mathrm{U}$, $^{235}\mathrm{U}$, $^{232}\mathrm{Th}$, $^{40}\mathrm{K}$). Este calor permitió la diferenciación geoquímica: en la llamada catástrofe del hierro, los metales densos (Fe, Ni) migraron hacia el centro formando el núcleo, mientras los silicatos, más ligeros, quedaron en el exterior (manto y corteza). La desgasificación del interior aportó los volátiles que originaron una atmósfera primitiva y, más tarde, la hidrosfera.

Un episodio singular fue la formación de la Luna. La hipótesis del gran impacto propone que un protoplaneta del tamaño de Marte (Theia) colisionó con la Tierra hace unos 4500 Ma; el material eyectado se acumuló en órbita y se acrecionó formando el satélite, lo que explica su composición y su bajo contenido en hierro.

La edad de la Tierra se determina por datación radiométrica. La desintegración de un isótopo padre sigue una ley exponencial:

donde $\lambda$ es la constante de desintegración y $t_{1/2}$ el periodo de semidesintegración. Midiendo la relación entre isótopo padre e hijo (por ejemplo, $^{238}\mathrm{U} \rightarrow \,^{206}\mathrm{Pb}$) se obtiene la antigüedad. Como las rocas terrestres más antiguas se han reciclado, la edad del planeta se cifró a partir de meteoritos —restos originales del Sistema Solar—, arrojando el valor de $\approx 4{,}55 \times 10^{9}$ años.

2. Estructura y composición de la Tierra

El interior terrestre no es accesible de forma directa, salvo por sondeos someros. Su conocimiento procede de métodos indirectos, entre los que destaca la sismología. Las ondas sísmicas generadas por los terremotos se propagan por el interior y se refractan y reflejan al cambiar el medio, revelando discontinuidades internas. Existen dos tipos de ondas internas:

• Ondas P (primarias, longitudinales): son las más rápidas y se propagan por sólidos y por fluidos.
• Ondas S (secundarias, transversales): más lentas y no atraviesan los fluidos, pues estos no soportan esfuerzos de cizalla.

Sus velocidades dependen de las propiedades elásticas del medio:

donde $K$ es el módulo de compresibilidad, $\mu$ el módulo de rigidez (cizalla) y $\rho$ la densidad. Puesto que en un líquido $\mu = 0$, resulta $v_S = 0$: la ausencia de ondas S más allá de cierta profundidad demuestra que el núcleo externo es líquido. Además, la existencia de una zona de sombra para las ondas P (aproximadamente entre 103° y 143° de distancia angular del foco) delimita el tamaño del núcleo.

Con estos datos se establecen dos modelos complementarios del interior:

Modelo geoquímico (por composición). Distingue tres capas separadas por discontinuidades:

• Corteza: capa externa, delgada y heterogénea. La continental, granítica y rica en Si y Al (SIAL), tiene un espesor medio de unos 35 km y densidad $\approx 2{,}7\ \mathrm{g\,cm^{-3}}$; la oceánica, basáltica y más rica en Si y Mg (SIMA), es más delgada (unos 7 km) y densa ($\approx 3{,}0\ \mathrm{g\,cm^{-3}}$). El límite con el manto es la discontinuidad de Mohorovičić (Moho).
• Manto: hasta unos 2900 km. Compuesto por peridotita (silicatos de Fe y Mg, con olivino y piroxenos). Se subdivide en manto superior e inferior por una zona de transición (discontinuidad de Repetti, hacia los 660 km).
• Núcleo: de aleación de hierro y níquel (NIFE). La discontinuidad de Gutenberg ($\approx 2900$ km) lo separa del manto; en su interior, la discontinuidad de Lehmann ($\approx 5150$ km) distingue el núcleo externo, líquido, del interno, sólido.

Modelo dinámico (por comportamiento mecánico). Atiende a la rigidez y es el más útil para la tectónica de placas:

• Litosfera: capa rígida externa (corteza + parte superior del manto), de unos 100 km, fragmentada en placas.
• Astenosfera: manto superior parcialmente fundido y dúctil, sobre el que se desplazan las placas.
• Mesosfera (manto inferior): sólida pero capaz de fluir muy lentamente.
• Núcleo externo (líquido) e interno (sólido): en el externo, los movimientos de convección del hierro fundido generan el campo magnético terrestre por efecto dinamo.

La densidad media del planeta ($\approx 5{,}51\ \mathrm{g\,cm^{-3}}$) supera con mucho la de las rocas superficiales, prueba de que el interior es progresivamente más denso. La temperatura aumenta con la profundidad según el gradiente geotérmico (del orden de 3 °C por cada 100 m en la corteza), consecuencia del calor interno residual y radiogénico.

3. Las teorías orogénicas

La orogénesis es el conjunto de procesos que forman las cordilleras. Antes de la tectónica de placas, se propusieron diversas teorías para explicar por qué existen montañas, casi todas de carácter fijista (los continentes ocupan posiciones fijas):

• Contraccionismo (Élie de Beaumont, s. XIX). Suponía que la Tierra, al enfriarse desde su origen incandescente, se contraía y arrugaba su superficie como la piel de una manzana que se seca; las arrugas serían las cordilleras. El descubrimiento de la radiactividad —fuente de calor interno— invalidó la premisa del enfriamiento constante.
• Teoría de los geosinclinales (J. Hall, J. Dana). Postulaba que grandes cuencas alargadas y subsidentes (geosinclinales) acumulaban enormes espesores de sedimentos que, al comprimirse y plegarse, daban lugar a las montañas. Describía bien la sedimentación, pero no aportaba un mecanismo convincente para la compresión.
• Isostasia (concepto de Pratt y Airy; término acuñado por Dutton). No es una teoría orogénica en sentido estricto, sino el principio del equilibrio gravitatorio de la litosfera sobre la astenosfera, análogo a la flotación: los bloques corticales “flotan” según su espesor y densidad. En el modelo de Airy, un relieve de altura $h$ posee una raíz de profundidad $r$ que lo compensa:

siendo $\rho_c$ la densidad de la corteza y $\rho_m$ la del manto. La isostasia explica el ascenso de una región al erosionarse (reajuste isostático) y sigue plenamente vigente.

Estas teorías fijistas explicaban aspectos parciales, pero ninguna ofrecía una visión global. La orogénesis solo se comprendió cabalmente al integrarse en la tectónica de placas, que la interpreta como el resultado de la convergencia de placas: márgenes activos de tipo andino (subducción bajo un continente), colisiones continentales (como el Himalaya) o arcos de islas.

4. La deriva continental

En 1912, el meteorólogo y geofísico Alfred Wegener formuló la teoría de la deriva continental, expuesta en su obra El origen de los continentes y océanos (1915). Su tesis, radicalmente movilista, proponía que en el pasado todos los continentes estuvieron unidos en un único supercontinente, Pangea, rodeado por un océano universal, Panthalassa. Hace unos 200 Ma, Pangea comenzó a fragmentarse y los continentes “derivaron” hasta sus posiciones actuales.

Wegener reunió un notable conjunto de pruebas:

• Geográficas (morfológicas): el encaje casi perfecto de las líneas de costa a ambos lados del Atlántico, en especial entre Sudamérica y África. El ajuste es aún mejor si se consideran los taludes continentales.
• Paleontológicas: fósiles idénticos de organismos incapaces de cruzar océanos aparecen en continentes hoy separados. Son emblemáticos el reptil Mesosaurus (Sudamérica y África), el helecho Glossopteris, y los reptiles Cynognathus y Lystrosaurus.
• Geológicas (litológicas y estructurales): continuidad de formaciones rocosas y de cordilleras a un lado y otro del Atlántico (por ejemplo, los Apalaches y los relieves caledónicos de Europa), que encajan al reunir los continentes.
• Paleoclimáticas: depósitos glaciares (tillitas) de la misma edad en regiones hoy tropicales de Sudamérica, África, India y Australia, indicativos de una antigua glaciación austral cuando esas tierras formaban un solo bloque cerca del polo; y, a la inversa, yacimientos de carbón de clima cálido en latitudes hoy frías.

Pese a la solidez de sus pruebas, la teoría fue rechazada por la mayoría de la comunidad geológica de su época. El motivo principal era la ausencia de un mecanismo físico plausible: las fuerzas que Wegener invocaba —la fuerza centrífuga por rotación (Polflucht) y las mareas— eran manifiestamente insuficientes para desplazar los continentes surcando el fondo oceánico. La deriva continental hubo de esperar varias décadas, hasta que la exploración de los fondos marinos aportara ese mecanismo ausente.

5. Interpretación global de los fenómenos geológicos a la luz de la tectónica de placas

Tras la Segunda Guerra Mundial, la exploración oceanográfica reveló datos decisivos. Harry Hess y Robert Dietz propusieron la expansión del fondo oceánico (seafloor spreading, 1960-62): en las dorsales oceánicas asciende material del manto que crea corteza oceánica nueva, la cual se aleja a ambos lados como una cinta transportadora y se destruye en las fosas por subducción. Así, los continentes no surcan el océano —como suponía Wegener—, sino que son transportados pasivamente por la litosfera en movimiento.

La prueba definitiva llegó del paleomagnetismo. Al solidificar, las rocas volcánicas registran la orientación del campo magnético terrestre, que se ha invertido numerosas veces a lo largo del tiempo geológico. Vine, Matthews y Morley descubrieron que el fondo oceánico presenta bandas magnéticas simétricas y paralelas a las dorsales, de polaridad normal e invertida alternante. Ese patrón “de código de barras” simétrico es exactamente lo que predice la expansión oceánica y permitió datar y medir su velocidad. A ello se sumaron las zonas de Wadati-Benioff (planos inclinados de sismicidad profunda), que marcan el descenso de la litosfera subducida.

Con estas evidencias, hacia 1967-68 se formuló la teoría de la tectónica de placas (Morgan, McKenzie, Le Pichon, entre otros). Sus postulados son:

1. La litosfera está fragmentada en una decena de placas rígidas (mayores, como la Pacífica, la Euroasiática o la Norteamericana, y otras menores) que se desplazan sobre la astenosfera dúctil.
2. Las placas pueden ser oceánicas, continentales o mixtas, e interaccionan únicamente en sus bordes, donde se concentran los fenómenos geológicos.

Se distinguen tres tipos de bordes o límites de placa:

• Divergentes (constructivos): las placas se separan y se genera litosfera nueva. Corresponden a las dorsales oceánicas y a los rifts continentales (como el Rift del este de África). Vulcanismo efusivo y sismicidad superficial.
• Convergentes (destructivos): las placas se aproximan. Si una es oceánica, subduce bajo la otra (márgenes tipo andino u arcos de islas), con fosas, vulcanismo explosivo y terremotos profundos; si ambas son continentales, se produce colisión y orogénesis (el Himalaya, por la colisión de India con Asia).
• Transformantes (conservativos): las placas se deslizan lateralmente sin crear ni destruir litosfera, a lo largo de fallas transformantes (como la falla de San Andrés), con intensa sismicidad superficial.

El motor del movimiento reside en las corrientes de convección del manto, impulsadas por el calor interno, complementadas por el empuje de la dorsal (ridge push) y, sobre todo, por la tracción de la placa subducida (slab pull), cuyo peso arrastra al resto. Los puntos calientes (hot spots), plumas fijas de material caliente propuestas por J. Tuzo Wilson y Morgan, generan cadenas de volcanes (como Hawái) que registran el desplazamiento de la placa sobre ellos.

La tectónica de placas constituye una teoría unificadora: explica de forma coherente la distribución mundial de terremotos y volcanes (ceñida a los bordes de placa), la orogénesis, la formación y destrucción de océanos, la edad creciente del fondo oceánico al alejarse de las dorsales y la migración de los continentes. El ciclo de Wilson describe la apertura y cierre cíclicos de las cuencas oceánicas y, con ello, la formación y fragmentación periódica de supercontinentes a lo largo de la historia de la Tierra.

Aplicación didáctica

Aunque este tema pertenece al temario del cuerpo de Física y Química (590-007), sus contenidos se imparten en la materia de Biología y Geología de la ESO y se profundizan en Geología y Ciencias Ambientales de Bachillerato. En el currículo LOMLOE (Real Decreto 217/2022), la estructura de la Tierra y la tectónica de placas se abordan especialmente en 3.º y 4.º de ESO, integradas en los saberes básicos sobre la geodinámica y la historia del planeta.

El tema es idóneo para desarrollar la competencia STEM y el pensamiento científico, pues ilustra el uso de métodos indirectos (sismología, paleomagnetismo) y el papel de la evidencia en la aceptación de una teoría. La historia de la deriva continental —una hipótesis correcta rechazada por carecer de mecanismo— resulta muy formativa para comprender la naturaleza de la ciencia. Se presta a situaciones de aprendizaje con mapas, cortes geológicos, modelos de convección con fluidos y análisis de datos sísmicos reales.

Conviene anticipar ideas previas y errores frecuentes: confundir corteza con litosfera (la litosfera incluye el manto superior rígido); creer que los continentes “flotan y navegan” sobre el océano, en lugar de ser transportados por placas litosféricas sobre la astenosfera; identificar deriva continental y tectónica de placas como sinónimos, cuando la primera es la hipótesis previa de Wegener y la segunda la teoría que la explica y supera; suponer que el interior terrestre está “hueco” o formado por lava líquida en su totalidad; y, de fondo, la dificultad para manejar la escala del tiempo geológico. El uso de analogías (la manzana arrugada, la cinta transportadora, los códigos de barras magnéticos) ayuda a corregir estas concepciones, siempre señalando sus límites.

Conclusión

La Tierra se originó por acreción a partir de la nebulosa solar hace unos 4600 Ma y se diferenció en capas concéntricas —núcleo, manto y corteza— reveladas hoy por la propagación de las ondas sísmicas. La comprensión de su dinámica recorrió un largo camino: de las teorías orogénicas fijistas, que explicaban las montañas de forma parcial, a la audaz deriva continental de Wegener, rechazada por su falta de mecanismo, y de ahí, gracias a la expansión del fondo oceánico y al paleomagnetismo, a la tectónica de placas. Esta teoría integra bajo un mismo marco la sismicidad, el vulcanismo, la orogénesis y el movimiento de los continentes, y constituye el paradigma unificador de la geología moderna, comparable en alcance a lo que la teoría atómica supone para la química o la selección natural para la biología.