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Buenos días, chicos. Vamos a dedicar el presente vídeo al estudio del interior de nuestro planeta y a conocer su estructura.
El estudio de la estructura y composición de la Tierra es uno de los mayores retos de la geología. ¿Cómo saber lo que hay bajo nuestros pies si no podemos verlo? No todas las partes del planeta están a nuestra disposición con facilidad. En realidad, únicamente una porción muy pequeña presenta una accesibilidad sencilla, concretamente la parte superficial, unos tres a cuatro kilómetros de profundidad. Por debajo de esas profundidades, necesitamos una tecnología que actualmente no tenemos o realizar experimentos de los que saquemos conclusiones sobre cómo es la estructura de nuestro planeta.
En este sentido, existen dos métodos de estudio: los métodos directos, mediante los cuales se toman muestras directamente para analizarlas. Estos métodos están muy limitados por dificultades técnicas, económicas y políticas; y los métodos indirectos, se realizan experimentos de los que obtenemos conclusiones, dado que no tenemos los materiales a nuestra disposición.
Los métodos directos se basan en extraer materiales directamente de la Tierra, tanto de la superficie como por debajo de ella. Tomamos estas muestras, las transportamos a un laboratorio y les realizamos las pruebas físicas y químicas que creamos conveniente. De esta manera, conocemos su composición, estructura y características. Evidentemente, los métodos de estudio directos pretenden tomar muestras de la corteza terrestre y profundizar en las otras capas, empezando por superar la discontinuidad de Mohorovičić, sonda de unión entre la corteza y el manto. Pero el inconveniente de estos métodos de estudio es que sólo alcanzan profundidades limitadas, puesto que nuestra tecnología actual no nos permite alcanzar profundidades más grandes y, por tanto, las muestras extraídas son muy superficiales. Los sondeos con toma de muestras solo arañan la superficie. En concreto, el sondeo de Kola excavó el pozo más profundo hasta el momento, siendo abandonado por numerosos problemas técnicos cuando solo se llevaban algo más de 12 kilómetros excavados tras 20 años de trabajo.
Por otra parte, en ocasiones, las rocas más profundas pueden aflorar en superficie. A partir del magma expulsado por los volcanes, podemos conocer la composición química de la roca que se fundió para originar ese magma. Ahora bien, los magmas no tienen más de 100 kilómetros de profundidad y, además, pueden haber sufrido el proceso de diferenciación magmática, por lo que no tienen por qué ser similares a la composición original de la roca fundida. Otra cosa son los xenolitos, rocas de la cámara magmática arrancadas por el magma en erupción y que salen a la superficie sin alteración alguna.
Por otra parte, los métodos indirectos se basan en cálculos y deducciones obtenidos al estudiar las propiedades físicas y químicas que posee la Tierra. Se trata de métodos geoquímicos y geofísicos que nos proporcionan una serie de gráficas que, interpretadas, permiten sugerir hipótesis sobre la composición y estructura del interior de la Tierra. Los principales métodos de estudio indirectos son los siguientes: métodos astronómicos, que permiten conocer la masa y la densidad del planeta; la gravimetría, que nos informa de cambios en la densidad de las capas superficiales y del grosor de estas capas; la tomografía sísmica, que estudia pequeñas desviaciones en la velocidad de transmisión de las ondas sísmicas, mediante las cuales podemos dibujar mapas de zonas frías y calientes del manto; el geomagnetismo, que informa de la presencia de rocas magnéticas y de la edad de determinados eventos geológicos; la geotermia, nos informa de la presencia de flujos internos calientes y del grosor de la corteza.
Mediante la utilización de prensas especiales es posible simular en laboratorio las condiciones de presión y temperatura existentes en el interior de la Tierra. Estas prensas permiten aplicar fuerzas a pequeñas muestras situadas sobre superficies muy reducidas entre dos puntas de diamantes, sometiéndolas a presiones elevadísimas. La utilización de un láser permite además alcanzar altas temperaturas. De esta manera, se pueden investigar el comportamiento de diferentes minerales a las enormes presiones y temperaturas existentes en el interior de la Tierra. Así se ha podido determinar que el olivino, el mineral fundamental de la peridotita, a partir de las condiciones existentes a 670 kilómetros de profundidad, deja de ser estable y da lugar a nuevos minerales como la espinela y la perovskita.
Por otra parte, los meteoritos nos dan claves para conocer la composición interna. Se considera que gran parte de los meteoritos caídos sobre la Tierra proceden del cinturón de asteroides y que estos forman parte de un protoplaneta que no concluyó su proceso de formación, el cual podría haberse convertido en un planeta rocoso similar al nuestro. Por lo tanto, las composiciones de los meteoritos son similares al material que formaba la Tierra en su origen. La composición de los meteoritos varía entre los sideritos, meteoritos de tipo metálico de hierro y, en menor cantidad, níquel; y los aerolitos, meteoritos rocosos compuestos por sustancias que se parecen mucho a las peridotitas. Por último, los litosferitos presentan una composición intermedia entre los dos anteriores.
Debido a que la corteza y el manto de la Tierra contienen un porcentaje de hierro mucho menor del que se encuentra en los meteoritos, los geólogos concluyeron que el interior de la Tierra debería estar enriquecido en este metal pesado. Además, el hierro posee una densidad que recuerda a la del núcleo terrestre. Por todo ello, se concluye que el núcleo es fundamentalmente hierro, con un 5% de níquel y cantidades menores de otros elementos más ligeros como el azufre y el oxígeno.
Por último, vamos a explicar el método sísmico. En todo terremoto existe un hipocentro, donde se produce el inicio de la rotura. Este es un foco situado a mayor o menor profundidad dentro de la litosfera. A partir del hipocentro, las partículas vibran y transmiten la energía de la rotura a las partículas próximas, produciendo ondas vibratorias concéntricas. Estas ondas llegarán a la superficie terrestre. El punto de encuentro de estas ondas con la superficie se denomina epicentro. A partir del epicentro, se desarrollan otras ondas concéntricas superficiales que son las causantes de los daños producidos por el seísmo.
Sin embargo, son las ondas profundas las que resultan de interés para deducir datos sobre el interior de la Tierra, las cuales pueden ser: ondas primarias o P, ondas producidas por la vibración de las partículas en el sentido de la propagación de la onda. Se transmiten a una velocidad comprendida entre los 8 y 13 kilómetros por segundo. Atraviesan todo tipo de materiales, tanto sólidos como fluidos. Se les llama ondas primarias porque, al ser las más rápidas, llegan las primeras a los sismógrafos; y ondas secundarias o S, ondas producidas por la vibración de las partículas en sentido perpendicular a la propagación de la onda. Se transmite a una velocidad comprendida entre los 3 y los 6 kilómetros por segundo. Atraviesan solo los materiales sólidos. Se les llama ondas secundarias porque, al ser más lentas que las anteriores, llegan las segundas a los sismógrafos.
El estudio de estas ondas internas nos facilita tres tipos de datos: la situación de las discontinuidades sísmicas, que son superficies que separan materiales de distintas características por su composición o estado; o la densidad de los materiales atravesados. La velocidad de las ondas P y S aumenta con la densidad de los materiales que atraviesan, por lo que, conociendo la velocidad, se puede deducir la densidad de las rocas atravesadas; y el estado de los materiales atravesados. Las ondas P atraviesan los líquidos, mientras que las ondas S no pueden atravesarlos. Por lo tanto, si a un punto solo llegan ondas P, es que han atravesado materiales fundidos que han impedido el paso de las ondas S.
Gracias a la comparación de la velocidad con la que han llegado las ondas sísmicas a los numerosos sismógrafos que se reparten por todo el planeta, se ha podido establecer la siguiente gráfica que muestra los cambios en la velocidad de las ondas P y S al atravesar el planeta. Se pueden apreciar unos cambios bruscos en la velocidad de transmisión de estas ondas a los que denominamos discontinuidades. Cada cambio brusco es una discontinuidad. Existen dos discontinuidades principales: la discontinuidad de Mohorovičić, a una profundidad entre 10 y 65 kilómetros, separa la corteza superior del manto inferior. Vemos que se incrementa la velocidad de las ondas debido al cambio de composición del granito con el basalto, o del granito con el máfico, a la peridotita; y la discontinuidad de Gutenberg, a una profundidad de 2.900 kilómetros, separa el manto del núcleo. Vemos un brusco descenso de las ondas P y la desaparición de las ondas S debido a que el núcleo externo está compuesto de hierro líquido.
Además, existen otras discontinuidades secundarias que dividen las capas anteriores: son la discontinuidad de Conrad, es una zona de transición localizada entre la corteza superior granítica o basáltica y la corteza inferior, a una profundidad media de unos 15 kilómetros, cuando existe, pero no es detectable en toda la corteza; la discontinuidad de Repetti, a unos 700 kilómetros, y que separa el manto superior del manto inferior; por último, la discontinuidad de Lehmann, a 5.100 kilómetros, en la que las ondas P incrementan mucho su velocidad debido a que el núcleo interno es sólido, mientras que el núcleo externo era líquido.
Así pues, podemos establecer el modelo geoquímico de la estructura interna de nuestro planeta en forma de capas concéntricas que poseen diferentes características físicas o químicas. Cada superficie esférica que limita capas de diferentes características recibe el nombre de discontinuidad. Las tres capas fundamentales de la Tierra son la corteza, el manto y el núcleo. Cada una de las capas puede subdividirse en dos por medio de las discontinuidades secundarias.
La corteza terrestre es la capa más superficial del planeta, algo así como su epidermis. Su límite inferior viene definido por la discontinuidad de Mohorovičić. La corteza que hay bajo los continentes es tan diferente de la de los fondos oceánicos que no es posible hablar en general de las características de la corteza, sino que es preciso distinguir entre la corteza oceánica y la continental.
La corteza continental se encuentra en los continentes y su espesor es muy variable, unos 40 kilómetros de media, siendo aún mayor bajo las cordilleras. Las rocas continentales tienen una densidad media de unos 2,7 gramos por centímetro cúbico, superando algunas de ellas los 4.000 millones de años de antigüedad. Su composición media es comparable a la de las rocas ígneas félsicas de tipo grano diorita, ricas en sílice, sodio y potasio. También abundan las intrusiones graníticas y rocas metamórficas, así como rocas basálticas y andesíticas. Esta capa es muy heterogénea lateralmente, si bien verticalmente se suelen distinguir dos subcapas: la capa superior, constituida por rocas sedimentarias y rocas plutónicas de tipo granítico; y la corteza continental inferior, dominada por rocas ultrametamórficas como las granulitas y las eclogitas.
En cuanto a la corteza oceánica, su espesor varía entre 5 y 10 kilómetros y su densidad es mayor de 3 gramos por centímetro cúbico. Se suele subdividir en tres capas: capa superior, constituida por sedimentos y rocas sedimentarias; capa intermedia, constituida por rocas volcánicas de tipo basáltico formando columnas; y una capa inferior, constituida por rocas plutónicas de tipo gabro.
A continuación, el manto constituye la parte más voluminosa del planeta, más del 80%, y parece estar formado por rocas ultramáficas del tipo de la peridotita. Se suele subdividir en un manto superior, en el que el mineral más abundante es el olivino, pero este mineral comienza a ser inestable a partir de los 400 kilómetros de profundidad, convirtiéndose en espinela. Este cambio de fase se concluye a los 670 kilómetros, por lo que consideramos aquí una zona de transición en la que la velocidad de las ondas sísmicas se incrementa para a continuación volver a producirse otra transición hasta los 700 kilómetros, donde la espinela se transforma en perovskita, el mineral propio del manto inferior, el cual transcurre hasta los 2.900 kilómetros de profundidad.
El núcleo es la capa interna. Se encuentra a partir de los 2.900 kilómetros hasta el centro terrestre. Tiene una densidad media de 11 gramos por centímetro cúbico y una temperatura superior a los 5.000 grados. Su límite superior corresponde a la discontinuidad de Gutenberg. Se supone que está compuesto por hierro con algo de níquel y pequeñas cantidades de azufre y oxígeno. En él podemos distinguir un núcleo externo, entre 2.900 y 5.100 kilómetros, que se encuentra en estado completamente fundido. El flujo convectivo del hierro metálico en el interior de esta zona es el responsable del campo magnético de la Tierra; y el núcleo interno, entre 5.100 y 6.370 kilómetros, donde debido a la inmensa presión y a pesar de la temperatura superior a los 6.000 grados, el hierro se encuentra en estado sólido.
Por otra parte, y volviendo a la gráfica de velocidades de las ondas sísmicas, en el manto superior podemos observar un canal de baja velocidad, donde las ondas disminuyen su velocidad para luego volver a subirla. Esta disminución de la velocidad se cree que es debida a que los materiales de esta zona se encuentran parcialmente fundidos, menos del 5% se encontrarían fundidos, de forma que las ondas disminuyen su velocidad, pero las ondas S no llegan a detenerse, pues no es una capa completamente líquida.
A partir de ese canal de baja velocidad se estableció el modelo dinámico del interior terrestre, con el cual podemos explicar la actividad tectónica. Este modelo se basa en las propiedades físicas de los materiales y, por tanto, en su resistencia mecánica y su comportamiento dinámico, de forma que la estructura terrestre se dividiría en cinco capas:
Litosfera: es la parte más externa de la Tierra, formada por la corteza y una parte del manto superior, que se caracteriza por ser fría y rígida, además de estar dividida en placas. Tiene un grosor medio de unos 100 kilómetros, llegando a los 250 o más por debajo de los continentes. En las cuencas oceánicas, su profundidad es de unos pocos kilómetros, siendo mínima bajo las dorsales oceánicas.
A continuación, la Astenosfera: es una capa blanda y débil situada bajo la litosfera en el manto superior. Su profundidad llega hasta los 660 km. En su parte superior se dan las condiciones de temperatura y presión que provocan la fusión de menos del 5% de los materiales. Ahora bien, estudios con tomografía sísmica demuestran que esta capa no está presente en todas las zonas.
La Mesosfera o manto inferior: es una capa rígida de rocas muy calientes que pueden fluir gradualmente. Aquí las rocas son más resistentes, ya que la mayor presión contrarresta los efectos de la temperatura más elevada. Justo por encima del límite entre el manto y el núcleo, parece existir una zona de unos 200 a 400 kilómetros de espesor denominada capa de transición, donde se forman las plumas convectivas que dan origen a los puntos calientes. Además, parece intervenir en el balanceo del eje de rotación terrestre y del campo geomagnético.
Por último, la Endosfera: es la capa interna de este modelo. Se corresponde con el núcleo del modelo geoquímico. Comparando ambos modelos, debemos interpretar que la litosfera llega hasta una profundidad superior que la corteza, por lo que la litosfera se correspondería con la corteza más una parte del manto superior. Y ya que hablamos del manto, el manto superior del modelo geoquímico, hasta 670 kilómetros de profundidad, puede dividirse en subcapas: el manto litosférico, es decir, la parte inferior de la litosfera compuesta por peridotita; la astenosfera, con una composición similar a la del manto litosférico, pero con una pequeña proporción de material fundido. A pesar de que esta capa es sólida, dicho material le aporta un comportamiento similar al de los fluidos. El conjunto formado por la litosfera y la astenosfera posee una extraordinaria importancia en la dinámica de nuestro planeta, puesto que las placas tectónicas son fragmentos de litosfera que flotan y se deslizan sobre la astenosfera. Por último, la zona de transición en la parte inferior de la astenosfera, en la que el manto vuelve a ser totalmente sólido.
Bueno, chicos, completamos aquí la explicación de los métodos de estudio del interior terrestre y los dos modelos estructurales del planeta. A continuación, os proponemos la realización de un esquema sobre los métodos de estudio del interior de la Tierra y una comparativa entre las capas de los dos modelos. ¡Hasta pronto!