Tema 2: “Estructura y dinámica de la Tierra.
1.- Métodos de Estudio Del Interior de la Tierra.
2.-Estructura y composición de la Tierra.
3.- Antecedentes a la teoría de la tectónica de placas.
4.- Teoría de la tectónica de placas.
5.- Fenómenos y procesos asociados al movimiento de las placas.
6.- Rocas endógenas.
1.- Metodos de Estudio Del Interior de la Tierra
Los métodos de estudio del interior de la tierra, se pueden clasificar en dos grupos: Directos e Indirectos.
1.1 Métodos Directos
Consisten en la observación directa de los materiales que componen La Tierra, como por ejemplo: 1. Sondeos: Son perforaciones taladradas en el subsuelo terrestre. Nos informan de la composición
de los primeros metros de la corteza terrestre y del aumento de temperatura que se produce al aumentar la profundidad. Profundidad máxima, aprox. 13 km.
2. Volcanes: Arrojan lava, que son rocas fundidas generadas hasta 100 km de profundidad. Nos informa de la composición aproximada de los materiales del interior y nos da una idea de la temperatura.
3. Erosión de Cordilleras: estudian los materiales que dejan al descubierto la erosión. Nos aoprta información del tipo de rocas que se forman en el interior.
Estos métodos
Con estos métodos, se puede Saber muy poco, ya que solo podemos analizar una parte muy pequeña, respecto a lo grande que es nuestro planeta. Además, la información que nos aportan es aproximada, ya que la composición y la temperatura de la lava, por ejemplo, cambia durante el ascenso a la superficie. Otra observación, referente a la Temperatura, es el aumento de ésta a medida que profundizamos, observándose un incremento de 1ºC cada 33 metros de profundidad (gradiente geotérmico). En teoría, dicho gradiente sólo se mantiene hasta unos 200 o 300 km, después el aumento es menor hasta alcanzar unos 6.000 ºC en el núcleo. (Nota: de mantenerse constante el gradiente geotérmico se alcanzarían en el núcleo temperaturas superiores a 200.000 ºC, un valor incompatible con las propiedades que presenta nuestro planeta).
1.2Métodos Indirectos
Están basados en cálculos y deducciones, obtenidos al estudiar las propiedades físicas y químicas que posee la Tierra. Estos métodos son los siguientes:
1.2.1. Estudio de la densidad media de la Tierra.
Para calcular la densidad de un cuerpo basta con dividir su masa entre su volumen. Ambas magnitudes son posibles de calcular para la Tierra:
El volumen de la tierra: con la fórmula del volumen de una esfera, cuyo radio se puede calcular
mediante medidas de la curvatura de la superficie terrestre.
La masa de la Tierra: mediante la fórmula de Newton sobre la Ley de Gravitación Universal.
La densidad media de la Tierra es de 5,52 g/cm3. Si la comparamos con la densidad media de las rocas de los continentes 2,7 g/cm3, se deduce, que hay materiales menos densos en la corteza que en el núcleo, y que la densidad aumenta bastante con la profundidad.
1.2.2 El método gravimétrico:
Este método mide las diferencias de la gravedad en distintos sectores del planeta. Puesto que la
gravedad no es la misma en todos los lugares del planeta, sino que depende de la latitud y de la densidad de los materiales situados debajo del punto en que se mide, cuando hayamos la gravedad teórica de un punto, y no coincide con la del Gravímetro, estamos ante una anomalía gravimétrica.
Las anomalías pueden ser:
- Positivas: Son producidas por cuerpos de alta densidad - Negativas: Son producidas por cuerpos de baja densidad
Las anomalías gravimétricas, nos proporcionan gran información sobre la densidad de los materiales que hay en el subsuelo. Así, se descubre que la densidad de la corteza situada bajo los océanos (corteza oceánica) es mayor que la de la corteza continental, y que ésta debe ser más gruesa de lo esperado. Estas observaciones respaldan la hipótesis de la isostasia. Dicha hipótesis mantiene que los continentes “flotan” sobre la capa que tienen debajo experimentando movimientos verticales en función del peso que soportan. Por ejemplo, se hunden cuando se cubren de hielo en las glaciaciones, y se elevan al desaparecer el peso al terminar éstas. A este fenómeno, observable en ciertas regiones costeras del planeta, se le llama isostasia y lo veremos más adelante.
1.2.3 Estudio del magnetismo Terrestre:
La Tierra se comporta como un gran imán que genera a su alrededor un campo magnético, esto es debido a la rotación diferencial del núcleo interno de hierro solido, el manto sólido y el núcleo externo liquido, lo que genera corrientes electromagnéticas que se transmiten a todo el planeta.
El eje magnético va variando paulatinamente, se invierte cada cierto tiempo. Estas variaciones quedan marcadas en la lava (paleomagnetismo). Esto nos permite datar las edades relativas de las rocas según la orientación magnética de los minerales que la forman, ya que éstos se orientaron siguiendo las líneas de fuerza y la declinación que el campo magnético tenía en el instante de su formación.
1.2.4 Estudio de meteoritos:
Los meteoritos son cuerpos celestes de tamaño relativamente pequeño que, de un modo más o menos continuo, son atrapados por el campo gravitatorio de la Tierra, entran en su órbita y terminan por caer sobre su superficie.
La teoría más aceptada sitúa el origen de los meteoritos en los asteroides. Éstos son restos de un planeta del Sistema Solar, localizado entre Marte y Júpiter, que, o bien estalló tras formarse, o bien no culminó su proceso de formación como resultado de la intensa fuerza gravitatoria del planeta Júpiter. Se supone que dicho planeta debía tener una composición similar a la de los restantes planetas internos del Sistema Solar.
De todo lo dicho se desprende en interés que presentan los meteoritos a la hora de establecer hipótesis sobre la composición interna de nuestro propio planeta.
Los meteoritos caídos sobre la Tierra se agrupan en tres categorías según su composición y su densidad: a) Sideritos.- compuestos en un 98% por una aleación de ferroníquel y de densidad 7.5 g/ cm3. b) Siderolitos.- compuestos por silicatos de magnesio y hierro y de densidad 5 g/ cm3.
c) Aerolitos.- compuestos por silicatos de aluminio y calcio y de densidad 3 g/ cm3.
Actualmente los sideritos se consideran semejantes al núcleo de la Tierra, los siderolitos al manto y los aerolitos a la corteza.
1.2.5 El método sísmico:
Se basa en el estudio y análisis de la propagación de las ondas símicas por el interior del planeta. Éste es, sin lugar a dudas, el método de estudio más importante del interior terrestre.
Un seísmo o terremoto supone una liberación brusca de energía en un punto del interior terrestre, llamado hipocentro; el punto de la superficie terrestre localizable en la vertical del hipocentro es el epicentro. La energía desprendida se propaga como un paquete de ondas en todas direcciones desde el hipocentro; éstas son las ondas sísmicas.
Las ondas sísmicas son ondas de naturaleza elástica, y como tales experimentan fenómenos de reflexión y refracción cuando pasan de un medio a otro de diferentes características (de modo análogo a como ocurre, por ejemplo, con las ondas luminosas).
Al cambiar bruscamente el medio por el cual se propaga, la velocidad de las ondas también cambia bruscamente y estas se refractan.
Como vemos en la imagen el rayo solar desvía el ángulo de su trayectoria al cambiar bruscamente de medio, así mismo ocurre con las ondas sismicas.
Se pueden diferenciar tres tipos de ondas sísmicas, cuya naturaleza y propiedades de propagación pasamos a analizar seguidamente:
1) Ondas P, primarias o longitudinales: Son las primeras en llegar a la superficie, ya que su velocidad de propagación, entre los 6 a 13 km/s, es mayor que la de las restantes ondas. Su vibración es longitudinal, lo que quiere decir que la dirección de vibración de la onda coincide con su dirección de propagación. La velocidad de las ondas P al atravesar un medio es función de la naturaleza física de dicho medio, y puede expresarse a través de la siguiente fórmula matemática:
d k Vp 4 3
K = módulo de incompresibilidad del medio = coeficiente de rigidez del medio d = densidad del medio
De esta fórmula se pueden extraer varias consecuencias:
a) Cuanto mayor es la densidad de un medio, menor es la velocidad de las ondas P que lo atraviesan. b) La velocidad de propagación de las ondas P aumenta al aumentar la rigidez del medio.
c) Las ondas P pueden atravesar medios fluidos (rigidez = 0).
2) Ondas S, secundarias o transversales: Llegan a la superficie después que las ondas S, ya que su velocidad de propagación es menor, de 3 a 8 km/s. Se trata de una vibración transversal, es decir, la dirección de vibración de la onda es transversal a su dirección de propagación.
La velocidad de las ondas S se expresa físicamente por la fórmula siguiente:
d Vs
Cómo es fácil deducir a partir de esta fórmula, una característica esencial de las ondas S es que no se van a transmitir por medios fluidos (ya que en estos el valor del coeficiente de rigidez es nulo).
3) Ondas L, largas o superficiales: Son las más lentas de todas y, además, se propagan tan sólo por la superficie del terreno, en todas direcciones a partir del epicentro. Son, a su vez, las que presentan una mayor intensidad de vibración, y a ellas son atribuible s los efectos catastróficos de los terremotos. Son en realidad una vibración compleja, que se puede descomponer en dos tipos de ondas superficiales: ondas Rayleigh (vibración orbital de las partículas del terreno, semejante a las ondas de superficie en el agua) y ondas Love (vibración transversal a la dirección de propagación, en un plano horizontal). A efectos del estudio del interior terrestre, está claro que sólo son interesantes las ondas P y S, ya que son las únicas que se propagan por el interior.
1) Ondas P, 2) Ondas S
3) Ondas L, 4) Ondas R
En resumen:
Onda Solido Pastoso Liquido Velocidad onda P Aumenta Disminuye Disminuye Velocidad onda S Aumenta Disminuye velocidad cero
La detección y registro de las ondas sísmicas se lleva a efecto por medio de los aparatos denominados sismógrafos, los cuales realizan un registro gráfico de las vibraciones del terreno llamado sismograma. Los sismógrafos ubicados a suficiente distancia del foco del seísmo registrarán los diferentes tipos de ondas sísmicas separadamente y siempre en el mismo orden: primero las ondas P, y sucesivamente las ondas S y L.
Como señalábamos más arriba, las ondas P y S sufren reflexiones y refracciones cuando pasan de un medio a otro de diferentes características, y esta es, precisamente, la razón de su extraordinaria utilidad en la investigación sobre las capas profundas de la Tierra.
En efecto, la existencia de sucesivas reflexiones y/o refracciones posibilita que los sismógrafos registren más de una vez las ondas sísmicas correspondientes a un mismo seísmo, ya que éstas pueden llegar al sismógrafo por diferentes caminos, con intervalos que dependerán de la longitud de cada camino y de la velocidad de propagación de las ondas en los materiales atravesados. El estudio matemático integrado de los datos registrados, para un seísmo, en todos los sismógrafos repartidos por la superficie del planeta permite deducir la velocidad de propagación de cada tipo de onda a diferentes profundidades del interior terrestre.
A
ZONA DE SOMBRA A LAS ONDAS S
Figura 2: Aplicación del método sísmico al estudio de la estructura interna del planeta. Vemos ilustrado este principio con dos sencillos ejemplos.
A) La presencia de una capa fluida genera una zona de sombra a las ondas S, cuya extensión es función de la profundidad de la discontinuidad sísmica.
B) Una discontinuidad sísmica genera, como resultado de la refracción, dos áreas de silencio sísmico, cuya extensión es función también de la profundidad.
La variación de la velocidad de las ondas P y S puede representarse en una gráfica de velocidad de ondas sísmicas como la representada en la figura siguiente. Esta gráfica resume el estado actual de nuestros conocimientos sobre la propagación de las ondas sísmicas en el interior del planeta, y constituye la base sobre la que hay que elaborar cualquier modelo plausible de la estructura interna del planeta. No cabe entenderla como algo definitivamente terminado, sino como algo en proceso de elaboración y revisión continua, ya que a medida que se perfeccionen las técnicas sismológicas iremos disponiendo, qué duda cabe, de datos de p1ejor calidad que permitirán perfilar y, por qué no, corregir muchos aspectos.
La simple observación de cómo varían las velocidades de las ondas P y S con la profundidad pone de manifiesto que el globo terrestre tiene una constitución heterogénea. El análisis de la gráfica de velocidades también pone de relieve la existencia, a determinadas profundidades, de cambios bruscos e importantes en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas, que deben corresponder, sin duda, a superficies de separación entre materiales de distinta naturaleza.
Son las llamadas superficies de discontinuidad sísmica. Las discontinuidades sísmicas permiten establecer una división del interior del planeta en capas o zonas de distinta naturaleza.
Este tipo de estudio permite diferenciar cinco discontinuidades sísmicas en principio (como comentaremos más adelante, algunas de ellas parecen hoy corresponder más bien a zonas de transición que a discontinuidades netas). Las enumeramos a continuación:
A) Discontinuidades de primer orden: suponen variaciones de gran magnitud en la velocidad de las
ondas sísmicas, y representan por tanto cambios muy importantes en la naturaleza de los materiales que separan.
A.1. Discontinuidad de MOHOROVICIC: Supone un aumento muy brusco e importante de la velocidad de las ondas P y S, observable a profundidad variable; 5-10 km, en zonas oceánicas y 40-60 km en los continentes.
A.2. Discontinuidad de GUTENIBERG: Se localiza alrededor de los 2.900 km de profundidad. Aquí se registra un cambio brusco y fundamental de la velocidad de las ondas sísmicas; la de las ondas P disminuye de un modo muy notable, mientras que las ondas S se detienen totalmente (no atraviesan la discontinuidad), por lo que cabe suponer que los materiales inmediatamente debajo de la discontinuidad se encuentran en estado fluido.
B) Discontinuidades de segundo orden: Suponen cambios de menor magnitud en la velocidad de las
ondas, y representan cambios menos acusados en la naturaleza de los materiales que separan.
B.l. Discontinuidad de CONRAD: Su existencia real ha sido muy discutida, ya que no se detecta en todos sitios; no existe bajo los océanos y también es dudosa su existencia bajo muchos puntos de la corteza continental (aunque está bien establecida en otros).
Por ello no aparece reflejada en el gráfico general de velocidad de ondas. Supone un ligero aumento de la velocidad de las ondas sísmicas observable alrededor de los 15 km de profundidad.
B.2. Discontinuidad de REPETTI: Se localiza alrededor de los 800 km de profundidad (aunque este dato es ligeramente variable) y supone una estabilización en el ritmo de incremento de la velocidad de las ondas sísmicas; por encima de la discontinuidad las ondas P y S aumentan su velocidad de modo constante y rápido con la profundidad, mientras que por debajo de ella, aunque la velocidad sigue incrementándose con la profundidad, lo hace a un ritmo mucho más lento.
B.3. Discontinuidad de WIECHERT o de LEHMANN: Supone un aumento relativamente importante en la velocidad de las ondas P a partir de los 5.100 km de profundidad (las ondas S, recordemos, se detienen en su totalidad en la discontinuidad de Gutemberg).
Según estas discontinuidades se puede establecer un modelo básico de la estructura interna de la Tierra en tres grandes capas (separadas por las dos discontinuidades de primer orden): corteza, manto y núcleo. Las discontinuidades de segundo orden permiten establecer subdivisiones de estas grandes capas: corteza superior e inferior (separadas por la discontinuidad de Conrad en los continentes), manto superior e inferior (separados por la discontinuidad de Repetti) y núcleo externo y núcleo interno (separados por la discontinuidad de Wiechert).
Nótese que el método sísmico, por sí mismo, no proporciona ninguna información sobre la composición química o mineralógica de las capas que pone de manifiesto, y para establecer hipótesis al respecto deberemos recurrir a otras fuentes indirectas de información.
Los estudios sismológicos sí permiten, no obstante, conocer con cierta precisión el estado físico de estas capas internas del planeta. Así, nos permite deducir una naturaleza fluida del núcleo externo, que no transmite en absoluto las ondas S.
Desde este mismo punto de vista, cabe resaltar la detección en el seno del manto superior, con una profundidad y espesor variables, de una zona donde se atenúa considerablemente la velocidad de las ondas P y S para volver a recuperarla posteriormente. Esta franja que, aunque muy variable, podría localizarse entre los 100 y 250 km de profundidad (puedes observarla en el gráfico de velocidad de ondas) se denon1inó canal de baja velocidad de ondas. La caída en la velocidad de las ondas se atribuye a una disminución muy notable de la rigidez de los materiales (sin llegar al estado fluido); la hipótesis más aceptada es que los materiales del manto superior estarían en esta zona en un estado físico semifluido.
La existencia de esta capa semifluida en el seno del manto superior ha tenido una gran trascendencia en el desarrollo de las teorías más modernas sobre la dinámica geológica del planeta, como la teoría de la Tectónica de Placas. Esta es la razón de que se elaborara un nuevo modelo de la estructura interna de la Tierra que otorga un valor fundamental a esta capa semifluida (que fue denominada Astenosfera) , contraponiéndola al resto de materiales suprayacentes de naturaleza rigida (que pasaron a denominarse Litosfera). En este modelo, el resto del manto por debajo de la astenosfera se denomina Mesosfera y el núcleo recibe el nombre de Endosfera.
Existen, pues, dos modelos estructurales de nuestro planeta, que hay que entender como complementarios y no como alternativos. Uno basado en la existencia de discontinuidades sísmicas, que separan capas internas de distinta composición química o, al menos, con un diferente estado de
agregación de los materiales, por lo que lo denominamos modelo geoquímico. Otro, basado fundamentalmente en el estado físico de los materiales y en la contraposición astenosfera-litosfera, con una gran incidencia en la explicación del funcionamiento dinámico de la Tierra, por lo que lo denominamos modelo dinámico. A continuación representamos ambos en forma de esquema:
Conviene tener muy clara la equivalencia de las capas que diferencian ambos modelos; así, el término litosfera es más amplio que el de corteza, ya que equivale al conjunto de toda la corteza más una parte importante del manto superior, que forman una unidad dinámica de comportamiento rígido frente a la astenosfera inferior, de características plásticas.
La astenosfera es una capa de naturaleza plástica circunscrita al seno del manto superior, de límites imprecisos. El límite superior con la litosfera se sitúa a una media de 100 km, aunque esta cifra es muy variable, llegando a situarse en ocasiones muy cerca de la superficie externa del planeta. Peor definido está aún el límite inferior con la mesosfera, que para algunos autores podría coincidir con la discontinuidad de Repetti, otros lo sitúan a profundidades mucho menores, y otros dudan incluso de que exista en algunas zonas del planeta
Ejercicios:
1.- ¿Qué es la discontinuidad de Mohorovicic?. ¿Cómo la podemos determinar?. 2.- ¿A qué profundidad se localiza el límite manto-núcleo?
3.- ¿Qué evidencias tenemos para afirmar que los materiales del núcleo externo se encuentran en estado líquido?.
4.- ¿Qué diferencias existen entre la corteza y la litosfera?.
5.- ¿Qué diferencias existen entre la astenosfera y el manto superior?. 6.- ¿Qué diferencias existen entre la corteza continental y la oceánica?.
7.- ¿Por qué la velocidad de las ondas P disminuye en la astenosfera?. ¿Por qué las ondas S continúan transmitiéndose por la astenosfera?.
8.- ¿Qué significa que el gradiente geotérmico en la corteza sea 3ºC/100m?
9.- Calcula la temperatura que se alcanzaría en la corteza a 30 km de profundidad asumiendo dicho gradiente geotérmico.
10.- Si este gradiente se mantuviera hasta 200 km de profundidad, ¿qué temperaturas se alcanzarían en esas zonas?.
11.- ¿Se puede utilizar este gradiente para determinar la temperatura en el manto y el núcleo terrestres?. ¿Por qué?.
12.- Explica cómo son los planetas siguientes utilizando el método sísmico: a) Planeta 1
