Estructura de la Tierra

Composición de las capas terrestres.

La separación en capas de distinta composición se produjo probablemente por la estratificación por densidades que tuvo lugar durante el período de fusión parcial de las primeras etapas de la historia de la Tierra. Durante este período, los elementos más 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 más 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.

Las principales capas que componen la Tierra son:

• 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;

Es una capa relativamente delgada de roca que forma una capa externa que rodea nuestro planeta. Si hacemos una comparación podemos realizar una equivalencia con el grosor de la cascara de una manzana.

Está compuesta por diferentes tipos de rocas, que se dividen en tres categorías principales: ígneas, metamórficas y sedimentarias.

La corteza actual de la Tierra continúa siendo moldeada por el movimiento y la energía del planeta. La actividad tectónica es responsable de la formación y destrucción de la corteza.

Corteza Océanica y Corteza Continental, son los dos tipos de Corteza Terrestre en que se divide la corteza Terrestre. La zona de transición entre estos dos tipos de corteza se denomina discontinuidad de Conrad.

 

• El manto.

Una capa de roca sólida (rica en sílice) que se extiende hasta una profundidad de unos 2900 kilómetros.

Las rocas que forman el manto de la Tierra son en su mayoría silicatos (amplia variedad de compuestos que comparten una estructura de silicio y oxígeno); los silicatos más comunes en el manto son olivino, granate y piroxeno. Otro tipo de roca que suele observarse en esta capa es el óxido de magnesio, acompañado por otros elementos como hierro, aluminio, calcio, sodio y potasio.

La viscosidad del manto también varia de forma significativa. Por lo general está formado de roca sólida, pero puede tomarse más viscoso en los límites de las placas tectónicas. Se dice que las rocas del manto pueden ser suaves y moverse plásticamente cuando están sometidas a mucha presión por el aumento de la profundidad; esto ocurre en el transcurso de millones de años.

Tipos de manto terrestre

El manto se divide en varias capas: el manto superior, la zona de transición, el manto inferior y la región extraña donde el manto se encuentra con el núcleo externo (D» doble-prima).´

Manto superior
El manto superior se extiende desde la corteza terrestre hasta una profundidad aproximada de 410 kilómetros (255 millas). En su mayoría es roca sólida, pero cuenta con regiones más maleables que contribuyen a la actividad tectónica.

Dentro del manto superior se reconocen dos capas distintas en el interior de la Tierra: la litosfera y la astenosfera.

Zona de transición
La zona de transición del manto se extiende desde aproximadamente 410 kilómetros (255 millas) hasta 660 kilómetros (410 millas) debajo de la superficie de la Tierra.

Aquí las rocas no se derriten ni se desintegran, sino que se vuelven mucho más densas. De esa forma, la zona de transición impide el intercambio de material entre el manto superior y el manto inferior, y evita que las capas de la litosfera caigan más profundo en el manto.

Manto inferior
El manto inferior se extiende desde 660 kilómetros (410 millas) hasta aproximadamente 2.700 kilómetros (1.678 millas) debajo de la superficie de la Tierra. Como es de esperar, el manto inferior es más caliente y denso que el manto superior y la zona de transición. Sin embargo, es mucho menos dúctil que ambas zonas; aunque el calor hace que las rocas se suavicen, la intensa presión mantiene al manto inferior en estado sólido.

D »
Debajo del manto inferior se encuentra una región estrecha llamada D», o “d doble-prima”. En algunas áreas, D» es un límite casi tan fino como una cuchilla, mientras que en otras tiene gruesas acumulaciones de hierro y silicatos. Los geólogos y sismólogos han detectado áreas de gran derretimiento en esta región.

En la base del manto, a unos 2.900 kilómetros (1.802 millas) por debajo de la superficie, se encuentra el límite núcleo-manto, o CMB ( core–mantle boundary).   Este punto, llamado discontinuidad de Gutenberg, marca el final del manto y el comienzo del núcleo externo líquido de la Tierra.

• El núcleo.

Una esfera rica en hierro con un radio de 3486 kilómetros.

A diferencia de la corteza y el manto, que son ricos en minerales, el núcleo está compuesto casi en su totalidad por metales, específicamente hierro y níquel.

Allí también se encuentran los elementos que se disuelven en hierro, llamados siderófilos. Debido a que estos elementos no son comunes en la corteza terrestre, muchos siderófilos han sido clasificados como «metales preciosos». Aquí se incluyen el oro, el platino y el cobalto.

Otro elemento clave en el núcleo de la Tierra es el azufre; de hecho, el 90% del azufre en la Tierra se encuentra en su núcleo.

Los flujos de energía – 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, ocurre a un ritmo relativamente lento en las rocas de la corteza. Por tanto, la corteza tiende a actuar como un aislante (frío 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 meso-oceánicas, donde la corteza tiene sólo unos pocos kilómetros de grosor, las velocidades de flujo del 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 litosférica gruesa que aísla de manera eficaz la corteza del calor astenosférico 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 radiactivos.

 

Convección del manto

Para que cualquier modelo del 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 esta tendencia no continúa a través del manto. 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 más 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 («con» con; «vect» transporta-do) es la transferencia de calor mediante el movimiento ola circulación en una sustancia.

Por consiguiente, las rocas del manto deben ser capaces de fluir. El flujo convectivo del manto (mediante el cual las rocas calientes menos densas ascienden y el material más frío y más denso se hunde) es el proceso más importante que actúa en el interior de la Tierra. Este flujo, térmicamente impulsado, es la fuerza que impulsa las placas litosféricas 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 super calientes parece que se generan en el límite núcleo-manto, desde donde ascenderían lentamente hacia la superficie (ver figura a continuación). Estas plumas ascendentes serían 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 láminas densas y frías de litosfera, se produce flujo descendente (ver figura acontinuación). Algunos estudios predicen que este material denso y frío acabará descendiendo todo el trayecto hasta el límite núcleo-manto.

Ondas sísmicas.

Las ondas sísmicas son movimientos que se producen en la corteza terrestre, este movimiento es producto de la energía liberada a partir de un foco llamado hipocentro.
Las ondas sísmicas podríamos dividir en dos grandes grupos: Ondas Internas y Ondas Superficiales.
Y dentro de estos dos grupos existen cuatro tipos de ondas sísmicas: P, S, L y R.

• • velocidad de las ondas P = 7 Km/s
  • velocidad de las ondas S = 4 a 6 Km/s
  • velocidad de las ondas L = 2 a 3 Km/s
  • velocidad de las ondas R = 90% de las ondas S.

 

Ondas Internas.

P: Ondas de tipo compresivo. atraviesan el planeta.
Las ondas P en su propagación comprimen y dilatan periódicamente el material rocoso.
S: Ondas transversal, se mueve de forma perpendicular a su movimiento. No logran atravesar el núcleo.
La dirección de vibración es perpendicular a la dirección de propagación.

Las ondas internas siguen trayectorias curvas, en general, obedeciendo al principio de Fermat de propagarse por el camino que la perturbación puede recorrer en el menor tiempo.
Las ondas P y S se reflejan, refractan y difractan en las diferentes discontinuidades que encuentran a su paso.

 

Ondas Superficiales.

R o LR (ondas Rayleigh):   Produce un movimiento de partícula del suelo elíptico y retrógrado.
L o LQ (ondas Love):   Viajan sobre la tierra a partir de su epicentro. Movimiento de lado a lado.

Son en realidad ondas de cizalla, el plano de vibración es normal al plano del rayo.

(P) Ondas Primarias; (S) Ondas Secundarias, (L) Ondas Love, (R) Ondas Rayleigh.
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Límites o discontinuidades principales de la Tierra.

Durante el siglo XIX, 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. Este modelo está siendo continuamente ajustado a medida que se dispone de más 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 de las zonas profundas de nuestro planeta, añaden información a nuestro conocimiento.

 

Discontinuidad de Mohorovicic

En 1909, un pionero sismólogo yugoslavo, 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 obvias, el nombre de este límite rápidamente se abrevió 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 las estaciones localizadas más cerca del sismo.

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.

Límite núcleo-manto (Gutenberg)

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

Gutenberg y otros investigadores antes que él 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 sombra. 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.

Más adelante, se determinó 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 líquida. Esta conclusión fue apoyada ulteriormente por la observación de que las velocidades de las ondas P disminuyen de manera súbita, aproximadamente un 40 por ciento, cuando entran en el núcleo. Dado que la fusión reduce la elasticidad de las rocas, esta evidencia apunta a la existencia de una capa líquida por debajo del manto rocoso.

Litosfera y astenosfera.

 

 

Fuente bibliográfica:

• Ciencias de la Tierra.  Tarbuck – Capítulo 12.
• Website:  Capasdelatierra.org – Corteza Terrestre.
• Wikipedia.