ESTRUCTURA DE LA TIERRA. TECTÓNICA DE PLACAS

1.

EL SISTEMA TIERRA

Las diversas “capas” o “esferas” de la Tierra interactúan formando un todo complejo y dinámico que se ha dado en llamar sistema Tierra. Un sistema es un conjunto de partes interactuantes que funcionan como un todo. En un sistema el conjunto es más que la suma de las partes, pues de la interacción nacen nuevas propiedades (propiedades emergentes) que no están en sus partes constituyentes. La Tierra, desde ese punto de vista, es un sistema y sólo podremos entenderla comprendiendo cómo interaccionan sus partes. Los sistemas pueden clasificarse en cerrados (que intercambian energía, pero no materia con el exterior) y abiertos (que intercambian tanto materia como energía). En el sistema Tierra se integran infinidad de subsistemas en los que la materia se recicla indefinidamente. Por tanto, podemos considerarlo como un sistema cerrado, sin intercambio de materia, aunque sí de energía. Hay dos fuentes básicas de energía en la Tierra. Una es el Sol, que es el motor de los procesos externos (tiempo, clima, erosión, circulación oceánica…). La segunda fuente es el calor interno del planeta, debido al calor remanente de la formación de la Tierra y al generado por la desintegración radiactiva. Este calor impulsa los procesos internos (volcanes, terremotos, orogénesis, …). Cada parte del sistema Tierra, incluidos los seres humanos, está relacionada y un cambio en una de ellas conlleva cambios en las demás. La Tierra no es sólo rocas y suelo, vista desde el espacio se aprecia su gran complejidad y se entiende la separación tradicional en partes o “esferas”: la atmósfera, o parte gaseosa; la hidrosfera, o parte acuosa; y la geosfera, o parte rocosa y sólida. Pero, además, ninguna de esas partes está aislada, sino que existe una interrelación y una interacción continua entre ellas, de forma que cada una puede alterar al resto y ser alterada del mismo modo. Finalmente, existe una cuarta “esfera” en la Tierra, única y exclusiva hasta donde sabemos, la biosfera, formada por todos los seres vivos del planeta, que interacciona con todas las demás y es influida por ellas.

2. MÉTODOS DE ESTUDIO DEL

INTERIOR DE LA TIERRA

Para comprender el movimiento de continentes y otros fenómenos geológicos de la Tierra como volcanes y terremotos, es necesario conocer la estructura interna del planeta. PARA ELLO, PUEDEN EMPLEARSE métodos directos e indirectos.

2.1. MÉTODOS DIRECTOS

Los métodos directos prporciona información fiable y precisa, pero son muy limitados. Simas y minas: las minas más profundas tienen unos 4 km y permiten constatar el gradiente t´rmico, es decir, el aumento de la temperatura con la profundidad (unos 30 º/km). Sondeos: alcanzan profundides mayores, pero aún muy pequeñas. El mayor del mundo se haya en Kola (Rusia), con unos 12 km, no llegando ni siquiera al manto. Actividad geológica: la erosión, la tectónica y las erupciones volcánicas pueden aportar material más profundo, de hasta algunos cientos de km, pero aún de la corteza.

2.2. MÉTODOS INDIRECTOS

No son tan fiables, pero permiten estudiar todo el interior terrestre. 2.2.1. SIMULACIONES Permiten simular en el laboratorio las condiciones del interior de la Tierra, como la presión y la temperatura. Así, el yunque de diamante permite simular presiones de millones de atmósferas y ha permitido comprobar que, minerales como el olivino, se convierten en espinela primero y en perovskita después. 2.2.2. MÉTODO MAGNÉTICO or ello se emplean métodos indirectos, principalmente el estudio de las ondas sísmicas que provocan los terremotos. 2.2.3. ESTUDIO DE LOS METEORITOS La mayoría procede del cinturón de asteroides (entre Marte y Júpiter) y son materiales de construcción de planetas. Muchos están formados por hierro y níquel (sideritos), mientras que la corteza y manto terrestres son escasos en esos materiales. La conclusión es que deben abundar en el núcleo. 2.2.4. MÉTODO SÍSMICO: ONDAS SÍSMICAS Un terremoto, sismo o seísmo es una vibración del terreno debida a la liberación brusca de energía. Se produce cuando se rompen y desplazan grandes masas de rocas. Estas roturas se denominan fallas. El lugar donde se produce el seísmo se denomina hipocentro, mientras que el lugar más cercano al hipocentro en la superficie terrestre se conoce como epicentro. En el hipocentro se liberan ondas, llamadas ondas sísmicas, que se mueven por el interior de la Tierra y por la superficie terrestre. Los terremotos se producen a una profundidad variable entre unos kilómetros y 700 km.

Para registrar y medir las ondas sísmicas de los

terremotos se emplean instrumentos

denominados sismógrafos, que dibujan gráficas

llamadas sismogramas.

2.1.1. ONDAS SÍSMICAS Las ondas sísmicas, como las sonoras, precisan de medios físicos para desplazarse. Existen básicamente dos tipos: Ondas internas o de cuerpo: se producen en el hipocentro y se propagan por el interior de la Tierra. Pueden ser: Ondas P o primarias. Son las más rápidas y, por tanto, las primeras en llegar a los sismógrafos. Son ondas de compresión, comprimiendo las rocas adelante y atrás. Pueden propagarse por cualquier tipo de medio: sólido, líquido o gaseoso. Ondas S o secundarias. Más lentas. Ondas transversales, perpendiculares a la dirección de propagación. Sólo pueden transmitirse en medios sólidos. Ondas superficiales o L: originadas por las internas al llegar al epicentro. Se propagan por la superficie terrestre, son las más lentas y la causa de la destrucción provocada por los terremotos. Existen 2 tipos principales: Ondas de Rayleigh (R): tienen un movimiento rotatorio, como de ola. Ondas de Love (L): provocan un movimiento del suelo en horizontal. El estudio de las ondas sísmicas que atraviesan el interior de la Tierra es como una ecografía del planeta. Es el método más importante y más empleado. Las ondas P y S se aceleran, frenan e, incluso, desaparecen, dando información del medio que atraviesan. Cuando las ondas pasan de un medio a otro con propiedades físicas muy diferentes pueden sufrir dos procesos básicos: Reflexión: las ondas no pueden atravesar una superficie, rebotan y cambian de dirección. Refracción: las ondas pasan de un medio a otro de diferente densidad, cambiando su velocidad y dirección. Un cambio brusco en la velocidad o dirección de las ondas sísmicas indica un límite entre dos capas bien diferenciadas en composición, densidad o estado. Estos límites se llaman discontinuidades. De estos estudios se ha deducido la estructura interna de la Tierra de acuerdo a dos modelos: Modelo composicional, geoquímico o estático: divide el interior en capas de acuerdo a su composición química. Modelo dinámico: se basa en el estudio físico del comportamiento de los materiales (líquido-sólido; rígido-plástico).

3. MODELO COMPOSICIONAL

Divide a la Tierra en tres capas: corteza, manto y núcleo. Separadas por límites donde cambia la composición, llamados discontinuidades.

3.1. CORTEZA

Capa sólida, rígida y delgada, de unos 35 km, un 1 % del volumen planetario. Varía entre los 70 km en las montañas y los 6 km en los océanos. Silicatos de Al, Na, Ca y K. Se divide en dos tipos: Corteza continental: formada sobre todo por rocas de tipo granito y andesita. Menos densa y más gruesa. Hasta 70 km. Rocas de hasta 3.800 millones de años Corteza oceánica: formada por basaltos y gabros. Más densa y delgada, de 6 a 12 km. Está separada del manto por la discontinuidad de Mohorovicic (Moho), caracterizada por un aumento brusco en la velocidad de las ondas sísmicas P y S.

3.2. MANTO

Es la capa más voluminosa (un 80% de toda la Tierra). Capa sólida formada por rocas con mucho hierro y magnesio: peridotitas (silicatos de hierro y magnesio), cuyo mineral más abundante es el olivino. Llega hasta los 2900 km de profundidad y se divide en dos zonas, separadas por la discontinuidad de Repetti, en la que las ondas P y S sufren un aumento de velocidad: Manto superior: de unos 670 km de espesor (desde Moho a 410 km). Tiene carácter plástico y presenta corrientes de convección. A partir de los 400 km la presión convierte al olivino en espinela. Zona de transición: entre 410 y 660 km. La espinela acaba convertida en perovskita, probablemente el mineral más abundante de la Tierra. Manto inferior: hasta los 2900 km discontinuidad de Gutenberg). Sólido y rígido. Supone un 56 % del volumen terrestre. Se separa del núcleo mediante la discontinuidad de Gutenberg. Aquí las ondas P sufren un descenso brusco de velocidad y las ondas S desaparecen.

3.3. NÚCLEO

Se sitúa desde la discontinuidad de Gutenberg (2900 km) hasta los 6378 km (centro de la Tierra). Es la única capa no rocosa. Está formada por una aleación mineral, principalmente hierro y níquel, pero quizá también azufre, silicio oxígeno e hidrógeno. Tiene dos capas bien diferenciadas, separadas por la discontinuidad de Lehman (en la que las ondas P aumentan de velocidad): Núcleo externo: es líquido. llega hasta los 5100 km de profundidad. Núcleo interno: sólido y muy denso. Desde los 5100 km a los 6378.

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