lunes, 20 de julio de 2009

EL INTERIOR DE LA TIERRA

SONDEO DEL INTERIOR DE LA TIERRA

Naturaleza de las ondas sísmicas

ONDAS SISMICAS Y ESTRUCTURA DE LA TIERRA

Capas composicionales

Capas mecánicas

DESCUBRIMIENTO DE LOS LIMITES PRINCIPALES DE LA TIERRA

Discontinuidad de mohorovicic

Limite núcleo-manto

Descubrimiento del núcleo interno

CORTEZA

MANTO

LITOSFERA Y ASTENOSFERA

NUCLEO

Densidad y composición

Origen

Campo magnetico de la tierra


MAQUINA TERMINA DEL INTERIOR DE LA TIERRA

Flujo de calor en la corteza

Convección del manto


El interior de la tierra esta inmediatamente debajo de nosotros, sin embargo, el acceso directo a el sigue siendo muy limitado. Los pozos taladrados en la corteza en busca de petróleo, gas y otros recursos naturales solo alcanzan los últimos 7 kilómetros, una minúscula fracción del radio de la tierra que comprende 6.370 kilómetros. Incluso el sondeo de kola well, un pozo de investigación superprofundo, localizado en un puesto fronterizo remoto del norte de Rusia, solo ha penetrado 13 kilómetros al interior de la tierra, porque hace ascender los materiales desde abajo, permite solo una ojeada a los 200 kilómetros mas externos de nuestro planeta.

Afortunadamente los geólogos han aprendido mucho sobre la composición y la estructura de la tierra a través de modelos de ordenador, por medio de experimentos de laboratorio a altas presiones y de muestras del sistema solar (meteoritos) que chocan con la tierra. Además, se han obtenido muchas pistas de las condiciones físicas reinantes en el interior de nuestro planeta a través del estudio de las ondas sísmicas generadas por los terremotos y las exposiciones nucleares. Cuando dichas ondas atraviesan la tierra, llevan información a la superficie sobre los materiales que atravesaron, por consiguiente, cuando se analizan con detenimiento, los registros sísmicos proporcionan una imagen “de rayos X” del interior de la tierra.


SONDEO DEL INTERIOR DE LA TIERRA


Mucho de lo que sabemos sobre el interior de nuestro planeta procede del estudio de las ondas sísmicas que penetran en la tierra y surgen en algún punto distante. Dicho con sencillez, la técnica consiste en la determinación precisa del tiempo que las ondas P (compresivas) y S (cizalla), necesitan para desplazarse desde una estación sismográfica. Dado que el tiempo necesario para que las ondas P y S viajen a través de la tierra depende de las propiedades de los materiales que cruzan, los sismólogos buscan variaciones relacionadas con el tiempo de desplazamiento que no puedan explicarse únicamente por diferencias en las distancias recorridas. Esas variaciones corresponden a cambios en las propiedades de los materiales atravesados.

Un problema importante radica en que, para la obtención de tiempos de desplazamiento precisos, los sismólogos deben establecer la localización y el momento exactos de producción de un terremoto. Esto suele ser una tarea difícil, porque la mayoría de los terremotos se produce en zonas remotas, por el contrario, el tiempo y la localización exacta de un ensayo nuclear siempre se conoce con exactitud. Pese a las limitaciones de estudiar las ondas sísmicas generadas por los terremotos, los sismólogos de la primera mitad del siglo XX fueron capaces de utilizarlas para detectar las principales capas de la tierra. No fue hasta principios de los años 60, cuando las pruebas nucleares estaban en su apogeo y se desplegaron redes consistentes en centenares de sismógrafos muy sensibles, cuando se establecieron con certeza las estructuras mas finas del interior de la tierra. (las pruebas nucleares han sido prohibidas por acuerdo internacional por varios años).


NATURALEZA DE LAS ONDAS SISMICAS


Para examinar la composición y la estructura de la tierra, primero debemos estudiar algunas de las propiedades básicas de la transmisión de las ondas o propagación. Como se indico en el capitulo 16, la energía sísmica viaja desde su origen en todas las direcciones en forma de ondas (con fines descriptivos, la práctica común es considerar las vías seguidas por estas ondas como rayos, o como se muestra en la figura 17.1) entre las características significativas de las ondas sísmicas se cuentan:

1. la velocidad de las ondas sísmicas depende de la densidad y la elasticidad de los materiales que atraviesan. Las ondas sísmicas viajan mas deprisa en los materiales seguidos que vuelven elásticamente a sus formas originales cuando cesa el esfuerzo causado por una onda sísmica. Por ejemplo, una roca cristalina transmite las ondas sísmicas mas deprisa que una capa de lodo no consolidada.

2. dentro de una capa determinada, la velocidad de las ondas sísmicas aumenta generalmente con la profundidad, porque la presión aumenta y comprime la roca transformándola en un material elástico mas compacto.



3. las ondas compresivas (ondas P), que vibran hacia atrás y hacia delante en un mismo plano que su dirección de movimiento, son capaces de propagarse a través de líquidos, así como de sólidos porque, cuando están comprimidos, estos materiales se comportan elásticamente, es decir, se oponen a un cambio de volumen y, como una tira de goma, vuelven a su forma original cuando pasa la onda (figura 17.2A).

4. las ondas de cizalla (ondas S) que vibran en Angulo recto con respecto a su dirección de desplazamiento, no pueden propagarse a través de los líquidos, porque, a diferencia de los sólidos, los líquidos no se oponen a la cizalla (figura 17.2B). es decir, cuando los líquidos son sometidos a fuerzas que actúan para cambiar sus formas, simplemente fluyen.

5. en todos los materiales, las ondas P viajan mas deprisa que las ondas S.

6. cuando las ondas sísmicas pasan de un material a otro, la trayectoria de la onda se refracta. Además, las discontinuidad (el limite entre los dos materiales diferentes) refleja algo de la energía. Esto es similar a lo que le ocurre a la luz cuando pasas del aire al agua.

Por tanto, dependiendo de la naturaleza de las capaz, a través de las cuales pasen, las ondas sísmicas van mas rápidas o mas lentas y pueden refractarse o reflejarse. Estos cambios medibles en los movimientos de las ondas sísmicas permiten a los sismólogos sondear el interior de la tierra.


ONDAS SISMICAS Y ESTRUCTURA DE LA TIERRA


Si la tierra fuera un cuerpo perfectamente homogéneo, las ondas sísmicas se propagarían a través de el en todas las direcciones, como se muestra en la figura 17.3. Esas ondas sísmicas viajarían en línea recta a una velocidad constante. Sin embargo, esto no es así en el caso de la tierra. De hecho, ocurre que las ondas sísmicas que llegan a los sismógrafos localizados en los puntos mas alejados de un terremoto viajan a velocidades medias mayores que las que se registran en localizaciones mas próximas al acontecimiento. Este incremento general de la velocidad con la profundidad es una consecuencia del aumento de presión, que potencia las propiedades elásticas de la roca profundamente enterrada. Como consecuencia, los caminos seguidos por los rayos sísmicos a través de la tierra se refractan de la manera mostrada en la figura 17.4.

Cuando se desarrollaron sismógrafos más sensibles, resulto evidente que, además de cambios graduales en las velocidades de las ondas sísmicas, también se producen cambios de velocidad bastante abruptos a profundidades concretas. Dado que estas discontinuidades se detectaron en todo el mundo, los sismólogos llegaron a la conclusión de que la tierra debía estar compuesta por distintas capas con propiedades mecánicas o composicionales, o ambas cosas, variables (figura 17.5).




CAPAS COMPOSICIONALES


La separación en capas de composición distinta se produjo probablemente por la estratificación por densidades que tuvo lugar durante el periodo de fusión parcial de las primeras etapas de la historia de la tierra. Durante este periodo de fusión parcial de las primeras etapas de la historia de la tierra. Durante este periodo, los primeros mas pesados principalmente el hierro y el níquel, se fueron hundiendo a medida que los componentes rocosos más ligeros flotaban hacia arriba. Esta segregación del material sigue ocurriendo todavía, pero a un ritmo mucho mas reducido. Debido a esta diferenciación química, el interior de la tierra no es homogéneo. Antes bien, consiste en tres regiones principales que tienen composiciones químicas notablemente diferentes (figura 17.6).

Las principales capas que componen la tierra son: (1) la corteza, capa externa comparativamente fina cuyo grosor oscila entre 3 kilómetros, en las cordilleras oceánicas y 70 kilómetros en algunos cinturones montañosos como los andes y el Himalaya; (2) el manto, una capa de roca solida (rica en sílice) que se extiende hasta una profundidad de unos 2.900 kilómetros y (3) el núcleo, una esfera rica en hierro con un radio de 3.486 kilómetros.


CAPAS MECANICAS


Dado que, tanto la presión como la temperatura afectan mucho al comportamiento mecánico (resistencia) así como a la densidad de los materiales de la tierra, existen otras divisiones estructurales. Por ejemplo, el núcleo, que esta compuesto fundamentalmente por una aleación de hierro y níquel, se divide en dos regiones que exhiben comportamiento mecánico diferente (figura 17.6). El núcleo externo es una capa metálica liquida de 2.270 kilómetros de espesor. Esta zona que es capaz de flujo convectivo, rodea al núcleo interno, una esfera solidad que tiene un radio de 1.216 kilómetros.


Se han descubierto otras divisiones estructurales en las cuales los materiales han experimentado un cambio de fase. Se producen cambios de fase, por ejemplo, cuando las rocas se funden o cuando los átomos de los minerales se reordenan en estructurales cristalinos mas apretadas en respuesta a las enormes presiones de las grandes profundidades. El último tipo de cambio de fase se produce a profundidades comprendidas entre 400 y 660 kilómetros. Mas adelante examinaremos otras divisiones de la tierra en las cuales rocas que tienen diferentes composiciones químicas se comportan como si fueran una sola unidad coherente.



DESCUBRIMIENTO DE LOS LIMITES PRINCIPALES DE LA TIERRA


Durante el siglo pasado se fueron compilando y analizando los datos sismológicos recogidos en muchas estaciones sismográficas. A partir de esta información los sismólogos han desarrollado una imagen detallada del interior de la tierra (figura 17.7). Este modelo esta siendo continuamente ajustado a medida que se dispone de mas datos y que se emplean nuevas técnicas sísmicas. Además, los estudios de laboratorio que determinan experimentalmente las propiedades de los diversos materiales de la tierra bajo los ambientes extremos encontrados en zonas profundas de nuestro planeta, añaden información a nuestro conocimiento.


DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC


En 1909, un sismólogo yugoslavo pionero, andrija mohorovicic, presentaba la primera prueba convincente de la distribución en capas del interior de la tierra. El límite que descubrió separa los materiales de la corteza de las rocas de composición diferente del manto subyacente y se denominó discontinuidad de mohorovicic en su honor. Por razones obvia, el nombre de este límite rápidamente se abrevio a moho.

Mediante un examen minucioso de los sismogramas de los terremotos superficiales, mohorovicic descubrió que las estaciones sismográficas alejadas más de 200 kilómetros de un terremoto obtenían velocidades medias apreciablemente mayores para las ondas P que para las estaciones localizadas más cerca del sismo (figura 17.8). En particular, la velocidad media de las ondas P, que eran las primeras en llegar a las estaciones más próximas, era de unos 6 kilómetros por segundo. Por el contrario, la energía sísmica registrada en estaciones más distantes viajaba a velocidades aproximadas a los 8 kilómetros por segundo. Este brusco salto de velocidad no encajaba con el modelo general que se había observado previamente. A partir de esos datos Mohorovicic concluyó que por debajo de 50 kilómetros existía una capa con propiedades notablemente diferentes de las correspondientes a la capa más externa de la tierra.


En la figura 17.8 se ilustra como Mohorovicic llegó a esta importante conclusión. Nótese que la primera onda que alcanzó el sismógrafo localizado a 100 kilómetros del epicentro siguió la ruta mas corta directamente a través de la corteza. Sin embargo, en el sismógrafo localizado a 300 kilómetros del epicentro, la primera onda P que llego, viajó a través del manto, una zona de mayor velocidad. Por tanto, aunque esta onda viajó a una distancia mayor, alcanzó el instrumento de registro antes que lo hicieran los rayos que siguieron la ruta más directa. Esto se debe a que una gran parte de su viaje la realizó a través de una región cuya composición facilitaba el desplazamiento de las ondas sísmicas. Este principio es análogo al de tomar un atajo alrededor de una gran ciudad durante una hora punta. Aunque esta vía alternativa es mas larga, puede ser más rápida.


LIMITE NÚCLEO-MANTO


Unos pocos años después, en 1914, el sismólogo alemán Beno Gutenberg estableció la localización de otro límite importante, este descubrimiento se baso fundamentalmente en la observación de que las ondas P disminuyen y finalmente desaparecen por completo a unos 105 grados desde un terremoto (figura 17.9). Luego, alrededor de 140 grados más lejos, reaparecen, pero unos 2 minutos después de lo que cabria esperar en función de la distancia recorrida. Este cinturón, donde las ondas sísmicas directas están ausentes, tiene una anchura de unos 35 grados y se ha denominado zona de sombra de las ondas P. (figura 17.9).

Gutenberg y otros investigadores antes que el se dieron cuenta de que la zona de sombra de la onda P, podría explicarse si la tierra contuviera un núcleo compuesto de un material diferente al del manto suprayacente. El núcleo, que Gutenberg calculó localizado a una profundidad de 2.900 kilómetros, debe obstaculizar la transmisión de las ondas P de algún modo similar a como los rayos de luz son bloqueados por un objeto que emite una sobra. Sin embargo, lo que realmente ocurre no es que las ondas P se interrumpan, sino que la zona de sombra se produce por la refracción de dichas ondas, que entran en el núcleo como se muestra en la figura 17.9.

Mas adelante, se determino que las ondas S no atraviesan el núcleo. Este hecho indujo a los geólogos a concluir que, al menos una parte de esta región, es liquida (figura 17.10). Esta conclusión fue apoyada ulteriormente por la observación de que las velocidades de las ondas P disminuyen de manera súbita, aproximadamente un 40%, cuando entran en el núcleo. Dado que la fusión reduce la elasticidad de las rocas, esta evidencia apunta a la existencia de una capa liquida por debajo del manto rocoso.




DESCUBRIMIENTO DEL NUCLEO INTERNO


En 1936, Inge Lehmann, una sismóloga danesa, predijo la última subdivisión importante del interior de la tierra.

Lehmann descubrió una nueva región de reflexión y refracción sísmicas dentro del núcleo. Por consiguiente se descubrió un núcleo dentro del núcleo. El tamaño del núcleo interno no se estableció con precisión hasta principios de los años sesenta, cuando se llevaron a cabo las pruebas nucleares subterráneas en nevada. Al conocerse la localización y el momento exactos de las explosiones, los ecos de las ondas sísmicas que rebotaban del núcleo interior proporcionaban una medida precisa para determinar su tamaño (figura 17.11).

A partir de estos datos, se descubrió que el núcleo interno tiene un radio de unos 1.260 kilómetros. Además, las ondas P que atraviesan el núcleo interno tienen velocidades medias apreciablemente mas rápidas que las que solo penetran en el núcleo externo. El aparente aumento de elasticidad del núcleo interno es una prueba de que esta región mas interna es solida.

En las últimas décadas, los avances en sismología y mecánica de rocas han permitido grandes refinamientos del modelo del interior de la tierra que se ha presentado hasta aquí. A continuación consideraremos algunos de ellos, así como otras propiedades de las divisiones principales entre ellas sus densidades y composiciones.



CORTEZA


La corteza de la tierra tiene un grosor medio inferior a 20 kilómetros, lo que la convierte en la mas fina de las divisiones terrestres (véase figura 17.7) a lo largo de esta delgada capa, parecida a la cascara de un huevo, existen grandes variaciones de grosor. Las rocas de la corteza en el interior estable de continentes tienen un grosor de aproximadamente 30 kilómetros. Sin embargo, en unas pocas regiones montañosas excepcionalmente destacadas, la corteza alcanza su mayor espesor, superando de los 70 kilómetros. La corteza oceánica es mucho más delgada, entre 3 y 15 kilómetros de grosor. Además, las rocas de la corteza de las cuencas oceánicas profundas son diferentes, desde el punto de vista de su composición, que sus compañeras continentales.

Las rocas continentales tienen una densidad media de alrededor de 2.8 g/cm3, y se han descubierto algunas que superan los 3.800 millones de años de antigüedad. A partir de los estudios sísmicos y de las observaciones directas, se calculo que la composición media de las rocas continentales es comparable a la de las rocas ígneas félsicas de tipo granodiorita. Como esta ultima, la corteza continental es rica en los elementos sodio, potasio y silicio. Aunque son abundantes numerosas intrusiones graníticas y rocas metamórficas químicamente equivalentes, en los continentes se encuentran también con frecuencia grandes afloramientos de rocas basálticas y andesíticas.

Las rocas de la corteza oceánica son mas jóvenes (180 millones de años o menos) y mas densas (unos 3,0 g/cm3) que las rocas continentales. Las cuencas oceánicas profundas yacen debajo de 4 kilómetros de agua de mar así como de centenares de metros de sedimento. Por tanto, hasta hace poco, los geólogos tenían que depender de pruebas indirectas (como algunas unidades geológicas que se pensaba que eran restos de corteza oceánica que cabalgaban hacia la tierra) para calcular la composición de esta región inaccesible. Con el desarrollo de barcos oceanográficos, se hizo posible recuperar muestras de sondeos del suelo oceánico profundo. Como se había previsto, las muestras obtenidas estaban compuestas fundamentalmente por basalto. Recordemos que las erupciones volcánicas de lavas basálticas han generado muchas islas, como la cadena de Hawai, localizadas dentro de las cuencas oceánicas profundas.



MANTO


Aproximadamente el 82% del volumen terrestre esta contenido dentro del manto, una capa gruesa de casi 2.900 kilómetros de espesor formada por rocas solicitadas que se extiende desde la base de la corteza (Moho) hasta el núcleo externo liquido. Nuestro conocimiento de la composición del manto procede de datos experimentales y del examen del material traído a la superficie por la actividad volcánica. En concreto, se piensa a me nudo que las rocas que constituyen las chimeneas de kimberlita, en las cuales se encuentran a veces diamantes, tienen su origen en profundidades próximas a los 200 kilómetros, muy en el interior del manto. Los depósitos de kimberlita están compuestos por peridotito, roca que contiene hierro y silicatos ricos en magnesio, fundamentalmente olivino y piroxeno, junto con cantidades menores de granate. Además, dado que las ondas S viajan fácilmente a través del manto, sabemos que este último se comporta como un solido elástico. Por tanto, el manto se describe como una capa rocosa solida, cuya porción superior tiene la composición de la roca ultramáfica peridotita.


El manto se divide en mesosfera o manto inferior que se extiende desde el límite núcleo-manto hasta una profundidad de 660 kilómetros, y manto superior, que continua hasta la base de la corteza. Además, se han identificado otras subdivisiones. A una profundidad de unos 400 kilómetros se produce un aumento relativamente abrupto de la velocidad sísmica (figura 17.12). Mientras el limite corteza-manto representa un cambio de composición, la zona de aumento de velocidad sísmica al nivel de los 400 kilómetros se debe a un cambio de fase. (Se produce un cambio de fase cuando la estructura cristalina de un mineral se modifica en respuesta a cambios de la temperatura o de la presión, o ambas cosas) los estudios de laboratorio demuestran que el mineral olivino (Mg, Fe)2 SiO4 que es uno de los constituyentes principales de la peridotita, se transformará en un mineral de alta presión, mas compacto (la espinela), a las presiones experimentadas a esta profundidad. Este cambio a una forma cristalina más densa explica el aumento observado de las velocidades sísmicas.

Se ha detectado otro límite dentro del manto como consecuencia de variaciones en la velocidad sísmica a una profundidad de 660 kilómetros (figura 17.12). A esta profundidad, se cree que el mineral espinela experimenta una transformación al mineral perovskita (Mg, Fe) SiO3. Se cree que la perovskita penetra a más profundidad en el manto inferior, por lo que quizá sea el mineral más abundante de la tierra.


En los aproximadamente 200 kilómetros inferiores del manto, existe una región importante conocida como “capa D” (véase figura 17.6). Recientemente, se ha publicado que las ondas sísmicas que atraviesan algunas partes de la capa D experimentan un notable descenso de las velocidades de las ondas P. hasta ahora, la mejor explicación para este fenomenito es que la capa inferior del manto este parcialmente fundida en algunos lugares.

Si existen, estas zonas de roca parcialmente fundida son muy importantes, porque serian capaces de transportar calor desde el núcleo al manto inferior de una manera mucho más eficaz que la roca solida. Un ritmo elevado de flujo de calor haría, a su vez, que el manto solido localizado por encima de esas zonas parcialmente fundidas se calentara lo bastante como para adquirir flotabilidad y ascender lentamente hacia la superficie. Estas plumas ascendentes de roca supervalientes pueden ser la fuente de la actividad volcánica asociada con los puntos calientes, como los encontrados en Hawai e Islandia. Si estas observaciones son exactas, una parte de la actividad volcánica que vemos en la superficie es una manifestación de procesos que se producen a 2.900 kilómetros por debajo de nuestros pies.



LITOSFERA Y ASTENOSFERA


La capa externa de la tierra, que consiste en el manto externo y la corteza, forma un caparazón relativamente rígido y frio. Aunque esta capa consiste en materiales con composiciones químicas notablemente diferentes, tiende a actuar como una unidad que se comporta de manera similar frente a la deformación mecánica. Esta unidad rígida externa de la tierra se denomina litosfera (esfera de roca). Con un grosor medio de 100 kilómetros, la litosfera puede extenderse 250 kilómetros o más por debajo de las porciones más antiguas (escudos) de los continentes (figura 17.13). Dentro de las cuencas oceánicas y aumenta hasta casi 100 kilómetros en las regiones de rocas de la corteza oceánica mas antiguas y frías.


Debajo de la litosfera (o a una profundidad de unos 660 kilómetros) se encuentra una capa blanda, relativamente débil, localizada en el manto superior y conocida como astemosfera (esfera débil). Los 150 kilómetros, mas o menos, superiores de la astenosfera se encuentran en unas condiciones de temperatura / presión bajo las cuales se produce una pequeña cantidad de fusión (quizá del 1al 5 por ciento). Esta región de fusión parcial dentro de la astenosfera superior se conoce como canal de baja velocidad, porque las ondas sísmicas muestran un notable descenso de la velocidad (figura 17.13). Dentro de esta zona de debilidad, la litosfera esta efectivamente despegada de la astenosfera, situada por debajo. El resultado es que la litosfera puede moverse con independencia de la astenosfera, un tema que consideraremos en el capitulo 19.


Es importante destacar que la resistencia de diversos materiales terrestres esta en función de su composición, así como de la temperatura y la presión de su entorno. No debe sacarse la idea de que toda la litosfera es frágil, como las rocas encontradas en la superficie. Antes bien, las rocas de la litosfera se debilitan progresivamente (se deforman con mas facilidad) al aumentar la profundidad. A la profundidad de la astenosfera superior (canal de baja velocidad) las rocas están muy cerca de su temperatura de fusión (se cree que se produce algo de fusión), de manera que son fácilmente deformables, por tanto, la astenosfera es débil porque esta cerca de su punto de fusión, exactamente como la cera caliente es mas blanda que la cera fría. Sin embargo, en el material localizado por debajo de esta zona, el aumento de la presión compensa los efectos de la mayor temperatura. Por consiguiente, esos materiales van aumentando gradualmente su rigidez con la profundidad, formando el manto inferior más rígido. Pese a su mayor resistencia, los materiales del manto inferior son todavía capaces de un flujo muy gradual.


Mayor que el planeta Marte, el núcleo es la esfera central densa de la tierra con un radio de 3.486 kilómetros. Extendiéndose desde el borde inferior del manto hasta el centro de la tierra, el núcleo constituye alrededor de una sexta parte del volumen de la tierra y casi una tercera parte de su masa total. La presión en el centro es millones de veces mayor que la presión del aire en la superficie, y las temperaturas pueden superar los 6.700 ºC. A medida que se obtenían datos sísmicos mas precisos, se descubría que el núcleo consiste en una capa externa liquida de unos 2.270 kilómetros de grosor u una esfera interna solida con un radio de 1.216 kilómetros.



DENSIDAD Y COMPOSICION


Una de las características más interesantes del núcleo es su gran densidad. Su densidad media es de aproximadamente 11 g/cm3, y se aproxima a 14 veces la densidad del agua en el centro de la tierra. Ni siquiera bajo las presiones extremas reinantes a estas profundidades, los silicatos comunes en la corteza (con densidades superficiales de 2,6 a 3,5 g/cm3), podrían estar lo bastante compactados como para ser responsables de la densidad calculada para el núcleo. Por consiguiente, se intentó determinar que material podría explicar esta propiedad.


Sorprendentemente, los meteoritos proporcionan una pista importante sobre la composición interna de la tierra. Dado que los meteoritos son parte del sistema solar, se supone que son muestras representativas del material a partir del cual se desarrolló la tierra en su origen. Su composición oscila entre meteoritos de tipo metálico, fundamentalmente compuestos por hierro y cantidades menores de níquel, y meteoritos rocosos, compuestos por sustancias rocosas que se parecen mucho a las peridotitas. Dado que la corteza y el manto de la tierra contienen un porcentaje mucho menor que hierro del que se encuentra en los restos del sistema solar, los geólogos concluyeron que el interior de la tierra debe estar enriquecido en este metal pesado. Además, el hierro es, con diferencia, la sustancia más abundante del sistema solar que posee las propiedades sísmicas si una densidad que recuerda la medida para el núcleo. Cálculos actuales sugieren que el núcleo es fundamentalmente hierro con un 5 a 10 por ciento de níquel y menores cantidades de elementos mas ligeros, entre ellos, quizás azufre y oxígeno.


ORIGEN


Aunque la existencia de un núcleo central metálico esta bien establecida, las explicaciones sobre su origen son mas especulativas. La explicación mas aceptada sugiere que el núcleo se formó al principio de la historia de la tierra a partir de lo que en origen era un cuerpo relativamente homogéneo. Durante el periodo de acreción, la tierra entera se calentó por la energía liberada por las colisiones de partículas que caían sobre ella. Algo después, en este periodo de crecimiento, la temperatura interna de la tierra era lo bastante elevada como para fundir y movilizar el material acumulado. Gotas de materiales pesados ricos en hierro se reunieron y se hundieron hacia el centro. A la vez, las sustancias más ligeras quizá flotaron hacia arriba para generar la corteza. En poco tiempo, hablando desde un punto de vista geológico, la tierra adoptó una configuración en capas, no significativamente diferente de la que encontramos en la actualidad.


En su etapa de formación, todo el núcleo era probablemente líquido. Además, esta aleación de hierro líquido estaba en un estado de mezcla vigorosa. Sin embargo, cuando la tierra empezó a enfriarse, el hierro del núcleo empezó a cristalizar y empezó a formarse el núcleo interno. A medida que el núcleo siga enfriándose el núcleo interno deberá crecer a expensas del núcleo externo.


CAMPO MAGNETICO TERRESTE


Nuestra representación del núcleo, con su esfera interna solida rodeada de una capa liquida móvil, es apoyada por la existencia del campo magnético terrestre. Este campo se comporta como si una gran barra imantada estuviera situada dentro de la tierra. Sin embargo, sabemos que el campo magnético no puede tener su origen en un material permanentemente magnetizado, porque el interior de la tierra está demasiado caliente para que cualquier material conserve su magnetismo. La explicación sobre el campo de la tierra aceptada de manera mas generalizada exige que el núcleo este compuesto por un material conductor de la electricidad, como el hierro, y que sea móvil. El modelo del núcleo de la tierra que se estableció en función de los datos sismológicos satisface esas condiciones.


Una consecuencia recientemente descubierta del campo magnético de la tierra es que afecta a la rotación del núcleo interno solido. Los cálculos actuales indican que el núcleo interno gira en dirección oeste a este a aproximadamente un grado al año mas deprisa que la superficie de la tierra. Por tanto, el núcleo hace una rotación extraordinaria aproximadamente cada 400 años. Además, el eje de rotación del núcleo interno esta desalineado unos 10 grados con respecto a los polos rotacionales de la tierra.


MAQUINA TERMICA DEL INTERIOR DE LA TIERRA


Como se comentó en el capitulo 3, la temperatura aumenta gradualmente con la profundidad a un ritmo conocido como gradiente geotérmico (figura 17.14). El gradiente geotérmico varía considerablemente de un lugar a otro. En la corteza, las temperaturas aumentan deprisa, a una media de 20ºC a 30ºC por kilometro. Sin embargo, la velocidad de aumento es mucho menor en el manto y en el núcleo. A una profundidad de 100 kilómetros, se calcula que la temperatura supera los 1.200 ºC, mientras que en el límite núcleo-manto se calcula que es de unos 4.500 ºC y puede superar los 6.700 ºC en el centro de la tierra (mas caliente que la superficie del sol). Tres procesos importantes han contribuido al calor interno de la tierra: (1) el calor emitido por la desintegración radiactiva de los isótopos de uranio (U), torio (Th) y potasio (K); (2) el calor liberado cuando el hierro cristalizó para formar el núcleo interno solido, y (3) el calor liberado por la colisión de partículas durante la formación de nuestro planeta. Aunque el primero de los dos procesos sigue activo, su velocidad de generación de calor es mucho menor que en pasado geológico. En la actualidad, nuestro planeta irradia hacia el espacio más cantidad de su calor interno de la que es generada por esos mecanismos. Por consiguiente la tierra se esta enfriando con lentitud, pero continuamente.




FLUJO DE CALOR EN LA CORTEZA


En la corteza, el flujo de calor se produce por el familiar proceso de conducción. Cualquiera que haya intentado levantar una cuchara de metal dejada en una cazuela caliente se habrá dado cuenta enseguida de que el calor era conducido a través de la cuchara. La conducción, que es la transferencia de calor a través de la materia por actividad molecular, se produce a un ritmo relativamente lento en las rocas de la corteza. Por tanto, la corteza tiende a actuar como un aislante (frio en la parte superior y caliente en la parte inferior), que contribuye a explicar el enorme gradiente de temperatura mostrado por la corteza.


Ciertas regiones de la corteza terrestre tienen ritmos de flujo de calor mucho mayores que otras. En concreto, a lo largo de los ejes de las cordilleras mes oceánicas, donde la corteza tiene solo unos pocos kilómetros de grosor, las velocidades de flujo de calor son relativamente elevadas. Por el contrario, en los antiguos escudos (como el canadiense y el báltico) se observa un flujo de calor relativamente bajo. Esto quizá se deba a que esas zonas tienen una raíz litosferica gruesa que aísla de manera eficaz la corteza del calor astenosferico inferior. Otras regiones de la corteza exhiben un elevado flujo de calor, por intrusiones ígneas superficiales o por concentraciones superiores a la media de materiales radioactivos.


CONVECCION DEL MANTO


Para que cualquier modelo de manto funcione debe explicar la distribución de temperaturas calculada para esta capa. Dentro de la corteza se produce un gran aumento de la temperatura, pero la misma tendencia no continua a través del manto hacia abajo. Antes bien, el aumento de la temperatura con la profundidad en el manto es mucho más gradual. Esto significa que el manto debe tener un método eficaz de transmisión del calor desde el núcleo hacia fuera. Dado que las rocas son conductores del calor relativamente malos, muchos investigadores concluyen que debe existir alguna forma de transporte de masa (convección) de roca dentro del manto. La convección es la transferencia de calor mediante el movimiento o la circulación en una sustancia. Por consiguiente, las rocas del manto deben ser capaces de fluir.


El flujo convectivo del manto (mediante el cual, la roca caliente menos densa asciente, y el material mas frio y mas denso se hunde) es el proceso mas importante que actúa en el interior de la tierra. Este flujo, térmicamente impulsado, es la fuerza que propulsa las placas litosfericas rígidas a través del planeta, y genera en última instancia las cordilleras montañosas de la tierra y la actividad volcánica y sísmica de todo el mundo. Recordemos que las plumas de rocas supercalientes parece que se generan en el límite núcleo-manto, desde donde ascenderían lentamente hacia la superficie. Estas plumas ascendentes serian la rama caliente del flujo ascendente en el mecanismo convectivo que actúa en el manto. Se piensa que en los bordes de placa convergente, donde están siendo subducidas laminas densas y frías de litosfera, se produce flujo descendente. Algunos estudios predicen que este material denso y frio acabara descendiendo todo el trayecto hasta el límite núcleo-manto.

Si existe este mecanismo convectivo, ¿Cómo puede el manto rocoso transmitir las ondas S, que solo pueden atravesar sólidos y a la vez fluir como un liquido? Esta aparente contradicción podría resolverse si el manto se comportara como un sólido bajos ciertas condiciones y como un fluido bajo otras. Los geólogos describen generalmente el material de este tipo como de comportamiento plástico. Cuando un material que exhibe comportamiento plástico se somete a esfuerzos breves, como los producidos por las ondas sísmicas, se comporta como un solido elástico. Sin embargo, en respuesta a esfuerzos aplicados durante periodos muy largos, este mismo material fluirá.

Este comportamiento explica por que las ondas S pueden penetrar en el manto, aunque esta capa rocosa sea capaz de fluir. El comportamiento plástico no esta restringido a las rocas del manto. Sustancias artificiales como algunos dulces, exhiben también este comportamiento. Cuando se golpean con un martillo, estos materiales saltan como un sólido quebradizo. Sin embargo, cuando se estiran lentamente se deforman fluyendo. De esta analogía no debe sacarse la idea de que el manto esta compuesto por material blando como la masilla. Antes bien, esta compuesto por roca solida caliente, que bajo presiones confinantes extremas, desconocidas en la superficie de la tierra es capaz de fluir.



RESUMEN DEL CAPITULO


- gran parte de nuestro conocimiento sobre el interior de la tierra procede del estudio de las ondas sísmicas que penetran en su interior y aparecen en algunos puntos distantes. En general, las ondas sísmicas viajan mas deprisa en los materiales elásticos sólidos y mas despacio en las capas mas débiles. Además, la energía sísmica se refleja y se refracta en los límites que separan materiales diferente desde el punto de vista composicional y mecánico. Mediante la medición cuidadosa de las velocidades de desplazamiento de las ondas sísmicas, los sismólogos han podido determinar las principales divisiones del interior de la tierra.


- las principales capas que componen la tierra son:


(1) La corteza, la capa externa comparativamente fina de la tierra, cuyo grosor oscila entre 3 kilómetros, en las cordilleras oceánicas y 70 kilómetros en algunos cinturones montañosos, como los andes y el Himalaya; (2) el manto, una capa rocosa solida que se extiende hasta una profundidad de unos 2.900 kilómetros y (3) el núcleo, una esfera rica en hierro que tiene un radio de 3.486 kilómetros.


- la corteza, la capa rígida mas externa de la tierra, se divide en corteza oceánica y continental. La corteza oceánica oscila entre 3 y 15 kilómetros de grosor y esta compuesta por rocas ígneas basálticas. Por el contrario, la corteza continental consiste en una gran variedad de tipos de roca que tienen una composición media equivalente a una granodiorita. Las rocas de la corteza oceánica son mas jóvenes (180 millones de años o menos) y mas densas (alrededor de 3,0 g/cm3) que las rocas continentales. Las rocas continentales tienen una densidad media de alrededor de 2,7 g/cm3 y se han descubierto algunas que superan los 3.800 millones de años de antigüedad.


Alrededor del 82% del volumen de la tierra esta contenido en el manto, un caparazón rocoso de unos 2.900 kilómetros de grosor. El límite entre la corteza y el manto representa un cambio de composición. Aunque el manto se comporta como un sólido cuando transmite las ondas sísmicas, las rocas del manto son capaces de fluir a una velocidad infinitesimalmente lenta. Algunas de las rocas del manto inferior (capa D) se piensa que están parcialmente fundidas.


- el núcleo esta compuesto fundamentalmente por hierro, con menores cantidades de níquel y otros elementos. A la presión extrema encontrada en el núcleo, este material rico en hierro tiene una densidad media de unos 11 g/cm3 y en el centro de la tierra se aproxima a 14 veces la densidad del agua. El núcleo interno y el externo son similares desde el punto de vista de su composición, sin embargo el núcleo externo es líquido y capaz de fluir. Es la circulación dentro del núcleo de nuestro planeta, al girar constantemente, lo que genera el campo magnético de la tierra.


- La capa externa de la tierra, que abarca el manto externo y la corteza, forma un caparazón relativamente rígido y frio conocido como litosfera (esfera de roca). Con una media de 100 kilómetros de grosor, la litosfera puede medir 250 kilómetros o más debajo de las porciones más antiguas (escudos) de los continentes. Dentro de las cuencas oceánicas, la litosfera oscila entre unos pocos kilómetros de grosor, a lo largo de las dorsales oceánicas, hasta quizá 100 kilómetros en las regiones de las rocas de la corteza mas antiguas y frías.

- Debajo de la litosfera (a una profundidad de unos 660 kilómetros) subyace una capa blanda relativamente débil localizada en el manto superior y conocida como astenosfera (esfera débil). Los 150 kilómetros más o menos, superiores de la astenosfera tienen un régimen de temperatura/presión en el cual se produce una cierta cantidad de fusión (quizá de un 1 a 5 por ciento). Dentro de esta zona, muy débil, la litosfera esta efectivamente despegada de la astenosfera, situada debajo.


- la temperatura aumenta de manera gradual con la profundidad en el interior de nuestro planeta. Tres procesos contribuyen al calor interno de la tierra. (1) El calor emitido por la radiactividad; (2) el calor liberado cuando el hierro solidifica en el núcleo y (3) el calor liberado por las partículas que colisionaron durante los años de formación de nuestro planeta.

- Se cree que el flujo convectivo en el manto consiste en plumas ascendentes de rocas calientes y un flujo descendente de las láminas frías y densas de la litosfera. Este flujo convectivo térmicamente generado es la fuerza impulsora que propulsa las placas listosfericas a través del globo terráqueo.


PREGUNTAS DE REPASO


1. Enumere las principales características de las ondas sísmicas.

2. ¿Cuáles son las tres capas que componen la tierra?

3. ¿En que difiere el limite entre la corteza y el manto (Moho) de los limites que se encuentran a profundidades de unos 400 kilómetros y 660 kilómetros?

4. ¿Qué pruebas utilizó Beno Gutenberg para demostrar la existencia de un núcleo central de la tierra?

5. supongamos que la zona de sobra para las ondas P estuviera localizada entre 120 y 140 grados ¿Qué indicaría esto sobre el tamaño del núcleo?

6. describa el primer método utilizado para medir con precisión el tamaño del núcleo interno.

7. ¿Cuál de las tres capas de composición de la tierra es mas voluminosa?

8. ¿Qué pruebas proporciona la sismología para indicar que el núcleo externo es liquido?

9. ¿Dónde esta localizada la capa D y que papel se piensa que desempeña en el transporte de calor dentro de la tierra?

10. describa la litosfera. ¿De que manera importante se diferencia de la astenosfera?

11. ¿Por qué se considera a los meteoritos como claves sobre la composición del interior de la tierra?

12. describa la composición química (mineral) de las cuatro capas principales de la tierra.

13. enumere tres procesos que hayan contribuido al calor interno de la tierra.

14. describa el proceso de conducción.

15. Explique brevemente como se transporta el calor a través del manto.


TERMINOS FUNDAMENTALES


Astenosfera, 396

Canal de baja Velocidad, 396

Capa D, 395

Conducción, 398

Convección, 398

Corteza, 389

Discontinuidad, 387

Discontinuidad de Mohorovicic, 389

Gradiente geotérmico, 398

Litosfera, 396

Manto, 389

Mesosfera, 394

Moho, 389

Núcleo, 389

Núcleo externo, 389

Núcleo interno, 389

Zona de sobra de las ondas P, 392


RECURSOS DE LA WEB


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