Tema 2A – Estructura y composición de la tierra. Los métodos de estudio

1 INTRODUCCIÓN

Uno de los problemas más antiguos y a la vez más difíciles de los que tiene planteados la Geología es el de llegar al conocimiento exacto de la estructura y composición de la Tierra.

Nuestro planeta no es homogéneo, ni en composición ni en propiedades físicas, sino que está formado por una serie de capas. Esta peculiaridad, a la que se ha denominado zonación, no sólo se manifiesta en el exterior del planeta, sino también en el interior. (Lo que origina la zonación de capas es que al principio la Tierra estaba fundida).

2. MÉTODOS DE INVESTIGACIÓN DEL INTERIOR DE LA TIERRA

Dadas las limitaciones humanas para la observación directa del interior de nuestro planeta, sólo hemos explorado parte de su superficie y unos 10 km de profundidad en lugares muy puntuales, hay que recordar que el radio de la Tierra es de 6373 Km., por lo que la parte explorada es muy pequeña.

Aunque no tenemos datos directos, los métodos indirectos han permitido establecer modelos hipotéticos que deben revisarse a medida que se obtienen nuevas informaciones. Entre los métodos indirectos son de especial relevancia los métodos sísmicos.

2.1 DENSIDAD TERRESTRE

El valor medio de la densidad terrestre (d = 5,515 g /cm³), cuyo cálculo se basa en la fórmula:

d = m / V d: densidad m: masa V: volumen

Informa de que los materiales del interior de la Tierra son más densos que los conocidos en la corteza. Las razones de este incremento de la densidad pueden ser la diferencia de la composición química de los materiales, que incluyen especies químicas de mayor masa molecular y la diferencia en la estructura cristalina de los mismos, puesto que presentarían estructuras cristalinas más compactas.

2.2. GRADIENTE DE PRESIÓN

Se parte de la suposición de que sobre cualquier zona del interior terrestre gravita una columna de materiales, lo cual supone una presión que es función de la profundidad y de la densidad.

Algunos investigadores se inclinan por un aumento continuo de la presión hasta el centro de la Tierra, donde se estiman valores superiores a tres millones de atmósferas. Esto implica una elevación del punto de fusión de las sustancias, lo que permitiría llegar a una deformación plástica permanente de los materiales profundos. Las condiciones de presión del interior de la Tierra han de favorecer un comportamiento dinámico de los materiales distinto del que tienen en condiciones superficiales.

2.2 TEMPERATURAS TERRESTRES

Se conocen datos directos de sondeos de profundidades inferiores a los 10 km, según los cuales se admite un aumento de 1ºC por cada 32-33 m de profundidad. Esta variación de temperatura es lo que se conoce como gradiente geotérmico. Este valor puede verse afectado en zonas corticales por la proximidad de magmas o volcanes, por la conductividad térmica específica de las rocas, por la circulación subterránea de aguas y por yacimientos de minerales radioactivos.

2.3 GRAVEDAD Y ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS

La gravedad se refiere a la fuerza con la que la Tierra atrae a los cuerpos, lo cual constituye el peso de los mismos.

P = m * g P: peso m: masa

g : aceleración de la gravedad ( g _media = 9,8 m /s² )

El valor de g puede sufrir variaciones denominadas anomalías gravitatorias, por la presencia, en un punto determinado, de materiales de mayor o menor densidad, lo cual vuelve a poner de manifiesto que nuestro planeta no es homogéneo en su composición. También es útil en la búsqueda y prospección de carbón, gas, petróleo y yacimientos de minerales de hierro, níquel, cromo, diamante, etc.

((Ejemplos: los gravímetros miden las variaciones de la fuerza de la gravedad producidas por los hundimientos o levantamientos del terreno o por los cambios de la densidad de las rocas subyacentes.- Utilizando gravímetros muy sensibles, de precisión milimétrica, se puede medir la pauta de elevación de las montañas. P.e., se ha comprobado que el Everest se eleva cuatro cm al año, aunque es rebajado simultáneamente por la acción e los agentes erosivos.

Antes de una erupción volcánica, el terreno sufre un abombamiento al entrar la lava en la cámara magmática, por lo que se pueden utilizar los gravímetros para detectarlas; aunque actualmente se mide a través del láser situado en los satélites.))

2.4 GEOMAGNETISMO

La Tierra tiene un campo magnético que fuerza a alinearse a las agujas de las brújulas con los polos Norte y Sur magnéticos, situados muy próximos a los polos N y S geográficos.

Este campo magnético de la Tierra se origina en una capa muy profunda de hierro líquido conocido como el núcleo externo, el cual es un fluido conductor de la electricidad en constante movimiento, que a su vez descansa sobre el aún más caliente y sólido núcleo interno.

El geomagnetismo es debido a cambios en los átomos.

Sin embargo, el descubrimiento más notable de las últimas décadas, por su repercusión en la explicación de la dinámica terrestre, ha sido el de comprobar que el campo magnético ha experimentado cambios reiterados de polaridad. Es decir, los polos N y S magnéticos han intercambiado su posición sin que cambiara la posición del eje. Este fenómeno se denomina inversión de la polaridad magnética.- los cambios de la polaridad N y S han tenido lugar a intervalos irregulares a través de los tiempos geológicos. Se ha observado que la magnetita cuando cristaliza se orienta hacia un polo magnético, gracias a ella se han detectado esas inversiones de la polaridad. Han tenido lugar al menos 10 inversiones de la polaridad en los últimos 3.5 millones de años.

2.5.ESTUDIO DE LOS METEORITOS

Los meteoritos son fragmentos de otros planetas pertenecientes al Sistema Solar. A pesar de que la mayor parte de ellos se volatilizan al entrar en la atmósfera terrestre, se han hecho una serie de análisis y clasificaciones químicas, mineralógicas y petrográficas que han sido la base de la elaboración de modelos de composición y estructura del interior del planeta terrestre.

Los principales elementos químicos presentes en los meteoritos son: Fe, Ni, Co, Cu, Si, Al, Cr, Mn, Mg, Ca, Na, k, S, P, ti, C, O, H. En cuanto a los minerales, se han encontrado tanto de tipo metálico con Fe, Ni y Cu, como de tipo no metálico, como diamante, grafito, silicatos, sulfuros, fosfatos y carburos de Fe y Ni.

2.6. MOMENTO DE INERCIA TERRESTRE.

El momento de inercia de la Tierra puede calcularse partiendo de su forma, masa, gravedad y velocidad angular:

I = 0.3337* M* R²

donde: I: momento de inercia, M: masa de la Tierra y R: radio ecuatorial.

Si suponemos una esfera de densidad uniforme, el resultado sería I= 0.4 *M*R², que no está de acuerdo con el valor real. Esto significa que la densidad del planeta no se mantiene constante en el interior de las geosferas sólidas y que ha de haber un aumento interior que compensaría la ligera corteza.

2.7 EL MÉTODO SÍSMICO.

2.7.1 CONCEPTOS BÁSICOS.

Como ya se ha comentado anteriormente, son los que proporcionan más información sobre la naturaleza físico-química y la estructura del interior del planeta.

El método sísmico es de naturaleza indirecta. No se basa en el estudio directo de los materiales sino en el estudio de la velocidad y dirección de propagación en el suelo de las ondas sísmicas producidas por la detonación de una carga explosiva colocada a una determinada profundidad.

Un seísmo o terremoto es el resultado de la súbita liberación de energía que se acumula a consecuencia de un lento movimiento de deformación de los materiales rocosos. Esta energía se libera en parte en forma de vibraciones (ondas sísmicas) que se propagan en todas direcciones a partir del origen o hipocentro del terremoto. La trayectoria de las ondas (frente de ondas) es rectilínea (rayo) salvo que en el medio atravesado ocurran cambios significativos en la composición y /o estructura. Las ondas se mueven en función de la densidad, incomprensibilidad y rigidez.

Las ondas sísmicas, originadas por un terremoto, pueden ser de varios tipos, destacándose las siguientes:

– Ondas P o primarias: son las de velocidad de propagación mayor, de ahí su denominación de primarias, pues llegan en primer lugar a los aparatos de detección o sismógrafos. Su dirección de oscilación coincide con la de propagación, por lo que también reciben el nombre de ondas longitudinales. Se propagan a partir del hipocentro en todo tipo de medios, tanto sólidos como fluidos. Podemos observar que la velocidad de propagación de las ondas P es viene definida por la ecuación:

Donde K es el módulo de incompresibilidad, μ es el módulo de corte o rigidez y ρ la densidad del material a través del cual se propaga la onda mecánica. r lo que la velocidad está principalmente determinada por K y μ.

– Ondas S o secundarias: aparecen a continuación de las ondas P en los sismogramas, por su velocidad de propagación menor. Su dirección de propagación es transversal a la dirección de oscilación. También se propagan a partir del hipocentro, pero sólo pueden hacerlo en medios sólidos, debido a que los líquidos no pueden soportar esfuerzos de corte o cizalla.

La velocidad de propagación de las ondas S depende del módulo de corte μ y de la densidad del material, viene definida por:

Ondas superficiales: se producen a partir del epicentro, propagándose en superficie y siendo las causantes de los posibles daños del sismo. Existen varios tipos como las Love (L) o (Q), en la que la vibración de las partículas también es en un plano perpendicular al rayo y las de Rayleigh (R), en la que las partículas oscilan según órbitas circulares o elípticas en el plano perpendicular al rayo sísmico.

– Ondas R Ondas L o Q

El estudio de los sismogramas nos permite calcular:

a) Distancia del epicentro a la estación de registro.

b) Intensidad de las ondas.

c) Las características de la trayectoria desde el foco a la estación. Vemos que las ondas P y S nos proporcionan información sobre el interior del globo, mientras que las L lo hacen de la superficie.

2.7.2 LAS DISCONTINUIDADES SÍSMICAS.

La detección de las ondas sísmicas con la ayuda de los sismógrafos y su posterior estudio en sismogramas, nos proporcionan datos muy estimables sobre los materiales que atraviesa refractándose, y asimismo sobre las reflexiones que se producen en estos materiales.

Al estudiar los datos sísmicos de que se dispone, se ha comprobado que existen niveles en el interior de la Tierra en los que la velocidad de propagación de las ondas sísmicas sufre cambios bruscos que implican variaciones, bruscas también, en las propiedades de las rocas. Estos niveles se denominan discontinuidades o superficies de discontinuidad.

Se conocen dos tipos de discontinuidades según que la variación neta de la velocidad sea más o menos significativa:

– De primer orden.

– De segundo orden.

1. Discontinuidades de primer orden.

Se conocen dos discontinuidades de esta categoría denominadas, en honor a los sismólogos que la descubrieron, discontinuidad de Mohorovicic y discontinuidad de Gütemberg. Ambas delimitan en el interior de la Tierra tres capas concéntricas diferentes que, en orden de superior a inferior, reciben el nombre de corteza, manto y núcleo.

· La discontinuidad de Mohorovicic está situada a una profundidad máxima de unos 60 km y separa la corteza terrestre del manto.

· La discontinuidad de Gütemberg se encuentra a 2900 km de profundidad y separa el manto del núcleo terrestre.

2. Discontinuidades de segundo orden.

Se conocen tres discontinuidades de esta categoría:

· La discontinuidad de Conrad que se encuentra a una profundidad de unos 15 km y separa la corteza continental de la corteza oceánica.

· La discontinuidad de Repetti que se encuentra a una profundidad variable situada entre los 700 y 1000 km de profundidad y separa el manto superior del manto inferior.

· La discontinuidad de Wiechert, también denominada discontinuidad de Lehmann, que se encuentra a unos 5100 km de profundidad y sirve de límite entre el núcleo externo y el núcleo interno.

3. MODELOS DE ESTRUCTURA DE LA TIERRA

Históricamente han existido distintas interpretaciones de la posible estructura interna de la Tierra. Con la información disponible actualmente, derivada del conocimiento de las características físicas del interior del planeta, y de los datos sísmicos, la Tierra puede considerarse dividida en diversas capas, además de la atmósfera y la hidrosfera, si bien esta división puede seguir dos criterios relativamente diferentes, que dan lugar al modelo estructural y al modelo dinámico.

3.1 MODELO ESTRUCTURAL

Se basa, principalmente, en la interpretación directa de las discontinuidades símicas, así como en la teórica composición de las capas terrestres.

En él se establecen las siguientes capas o zonas: corteza (continental y oceánica), manto (superior e inferior) y núcleo (externo e interno).

3.2 MODELO DINÁMICO

Se basa en el desarrollo de los actuales modelos de la dinámica terrestre (Tectónica de Placas). Según este modelo podemos distinguir cuatro capas:

– Litosfera: es la más externa y está dividida en placas. Comprende toda la corteza terrestre y la parte del manto superior hasta la astenosfera. se comporta de manera elástica

– Astenosfera: capa del manto de comportamiento fluido, por lo que se supone que en su interior se generan importantes corrientes de convección que interactúan con las placas litosféricas. En esta capa las ondas sísmicas disminuyen su velocidad.

– Mesosfera: formada por el manto inferior y la parte del manto superior por debajo de la astenosfera. Comienza a los 700 km de profundidad, donde los minerales se vuelven más densos sin cambiar su composición química. Está formada por rocas calientes y sólidas, pero con cierta plasticidad.

– Endosfera: comprende la totalidad del núcleo. Formada por una capa externa muy fundida donde se producen corrientes o flujos y otra interna, sólida y muy densa.

4 CORTEZA TERRESTRE: COMPOSICIÓN Y ESTRUCTURA

4.1 COMPOSICIÓN DE LA CORTEZA

De todos los elementos químicos que entran a formar parte de la corteza sólo unos pocos se encuentran en proporciones superiores al 1%. El oxígeno (46% en peso) y Si (27,7% en peso) son los más abundantes, y el resto (Al, Fe, Ca, Na, K y Mg) están en proporciones inferiores al 10%.

4.2 ESTRUCTURA DE LA CORTEZA

((Se ha demostrado en forma general que la corteza es menos densa en las masas montañosas que bajo las llanuras, y bajo las llanuras menos que en los océanos. Todo sucede como si bloques de la corteza emergieran tanto más cuanto menos densos fueran, como flotadores de madera situados en una cubeta con agua, hundiéndose según su densidad. Esta es la idea del “equilibrio isostático” en la corteza terrestre. En realidad los bloques en equilibrio no tienen todos el mismo espesor, y por otra parte, el ‘fluido’ en el cual reposan los continentes no es comparable con el agua, sino un fluido muy viscoso; el equilibrio no es perfecto, no puede llamarse ‘hidrostático’, sino ‘isostático’. Las presiones ejercidas por el peso de los bloques se igualan en una superficie situada a 60 Km. de profundidad, llamada superficie de compensación isostática (por debajo de esta superficie, la repartición de las masas es regular).

El equilibrio isostático puede romperse, por ejemplo:

1. Al formarse una cordillera.

2. Si una fuerte erosión aligera un bloque montañoso, acumulándose los materiales sobre otro bloque, suboceánico, por aporte y sedimentación.

3. Si un aumento de temperatura funde un espeso casquete glaciar que recubre un bloque.

El equilibrio tiende a reestablecerse mediante movimientos verticales; el bloque aligerado tiende a elevarse y a hundirse el sobrecargado, debiéndose producir movimientos de los materiales fluidos infracorticales.

Un ejemplo de este tipo de movimiento se ha podido estudiar en Escandinavia, donde se produjo un movimiento isostático debido a la fusión del casquete glaciar cuaternario, hace cerca de 10,000 años. El movimiento continúa hasta hoy a razón de 1 m por siglo, hasta tal punto que los puertos del golfo de Botnia disminuyeron notablemente su profundidad.))

La corteza terrestre es la capa más superficial de la Tierra. Sus límites están entre la atmósfera (troposfera) y el manto.

En comparación, con el resto de la geosfera, es una capa muy delgada, de unos 35 km de espesor medio, lo que representa sólo el 1,6 % de su volumen total y menos del 1 % de su masa.

Se pueden distinguir dos zonas:

– Corteza continental: tiene un grosor variable que va desde los 30 a 70 km, bajo las grandes cordilleras.

– Corteza oceánica: es más delgada, pero más densa, y se encuentra bajo los océanos, alcanzado una profundidad que va de 5 a 12 km.

Para un mejor estudio de la corteza se tiene en cuenta su estudio o estructura vertical y el estudio o estructura horizontal.

4.2.1 ESTRUCTURA VERTICAL DE LA CORTEZA

Información complementaria que se puede o no poner en el tema ((El estudio detallado de los sismogramas ha demostrado:

A) Que la corteza no es de espesor constante, sino más delgada en los océanos que en los continentes.

B) Que la velocidad de propagación en la corteza oceánica es la misma que en la capa basáltica.

C) Que la corteza continental es más gruesa bajo las cordilleras presentando una raíz.

D) Que la discontinuidad de Moho no es esférica, sino que se sitúa más profundamente en los continentes.

Con todos estos datos llegamos a una corteza dividida por las discontinuidades de Conrad en dos subcapas: La granítica que se ha querido relacionar con el Sial y la basáltica (≈Sima), en la zona continental, mientras que en la oceánica carecería de la capa granítica ,existiendo una Corteza de Transición entre las cortezas oceánica y continental. ))

I. La corteza continental, en la vertical, ocupa el 29 % de la superficie terrestre. Se considera dividida en tres zonas:

– Zona 1 o zona superior: es la capa sedimentaria, formada por sedimentos y rocas arcillosas, calcáreas y areniscas.

– Zona 2, zona intermedia o SIAL (silicato de aluminio): es la capa granítica, formada por granitos, gneis y micaesquistos.

– Zona 3, zona inferior o SIMA (silicato de magnesio): es la capa basáltica, formada básicamente por anfibolitas.

II. En la corteza oceánica, en la vertical, se distinguen los siguientes tipos de accidentes y estructuras:

1). Corteza oceánica de los fondos marinos abisales:

Se divide a su vez en tres zonas:

– Nivel 1: es la capa sedimentaria joven.

– Nivel 2: es la capa basáltica con intercalaciones sedimentarias.

– Nivel 3: es de naturaleza basáltica.

2). Corteza oceánica de dorsales:

Carece de sedimentos y el nivel 3 está constituido por rocas volcánicas que forman una capa de 30 km de espesor bajo el eje de las dorsales, como si tuvieran una raíz en el manto.

3). Corteza oceánica de los mares interiores (Mar Mediterráneo o Mar Negro):

Sólo existe el nivel 1, muy desarrollado, por el aporte de sedimentos, y el nivel 2 de tipo basáltico.

4). Corteza oceánica intermedia:

En una mezcla de corteza continental y oceánica. Se corresponde con formaciones llamadas arcos islas (están constituidos por islas volcánicas dispuestas en forma de arco, generalmente en forma convexa hacia el océano.);

Situadas a lo largo de los bordes de los océanos. Tienen borde cóncavo frente a los continentes y su borde convexo limita con fosas marinas.

4.2.2 ESTRUCTURA HORIZONTAL DE LA CORTEZA

La corteza continental comprende el 40 % de la superficie terrestre (29 % zonas emergidas y 11% bordes continentales sumergidos).

Para su estudio se puede dividir en:

– Cratones (kratos (gr.): fuerza): se corresponden con las antiguas cordilleras rebajadas por la acción erosiva de los agentes geológicos externos. Son zonas estables sin grandes relieves. Sin vulcanismo ni sismicidad.

Se dividen en escudos, constituidos por rocas metamórficas que ascendieron tras la erosión de cordilleras primitivas, y plataformas interiores, constituidas por acumulaciones de sedimentos sin plegamientos.

– Cordilleras orogénicas: son cadenas montañosas que se han originado por los movimientos orogénicas. Distinguimos las cordilleras antiguas, de relieves suaves, como las huronianas, caledonianas y hercínicas, y las actuales o alpinas, con relieves más acentuados.

La corteza oceánica se divide en cuatro zonas principales:

– Margen continental: el cual se subdivide en plataforma continental y pendiente continental. La plataforma continental es la continuación de las zonas emergidas. Alcanza hasta los 50 km de distancia de las costas y unos 200 m de profundidad.

En la pendiente continental se distinguen el talud, marcado por un cambio brusco de pendiente, y el glacis, que limita con la cuenca continental (3500 m de profundidad).

– Cuenca oceánica: abarca desde el glacis hasta las dorsales. En ellas se encuentran las llanuras abisales, zonas llanas y planas; los pitones, montañas con forma de cono volcánico; y los guyots, montañas volcánicas tronco-cónicas.

– Dorsales oceánicas: Aparecen como una gran cadena de montañas sumergidas que se dispone de forma continua a lo largo de los océanos. Se extienden a lo largo de 60000 km y su altura media es de 3000 m. Presenta una hendidura fallada o rift con una anchura de 20 a 50 Km.

– Fosas oceánicas: zonas situadas cerca del continente en el borde del océano. Se forman por subducción en base a la teoría de la Tectónica de Placas.

– 5 MANTO TERRESTRE: COMPOSICIÓN Y ESTRUCTURA

Es la capa que s extiende desde la discontinuidad de Moho (30 km) hasta la de Gutenberg (2900 km)y constituye el 83 % del volumen y el 68% de la masa de la Tierra, y d e él procede la energía y la fuerza de Expansión del Fondo oceánico, deriva Continental ,Orogénesis y principales Terremotos.

5.1 COMPOSICIÓN DEL MANTO

Las conclusiones actuales sobre la composición del manto se basan en el cálculo de la densidad de las distintas capas de la Tierra, realizado a partir de la velocidad de las ondas sísmicas y del estudio de algunos meteoritos. De acuerdo con ella el manto superior está constituido por materiales algo más densos que los de la corteza, principalmente silicatos de calcio, magnesio y hierro, y la roca representativa es la peridotita. En lo que se refiere al manto inferior, las hipótesis más aceptadas suponen que está compuesto por sulfuros y óxidos metálicos.

5.2 ESTRUCTURA DEL MANTO

Parece ser bastante homogéneo tal comos e deduce del crecimiento uniforme de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas.

En el límite del manto con el núcleo se establece un nivel de transición (nivel D).
Esta capa tiene entre 200 y 300 kilómetros de espesor y representa aproximadamente el 4% de la masa conjunta del manto y la corteza. A pesar de que se identifica habitualmente como parte del manto inferior, las discontinuidades sísmicas sugieren que la capa D podría poseer una composición química diferente de la del manto inferior situado encima de ella.

6 NÚCLEO TERRESTRE: COMPOSICIÓN Y ESTRUCTURA

6.1 COMPOSICIÓN DEL NÚCLEO

Abarca desde los 2.900 hasta los 6.370 km. Está constituido en su mayor parte por una aleación de hierro y níquel. Actualmente se acepta que el 80% lo forman hierro y níquel y el 20 % restante el azufre o el silicio.

.6.2 ESTRUCTURA DEL NÚCLEO

Al ser la parte central de la Tierra es la menos conocida, aportando las evidencias para su conocimiento el estudio de los meteoritos, las investigaciones sismológicas y otros métodos geofísicos.

Se acepta generalmente que el núcleo externo presenta un cierto carácter fluido puesto que las ondas S no lo atraviesan. La temperatura alcanza los 5.000 grados. La menor densidad con respecto al núcleo interno hace pensar que, además de hierro y níquel, puede haber otros elementos, fundamentalmente, azufre. Por el contrario, el núcleo interno se encuentra en estado sólido, evidenciado por una mayor velocidad de las ondas P. Por su mayor densidad se piensa que su contenido en azufre es mucho menor que el del núcleo externo. Esta circunstancia, junto con las mayores presiones existentes en el interior, posibilita su estado sólido pese a existir mayores temperaturas (superiores a 6000 º C).