Geología

introducción a la geología física :

Capas definidas por sus propiedades físicas

El interior de la Tierra se caracteriza por un aumento gradual de la temperatura, la presión y la densidad con la profundidad. Los cálculos sitúan la temperatura a una profundidad de 100 kilómetros entre los 1.200 ºC y los .1400º C.

mientras que la temperatura del centro de la Tierra supera los 6700º C. Está claro que el interior de la Tierra ha retenido gran parte de la energía adquirida durante lo. años en que se formó, a pesar de que el calor fluye de manera continua hacia la superficie, donde se pierde en el espacio. El aumento de la presión con la profundidad provoca un incremento correspondiente de la densidad de las rocas.

El aumento gradual cle la temperatura y la presión con la profundidad afecta las propiedades físicas y, por tanto, el comportamiento mecánico de los materiales terrestres. Cuando se calienta una sustancia, sus enlaces químicos se debilitan y su resistencia mecánica (resistencia a la deformación) se reduce. Si la temperatura supera el punto de fusión de un material terrestre, los enlaces químicos del material se rompen y se produce la fusión. Si la temperatura fuera el único factor que determina si una sustancia se funde, nuestro planeta sería una esfera fundida cubierta por una corteza eterna delgada y sólida. Sin embargo, la presión también aumenta con la profundidad y tiende a incrementar la resistencia de las rocas. Además. puesto que la fusión va acompañada de un aumento del volumen, se produce a temperaturas más elevadas en profundidad debido a la mayor presión de confinamiento. Por tanto, según el entorno físico (temperatura y presión), un material terrestre panicular puede comportarse como un sólido frágil, deformarse como la masilla o incluso fundirse y convertirse en líquido.

La figura 12.6 Vistas de la estructura estratificada de la Tierra. El lado izquierdo de la sección transversal principal muestra que el interior de la Tierra se divide en tres capas diferentes según las diferencias composicionales: la corteza, el manto y el núcleo. El lado derecho de la sección transversal del globo representa las cinco principales capas del interior de la Tierra según sus propiedades físicas y. por tanto, su resistencia mecánica: litosfera, la astenosfera, la mesosfera, el núcleo externo y et núcleo interno. Los diagramas en bloque encima de la sección transversal del globo muestran una vista ampliada de la porción superior del interior de la Tierra.

La Tierra puede dividirse en circo capas principales según sus propiedades físicas y,. por tanto. su resistencia mecánica: la litosfera, la astenósfera, la mesosfera (manto inferior). el núcleo externo y el núcleo interno.

Litosfera y astenosfera Según sus propiedades físicas, la capa más externa de la Tierra está formada por la corteza

y el manto superior y forma un caparazón relativamente frío y rígido. Aunque esta capa está compuesta por materiales con composiciones químicas notablemente diferentes, tiende a actuar como una unidad que exhibe un comportamiento rígido, principalmente porque es fría y, por tanto, fuerte, Esta capa, denominada litosfera (esfera de roca), tiene un grosor medio de 100 kilómetros, pero puede extenderse 250 kilómetros o más por debajo de las porciones más antiguas de los continentes (Figura 12.6). Dentro de las cuencas oceánicas, la profundidad de la litosfera es de sólo unos pocos kilómetros debajo de las dorsales oceánicas y aumenta hasta casi 100 kilómetros en las regiones de la corteza oceánica más antiguas y más frías.

Debajo de la litosfera, en el manto superior (a una profundidad de unos 660 kilómetros), se extiende una capa blanda, relativamente débil, conocida como astenosfera (esfera débil). En la parte superior de la astenosfera se dan unas condiciones de temperatura,/presión que provocan una pequeña cantidad de fusión. Dentro de esta

zona de debilidad, la litosfera está mecánicamente despegada de la capa inferior. El resultado es que la litosfera

puede moverse con independencia de la astenosfera, un tema que consideraremos en el próximo capítulo.

Es importante destacar que la resistencia de los diversos materiales terrestres es en función de su composición, así como de la temperatura y Ia presión de su entorno. No debe sacarse la idea de que toda la litosfera se comporta como un sólido frágil parecido a las rocas que se encuentran en la superficie. Antes bien, las rocas de la litosfera se calientan y se debilitan (se deforman más fácilmente) progresivamente al aumentar la profundidad. A la profundidad de la astenósfera superior, las rocas están lo suficientemente cerca de su temperatura de fusión (de hecho, puede producirse algo de fusión) como para que se deforme con facilidad. Por tanto, la astenósfera superior es débil porque está cerca de su punto de fusión, de la misma manera que la cera caliente es más plástica que la cera fría.

Mesosfera o manto inferior Por debajo de la zona de debilidad de la astenosfera superior, la mayor presión contrarresta los efectos de la temperatura más elevada y las rocas son gradualmente más resistentes con la profundidad.

Entre las profundidades de 660 kilómetros y 2.900 kilómetros, se encuentra una capa más rígida llamada mesosfera (esfera media) o manto inferior (Figura 12.6). A pesar de su resistencia, las rocas de la mesosfera están todavía muy calientes y pueden fluir de una manera muy gradual.

Núcleo interno y externo El núcleo, que está compuesto principalmente por una aleación de hierro y níquel, se di-

vide en dos regiones que exhiben resistencias mecánicas muy diferentes (Figura 12.6). El núcleo externo es una

capa líquida de 2.270 kilómetros de espesor. El flujo convectivo del hierro metálico en el interior de esta zona es el que genera el campo magnético de la Tierra. El núcleo interno es una esfera con un radio de 3.48ó kilómetros.

A pesar de su temperatura más elevada, el material del núcleo interno es más fuerte (debido a la inmensa presión)

que el núcleo externo y se comporta como un sólido.

Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física.  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Descubrimiento de los límites 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 (Figura EIT06). Este modelo está siendo continuamente aiustado a medida que se dispone de más datos y que se emplean nuevas técnicas sísmicas. Además, los estudios de laborarorio 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 (Figura 12.7). 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 registrad¿ 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 previamenre. A partir de esos datos, Mohoroücic 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.

La figura EIT.07 Trayectorias idealizadas de las ondas sísmicas que viajan desde el foco de un terremoto a tres estaciones sismográficas En A y B, puede verse que las dos estaciones de registro más próximas reciben primero las ondas más lentas, porque las ondas viajaron una distancia más corta. Sin embargo, como se muestra en C, después de 200 kilómetros, las primeras ondas recibidas atravesaron el manto, que es una zona de mayor velocidad.

En la Figura 12.7 se ilustra cómo Mohorovicic llegó a esta importante conclusión. Nótese que la primera onda que alcanzó el sismógrafo localizado a 100 kilómetros del epicentro siguió la ruta más corta directamente a través de la corteza. Sin embargo, en el sismógrafo localizado a 300 kilómetros del epicentro, la primera onda p que llegó viajó a través del manto, una zona de mayor velocidad. Por tanto, aunque esta onda viajó una distancia mayor, alcanzó el instrumento de registro antes de que lo hicieran los rayos que siguieron la ruta más directa. Esto se debe a que una gran parte de su viaje la realizo a través de una región cuya composición facilitaba el desplazamiento de las ondas sísmicas. Este principio es análogo al de tomar un atajo alrededor de una gran ciudad durante una hora punta. Aunque estaría alternativa es más larga, puede ser más rápida.

Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física.  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Límite núcleo-manto

Unos pocos años después, en 1914, el sismólogo alemán Beno Gutenberg esableció 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 105º. Desde un terremoto (figura 12.8). Luego, alrededor de 140º más lejos, reaparecen, pero unos 2 minutos después de 1º que cabía esperar en función de la distancia recorrida.

Este cinturón, donde las ondas sísmicas directas están ausentes, tiene una anchura de unos 35º y se ha denominado zona de sombra de las ondas P** (Figura 12.8).

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 como se muestra en la Figura 12.8.

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 (Figura 12.9). 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.

* El límite núcleo-manto había sido predicho por R. D. Oldham en 1906, pero sus argumentos a favor de un núcleo central no fueron, en general, bien aceptados.

** A medida que se desarrollaron instrumentos más sensibles, se detectaron ondas P débiles I retrasadas que entraban en esta zona mediante reflexión

Figura EIT08 El brusco cambio de propiedades físicas que se produce en el límite núcleo-manto hace que las trayectorias de las ondas se desvíen notablemente, lo que se traduce en una zona de sombra para las ondas P entre unos 105º y unos 140º.

Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física.  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Descubrimiento del núcleo interno

En 1936, Inge Lehmann, una sismóloga danesa, predijo la última subdivisión importante del interior de la Tierra (véase Recuadro 12.1). Lehmarn descubrió una nueva región de reflexión y refracción sísmicas dentro del núcleo. Por consiguiente, se descubrió un núcleo dentro del núcleo. El tamaño del núcleo interno no se estableció con precisión hasta principios de los años sesenta, cuando se llevaron a cabo las pruebas nucleares subterráneas en Nevada. Al conocerse la localización y el momento exactos de las explosiones, los ecos de las ondas sísmicas que rebotaban del núcleo interior proporcionaron una medida precisa para determinar su tamaño (Figura 12.10).

Figura EIT09 Vista del interior de la tierra que muestra las trayectorias de las ondas P y S. Cualquier punto sittuado a másde l05º del epicentro del terremoto no recibirá ondas S directas, ya que el núcleo externo no las transmitirá. Aunque tampoco hay ondas P después de los 105º, esas ondas son registradas más allá de los .140º, como se muestra en la Figura 12.8.

A partir de estos datos, se descubrió que el núcleo interno tiene un radio de unos 1 .216 kilómetros. Además, las ondas P que atraviesan el núcleo interno tienen velocidades medias apreciablemente más rápidas que las que sólo penetran en el núcleo externo. El aparente aumento de elasticidad del núcleo interno es una prueba de que esta región más interna es sólida.

En las últimas décadas, los avances en sismología y mecánica de rocas ha permitido grandes refinamientos del modelo del interior de la Tierra que se ha presentado hasta aquí. A continuación consideraremos algunos de ellos, así como otras propiedades de las divisiones principales. entre ellas sus densidades y composiciones..