Mientras que hemos estudiado y aprendido muchas cosas sobre la superficie de la Tierra (sobre la que vivimos) desde la antigüedad siempre ha sido un gran misterio como era el interior de la Tierra.
Con el advenimiento de la ciencia geológica y el hallazgo de nuevas técnicas gracias al desarrollo tecnológico hemos ido descubriendo un gran número de cosas que nos han permitido elaborar algunos modelos sobre el interior de la Tierra que se acerquen a la realidad.
Con todo quedan muchísimas cosas que descubrir, aprender y experimentar para profundizar en el conocimiento de la estructura interna de nuestro planeta.
1. Métodos de estudio del interior de la Tierra
Podemos clasificar estos métodos en dos grandes grupos: directos e indirectos.
1.1. Métodos directos
Consisten en la observación directa de los materiales que componen nuestro planeta o de algunas de sus propiedades físicas.
Existen grandes dificultades técnicas para acceder al interior de la Tierra, debido a sus condiciones físico-químicas.
Las minas más profundas han conseguido llegar hasta los 3 000 m, una distancia muy corta si la comparamos con el radio terrestre.
Los sondeos geológicos consisten en perforar el terreno y, mediante un tubo ex tractor, sacar a la superficie una columna de materiales llamada testigo. Se utilizan para conocer la estructura geológica de un terreno con fines mineros o para la realización de estudios previos a la ubicación de obras públicas como carreteras, canteras o presas.
Pero las condiciones de presión y temperatura del interior hacen casi imposible, con las técnicas y materiales actuales, superar los 12 km de profundidad que se alcanzaron en el sondeo de investigación realizado en la península de Kola (Rusia). A esa profundidad la temperatura ya era de 180 ºC lo que dificulta enormemente seguir excavando.
Teniendo en cuenta que la Tierra tiene unos 6 371 km de radio podemos adivinar que 12 km es arañar (poco) la superficie.
Con estos sondeos se ha conseguido llegar a zonas profundas de la corteza, de donde se han obtenido peridotitas. Las peridotitas son rocas magmáticas plutónicas de color verde oscuro, formadas por olivino y piroxenos (silicatos de Fe y Mg).
.jpg)
Se han llevado a cabo varios proyectos de sondeos de investigación para conocer mejor la corteza terrestre. En 1968 EE UU comenzó con el DSDP (Deep Sea Drilling Project). En 1975, el proyecto se internacionalizó, gracias a la colaboración de varios países, con el IPOD (International Phase of Ocean Drilling). Desde 2004 está en marcha el IODP (Integrated Ocean Drilling Program), que se dedica a la exploración de la historia de la Tierra y al estudio de las huellas que ha dejado el paso del tiempo en las estructuras y sedimentos del suelo marino.
Los volcanes también ofrecen información muy valiosa a partir de los materiales que expulsan, procedentes de zonas a mayor o menor profundidad del interior de la Tierra. Entre la lava podemos encontrar xenolitos (fragmentos sólidos de rocas que proceden de zonas más profundas del manto).
Asimismo, en los orógenos o cadenas montañosas afloran materiales, al desaparecer las rocas que los recubrían a causa de la erosión, originados a cierta profundidad que aportan información valiosa sobre el interior de la Tierra.
Todos estos métodos directos proporcionan información fidedigna y objetiva sobre el interior del planeta, pero tan solo tienen acceso a los primeros metros del manto.
1.2. Métodos indirectos
Los escasos datos que nos proporcionan los métodos directos sobre la naturaleza del interior de la Tierra deben ser completados por los métodos indirectos. Con la información que obtenemos de ellos podemos construir un modelo de nuestro planeta.
1.2.1. Método gravimétrico
Los valores teóricos esperados para la gravedad no siempre coinciden con los valores reales obtenidos mediante los gravímetros. Estas diferencias se denominan anomalías gravimétricas (figura 1.3). Cuando la diferencia entre el valor real y el teórico es mayor que cero, se dice que la anomalía es positiva, y si es menor que cero, negativa.
Las anomalías gravimétricas positivas se dan en zonas de la Tierra donde el manto está más próximo a la superficie, pues aquí la densidad es mayor (3,3 g/cm3). Sin embargo, en zonas donde la corteza está engrosada, las anomalías gravimétricas son negativas debido a la menor densidad de la corteza continental (2,8 g/cm3).
El estudio de las anomalías gravimétricas sirve para localizar yacimientos minerales cuya densidad sea diferente a la densidad de las rocas que se encuentran a su alrededor. Las anomalías gravimétricas positivas indican zonas con abundancia de minerales metálicos (más densos), y las zonas con anomalías negativas pueden señalar la presencia de rocas menos densas, como las evaporitas.
La densidad media de la Tierra es de 5,52 g/cm3 y la densidad media de las rocas de los continentes es de 2,7 g/cm3. Debido a esta discrepancia Wiechert postuló que en el núcleo terrestre debería haber materiales más densos.
Un mineral que respondería a esta mayor densidad y que es lo suficientemente abundante en el sistema solar es el hierro. La hipótesis de un núcleo de hierro explicaría la presencia del potente campo magnético terrestre.
1.2.2. Temperatura
La temperatura del interior de la Tierra aumenta con la profundidad a razón de 3 °C por cada 100 m de profundidad. Esta magnitud se denomina gradiente geotérmico.
La temperatura del interior de la Tierra proviene del calor residual de su formación y de la desintegración de elementos radiactivos.
Sin embargo, el gradiente geotérmico solo mantiene ese valor constante durante los primeros 30-50 km de profundidad; a mayor profundidad el gradiente geotérmico disminuye (en el manto se estima que el aumento es de 0,5 ºC/km), de tal manera que la temperatura en el centro del planeta es de unos 6 000° C.
Si observamos la Figura 1.4, que muestra la curva de aumento de la temperatura en el interior terrestre, podemos sacar algunas conclusiones.
Aunque las temperaturas del manto son superiores a los puntos de fusión de la mayoría de las rocas conocidas, el material que forma el manto no está fundido debido a la presión existente a estas profundidades.
La curva 1 explica la existencia de materiales semifundidos en la astenosfera, y la curva 2, la de un núcleo externo líquido. En el núcleo interno el aumento de la presión vuelve a hacer que los materiales estén en estado sólido y no fundidos.
El calor en la Tierra se transmite de las formas habituales. Hay que tener en cuenta que recibe calor de la radiación solar y emite a su vez radiación como consecuencia de su mayor temperatura.
La Tierra se comporta como un gran imán que genera a su alrededor un campo magnético (figura 1.5).
El núcleo externo, de naturaleza fluida y metálica, está en continuo movimiento (debido a la rotación de la Tierra y a las corrientes de convección generadas por el calor del núcleo interno) y presenta una rotación diferencial con respecto al núcleo interno, sólido pero también metálico. Esto convierte al núcleo terrestre en una dinamo autoinducida que transforma energía mecánica en energía eléctrica y esta a su vez produce un campo magnético. El polo positivo se encuentra en torno al polo Sur geográfico, el polo negativo está situado en torno del polo Norte geográfico.
El campo magnético terrestre presenta variaciones locales producidas por las diferencias en los materiales que constituyen la corteza terrestre. Estas variaciones se denominan anomalías magnéticas.
Las anomalías magnéticas positivas pueden originarse por la existencia, en profundidad, de rocas más ricas en hierro, es decir, más magnéticas; las negativas se explican por la existencia en profundidad de rocas no magnéticas, como, por ejemplo, rocas salinas.
Los polos magnéticos de la Tierra no coinciden con los geográficos, sino que se localizan a cierta distancia de estos. Por eso, la brújula señala el polo norte magnético pero no el geográfico. Para saber dónde está el Norte geográfico habría que sumarle o restarle la declinación magnética, que es el ángulo que forma el meridiano magnético con el geográfico. Además los polos magnéticos se mueven constantemente y cada cierto tiempo, por motivos desconocidos, se invierten.
1.2.4. Estudio de meteoritos
Los meteoritos son cuerpos sólidos que entran en la órbita de la Tierra. Algunos de ellos impactan contra la superficie de nuestro planeta y otros muchos, los más pequeños, se desintegran al entrar en la atmósfera y son lo que llamamos «estrellas fugaces».
La mayor parte de los meteoritos proceden del cinturón de asteroides, formado por multitud de cuerpos sólidos -de tamaños muy variados y edad algo mayor que la de la Tierra, que giran alrededor del Sol en una órbita situada entre las de Marte y Júpiter. Su origen es incierto: quizá se trate de planetesimales y planetoides que no llegaron a aglomerarse para dar lugar a un planeta de tipo terrestre, debido a las interferencias gravitacionales de un planeta gigante como Júpiter.
Es lógico pensar que, si todo el sistema solar se formó a la vez, la composición de los meteoritos sería similar a la de los planetesimales que originaron la Tierra, es decir, similar a la composición de esta. Por tanto, podrían informarnos de la naturaleza de los materiales existentes en el interior terrestre. Podemos clasificar los meteoritos, por su composición, en cuatro tipos:
No se deben confundir los meteoritos con las tectitas. Estas últimas son rocas terrestres que se han fundido a causa del calor producido por el impacto de un meteorito. Son mucho más frecuentes que los meteoritos y de menor valor científico.
Con la prensa de yunque de diamante se consiguen alcanzar presiones tan altas como las existentes a muchos kilómetros de profundidad. Gracias a esto podemos estudiar que tipo de minerales se forman en determinadas situaciones teóricas.
Hemos dejado el mejor para el final porque este método es el que más datos ha aportado al conocimiento de la estructura interna y la composición de nuestro planeta. Se basa en el estudio de las ondas sísmicas que se originan al producirse un terremoto y que atraviesan toda la Tierra. Estas ondas se pueden estudiar en unas gráficas, llamadas sismogramas, que captan los sismógrafos instalados por todo el mundo.
Un terremoto supone la liberación, casi instantánea, de la energía mecánica acumulada en puntos muy concretos del interior de la Tierra, siempre ligados a grandes fallas que separan bloques con movimientos diferentes.
El estudio de la propagación de las ondas sísmicas por el interior terrestre facilita una información de gran interés sobre la naturaleza de los materiales que forman nuestro planeta, puesto que su velocidad de propagación depende de propiedades físicas como la densidad, la rigidez y la compresibilidad de los materiales que atraviesan.
ONDAS SÍSMICAS
En el hipocentro se generan dos tipos de ondas:
A) Ondas P o primarias; son las más rápidas, se propagan a velocidades de 6-13 km/s, y por tanto las que llegan antes. Las partículas vibran en la misma dirección en que se transmite la onda, por eso son ondas longitudinales.
La velocidad de estas ondas es mayor cuanto menor es la densidad de la roca y mayor cuanto más rígida es. Aunque se transmitan a menor velocidad, las ondas P pueden transmitirse en fluidos.
B) Ondas S o secundarias; son más lentas, se propagan a velocidades de 3-8 km/s. Las partículas vibran transversalmente a la dirección de propagación, por lo que son ondas transversales.
C) Ondas superficiales; son ondas que se desplazan por la superficie del terreno (salen del epicentro cuando llegan al mismo las ondas P y S). Son ondas de baja frecuencia y gran longitud de onda cuya acción conjunta es la responsable de los desastres producidos por los terremotos. No aportan información sobre la estructura del interior de la Tierra. Hay dos tipos: ondas Rayleigh (movimientos elípticos) y Ondas L o Love (movimientos transversales).
Las ondas sísmicas, como todo fenómeno vibratorio (luz, sonido, etc.), se refractan, es decir, cambian su dirección de propagación al pasar de un medio a otro donde la velocidad de propagación es distinta. La dirección de la onda refractada depende de que su velocidad de propagación aumente o disminuya al pasar de uno a otro.
El estudio de muchos sismogramas ha permitido conocer cuál es la trayectoria de las ondas sísmicas en el interior de la Tierra, así como la velocidad a la que se transmiten por las distintas capas de nuestro planeta.
Debemos mirar, por tanto, las dos gráficas al mismo tiempo -la de velocidades y la de trayectorias de las ondas sísmicas, para comprender bien lo que sucede con dichas ondas en el interior de la Tierra.
Como puede verse en el gráfico de velocidades, las ondas sísmicas van incrementando su velocidad según aumenta la profundidad hasta llegar a los 2 900 km de profundidad; por eso las trayectorias en ese tramo son cóncavas. Al llegar a los 2 900 km de profundidad suceden varias cosas:
· Las ondas P disminuyen bruscamente de velocidad, de ahí que su trayectoria se haga convexa.
· Las ondas S dejan de transmitirse; por eso, en la zona opuesta a donde se ha producido el terremoto solo llegan las ondas P.
· A causa del cambio de trayectoria, primero cóncava y, en los 2 900 km, convexa, se va a producir una zona de silencio sísmico (zona de sombra) en la que no se reciben las ondas sísmicas.
Las zonas internas de la Tierra donde las ondas sísmicas se reflejan y se refractan, es decir, aquellas que separan capas de distinta composición o diferente estado físico, se denominan discontinuidades sísmicas.
Según sea su importancia, podemos distinguir dos grupos:
A) Discontinuidades de primer orden. Son aquellas en las que las ondas sufren unos cambios de velocidad muy bruscos y fácilmente observables en todos los lugares de la Tierra:
· Discontinuidad de Mohorovicic; también denominada «Moho». Señala la separación entre la corteza y el manto. Varía entre los 35 km y los 70 km de profundidad bajo los continentes, y entre los 8 km y los 10 km bajo los océanos. Al atravesarla, tanto las ondas P como las S aumentan su velocidad.
· Discontinuidad de Gutenberg. Es muy nítida. Se encuentra a unos 2 900 km de profundidad y separa el manto terrestre del núcleo. En ella, las ondas P disminuyen su velocidad; en cambio, las ondas S dejan de transmitirse, de lo que se deduce que el núcleo externo se encuentra en estado líquido.
B) Discontinuidades de segundo orden. En ellas hay cambios de velocidad menos evidentes; se manifiestan mediante cambios en el gradiente de propagación (variación de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas con relación a la distancia recorrida en profundidad):
· Discontinuidad de Repetti (zona de transición del manto). Está situada entre los 670 km y los 1 000 km de profundidad. Separa el manto superior del inferior. Aquí las ondas sísmicas sufren un fuerte aumento en su velocidad.
· Discontinuidad de Lehman (zona de transición del núcleo). Localizada entre los 4 900 km y los 5 150 km de profundidad, separa el núcleo externo del núcleo interno. Las ondas P sufren un importante aumento de velocidad, de lo que se deduce que el núcleo interno se encuentra en estado sólido.
2. Estructura interna de la Tierra
¿Puedes saber, aunque no lo estés viendo, si se está golpeando una barra de metal o de madera? Seguro que sí. Pues, del mismo modo, un sismólogo puede reconocer las capas de la Tierra que han atravesado las ondas sísmicas.
A partir de los datos recogidos de forma directa o indirecta en la superficie, hoy tenemos información fiable de las características internas de la Tierra. El estudio de la propagación de las ondas sísmicas ha sido el método más eficaz para conocer el interior profundo de la Tierra desde finales del siglo XIX.
Las ondas sísmicas que atraviesan el planeta cambian de velocidad y dirección al recorrer los materiales terrestres, lo que indica que el interior de la Tierra es heterogéneo. Sin embargo, estas variaciones no dependen del lugar donde se efectúe el ensayo y son siempre muy similares a las que vemos en la imagen de abajo.
Los cambios en la velocidad de propagación que experimentan las ondas sísmicas que recorren el interior de nuestro planeta nos indican que la Tierra está estructurada en capas con distintas propiedades y dispuestas más o menos de forma concéntrica. Si el interior terrestre no tuviera esta estructura, las trayectorias de las ondas dependerían del lugar donde estuviera el foco del terremoto, no habría tanta uniformidad en los registros sísmicos y no se repetirían de una forma tan sistemática, como realmente ocurre.
Al principio, para explicar el interior terrestre se sugirieron dos modelos: un modelo geoquímico y, con posterioridad, otro dinámico. El modelo dinámico se propuso durante el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas para, de esta manera, poder explicar la dinámica de las placas litosféricas, teniendo en cuenta la rigidez o fluidez de los distintos materiales que componen la Tierra.
2.1. Modelo geoquímico de la estructura de la Tierra
Este modelo se fundamenta en la diferente composición química o mineralógica de los materiales terrestres que influyen en la propagación de las ondas sísmicas.
Se diferencian tres capas:
a) Corteza. Se separa del manto por la discontinuidad de Mohorovicic.
b) Manto. Se subdivide en manto superior y manto inferior, separados por la denominada zona de transición del manto. Entre el manto y el núcleo se encuentra la discontinuidad de Gutenberg.
c) Núcleo. Dividido en núcleo externo e interno, ambos separados por la zona de transición del núcleo.
2.1.1. Corteza
Es la capa más externa y heterogénea de la Tierra, y delimita inferiormente por la discontinuidad de Mohorovicic. En ella podemos distinguir diferentes estructuras y una variada composición química de las rocas.
Hay dos tipos de corteza: la corteza continental y la corteza oceánica. Los materiales que componen la primera son menos densos que los de la segunda. En la corteza continental hay rocas mucho más antiguas que en la corteza oceánica. Las rocas más antiguas de esta última tienen unos 180 millones de años, mientras que en la corteza continental se han encontrado rocas de hasta 3 800 millones de años.
A) Corteza continental
Tiene un espesor muy variable, entre 35-70 km. Su composición es muy heterogénea: rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias.
Puede hacerse una correlación entre el grado de metamorfismo que presentan los materiales y la profundidad a la que se encuentran: el metamorfismo de las rocas es más elevado a medida que aumenta la profundidad.
B) Corteza oceánica
Es una capa fina pero continua, con un espesor más o menos constante de aproximadamente 8-10 km. Al contrario que la continental su composición es muy homogénea. Desde la superficie hacia el interior podemos diferenciar las siguientes capas:
a) Capa de sedimentos. El grosor es mayor cerca de los continentes y va disminuyendo a medida que nos acercamos a las dorsales.
b) Capa de basaltos. Se han solidificado al salir por las dorsales oceánicas y forman masas de roca almohadilladas o con forma de columnas prismáticas poligonales.
c) Gabros. De composición química igual a la de los basaltos pero, como se han solidificado más lentamente, sus minerales se han cristalizado mejor. La composición y estructura de los fondos oceánicos ha podido ser bien estudiada en Islandia, puesto que se trata de una isla atravesada por la dorsal atlántica, dónde se encuentra el fondo oceánico emergido.
2.1.2. Manto
Se extiende desde la discontinuidad de Mohorovicic hasta la discontinuidad de Gutenberg. Está formado por rocas de carácter básico (no contienen ni cuarzo ni feldespatos, muy frecuentes en las rocas graníticas ácidas). Los minerales que las componen son silicatos de magnesio y hierro, como el olivino o los piroxenos, que generan rocas peridotíticas.
El estudio detallado de las ondas sísmicas muestra que existe cierta uniformidad en las propiedades del manto, aunque se aprecian variaciones en el gradiente de propagación entre los 650 y 1 000 km de profundidad (zona de transición o discontinuidad de Repetti), lo que permite diferenciar el manto superior del manto inferior.
A pesar de tener la misma composición química (silicatos de magnesio), el manto superior e inferior presentan distintas densidades (de 3,3 a 5,5 g/cm2), lo que se explica por la distinta estructura molecular que adoptan los silicatos de magnesio en función de las distintas condiciones de presión a las que están sometidos.
En el límite del manto con el núcleo se establece un nivel de transición (nivel D). Este nivel es el origen de las plumas del manto y el final de los restos de litosfera que subducen.
2.1.3. Núcleo
Está compuesto principalmente por hierro y, según los estudios realizados, debe de contener también níquel, oxígeno y azufre, que son elementos más ligeros e igualmente abundantes en los meteoritos.
Se divide en dos capas:
a) El núcleo externo. Se encuentra en estado líquido, por lo que no deja pasar las ondas S. La temperatura alcanza los 5 000 ºC. Presenta fuertes corrientes de convección responsables del campo magnético y de impulsar las corrientes de convección en el manto. Se extiende desde los 2 900 km hasta unos 5 000 km. Con la pérdida de calor hacia el manto el núcleo externo se va solidificando y convirtiéndose en núcleo interno a razón de unos mm por año.
b) El núcleo interno. Permanece en estado sólido y, por ello, en él las ondas P se transmiten a mayor velocidad. La temperatura supera los 6 000 ºC. Entre ambos existe una zona de transición o discontinuidad de Lehman, desde los 4 900 km hasta los 5 100 km, en la que las ondas sísmicas P van incrementando su velocidad al acercarse al núcleo interno sólido.
2.2. Modelo dinámico de la estructura de la Tierra
El modelo dinámico se propuso durante el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas. Para poder explicar el comportamiento de las ondas cuando recorrían el interior terrestre se dividió el interior de la Tierra en distintas capas atendiendo a la rigidez o a la capacidad para deformarse de cada una de ellas.
En la actualidad se conoce mucho mejor el comportamiento de las rocas al verse sometidas a elevadas temperaturas, altas presiones o a deformaciones lentas, tal como ocurre en el interior de la Tierra, lo que ha llevado a revisar este modelo dinámico.
Para estudiar de forma concisa y clara el modelo dinámico se dividen las zonas internas de la Tierra en litosfera, mesosfera y endosfera.
2.2.1. Litosfera
Es la capa más superficial de nuestro planeta. Comprende la corteza y parte del manto superior. Su naturaleza es rígida y se encuentra fracturada en placas litosféricas que tienen forma de casquetes debido a la forma casi esférica de la superficie terrestre. Su límite inferior se sitúa a unos 50 km en los océanos y de 100 a 300 km bajo los continentes.
2.2.2. Mesosfera
Es la capa situada bajo la litosfera y llega hasta los 2 900 kilómetros, aproximadamente. Los estudios más recientes del manto, realizados por tomografía sísmica, muestran la existencia de convección en estado sólido producida por el calor residual de la Tierra y por las desintegraciones radiactivas, que serían el motor de la tectónica de placas.
En toda la mesosfera se forman células convectivas causadas por el ascenso de penachos calientes desde el límite con el núcleo y por el descenso de fragmentos de litosfera fría que se introducen en las zonas de subducción profunda.
El término astenosfera ha sido un término sometido a mucha controversia y muy necesario en los inicios de la tectónica de placas, que permitiría la movilidad de las placas litosféricas como si estuvieran flotando sobre el manto para explicar la movilidad de las placas litosféricas. Se consideraba un nivel de despegue que tendría entre 100 y 200 km de espesor. Primero se trataba de un concepto mecánico para explicar el equilibrio isostático de la corteza, de forma similar a como lo hace un iceberg. El concepto sísmico que se le asignó con posterioridad, como capa que transmitía mal las vibraciones sísmicas, debe ser desechado pero sigue estando vigente con otras definiciones del término.
Hoy se considera astenosfera a todo el manto superior no litosférico. Se encuentra formada por penachos calientes o plumas del manto de naturaleza más plástica que los materiales que limitan con ella. Esos penachos ascienden a través del manto. La astenosfera se comporta de forma plástica para esfuerzos de larga duración, que son los que afectan a la Tierra. Este mismo comportamiento ante los esfuerzos lo presenta el hielo, que se comporta como cuerpo rígido si la deformación es rápida y cómo plástico si la deformación es muy lenta.
La astenosfera se extendería desde el límite inferior de la litosfera, a unos 100 km de profundidad, hasta la interfase con el manto inferior, a unos 660 km de profundidad.
En el límite entre el manto y el núcleo existe una franja, llamada Nivel o Capa D, de 200 km de espesor, que se sitúa sobre la discontinuidad de Gutenberg. Tiene mayor concentración de hierro, procedente del núcleo, y a altísimas temperaturas podría dar origen a las plumas ascensionales que atraviesan el manto.
2.2.3. Endosfera
La endosfera equivale al núcleo del modelo geoquímico. El material conductor que constituye el núcleo externo está fundido. Este se comporta como un fluido, por lo que gira a distinta velocidad que el núcleo interno, que es de naturaleza sólida y metálica. El giro diferencial genera el campo magnético terrestre.
3. Isostasia
A finales del siglo XIX, tras los estudios de la gravedad terrestre se enuncia el principio de isostasia, que es la condición de equilibro que presenta la superficie terrestre debido a la diferencia de densidad de sus diferentes partes. La corteza es menos densa que el manto y esta “flota” en él, que se comporta como un “fluido” (Mesosfera), es decir la corteza flota sobre el manto como un iceberg en el océano.
El material que flota se hunde en un porcentaje variable, pero siempre tiene parte de él emergido. Así, la condición de flotabilidad no depende del tamaño y cuando la parte emergida pierde volumen y peso la parte sumergida asciende para compensarlo, y restablecer el equilibrio, o viceversa. Es decir, mediante una serie de movimientos verticales (epirogénicos), se restablece el equilibrio isostático constantemente en la Tierra.
El equilibrio isostático puede romperse por un movimiento tectónico, los procesos de erosión o el deshielo de un inlandsis (superficies continentales cubiertas por masas de hielo, como Groenlandia).
No hay comentarios:
Publicar un comentario