© Mario Izquierdo
Para estudiar la Tierra de forma directa tenemos varios métodos:
Directos: Con este tipo, sólo se puede estudiar la corteza terrestre hasta un límite de 15Kms. aproximadamente.
Según indica esta gráfica, existe una diferencia entre los océanos y los continentes.
Físicos: Los métodos físicos se basan en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas. A través de este método se obtendrán datos como la densidad que componen la Tierra.
Indirectos: El estudio de la Tierra se hace por medio del estudio de enclaves y meteoritos.
Los datos procedentes de la aplicación de los métodos anteriores van a permitir establecer una serie de modelos sobre la estructura de la Tierra.
La estructura de la Tierra se conoce sobre todo por métodos sísmicos (geofísica). Cuando tiene lugar un movimiento sísmico en el interior de la Tierra, éste genera una serie de ondas que se propagan en todas las direcciones, con una velocidad distinta según el tipo de onda. La velocidad va a depender del tipo de material que atraviese y de su densidad.
Los tipos de ondas que se analizan en los sismogramas son las siguientes:
Las ondas profundas u ondas de cuerpo, son las que se utilizan para el estudio de las capas más interiores de la Tierra. Este grupo está compuesto por las P y las S.
Ondas P. Son longitudinales, primarias o de empuje. Estas ondas son las primeras en alcanzar la superficie, ya que sólo presentan una transmisión por vibraciones compresivo-distensivas unidireccionales. La velocidad de estas ondas se define por:
Vp = √ ((k + 4/3 μ) / ρ)
donde: k = módulo de compresividad; μ = la rigidez; ρ = densidad del medio atravesado
de esta expresión se deduce que la velocidad de las ondas aumenta con la rigidez y disminuye con la densidad.
Ondas S. Este tipo de ondas son transversales, secundarias o de sacudida. Se transmiten por vibración transversal lo que implica un tiempo de propagación mayor y por tanto llegan más tarde a la superficie, con posterioridad a las P. La velocidad de estas ondas viene determinada por la ecuación:
Vs = √ (μ / ρ)
donde: μ = la rigidez del medio atravesado; ρ = densidad del medio atravesado.
Este tipo de ondas no se transmite en los fluidos.
Ondas L. Se denominan ondas superficiales y representan el transporte de energía por la superficie terrestre, que es más lento. Son ondas que tienen una amplitud amplia y una frecuencia baja, siendo este movimiento ondulatorio el que provoca los terremotos, más intensos en torno al epicentro.
Dentro de las ondas L, tenemos dos tipos fundamentales:
Se derivan una serie de consecuencias del estudio de la variación de la velocidad, reflexión y refracción de las ondas.
Como consecuencia del estudio de la velocidad de las ondas, se puede deducir que existe una diferencia de densidades y materiales que componen la Tierra. Esta variación en la velocidad, pone en evidencia la existencia de grandes discontinuidades:
Estas dos discontinuidades se encuentran separando tres zonas:
El estudio de estas ondas, también refleja la existencia de esas zonas en función de la densidad y otras características:
La diferencia de la velocidad de las ondas sísmicas en la corteza varía ampliamente en diferentes regiones, lo que obliga a considerar separadamente las regiones continentales de las oceánicas.
a) Corteza continental. Tiene un espesor de entre 20 y 50 Kms. aunque puede alcanzar los 60 Kms. en algunos puntos. Las rocas que la componen son de una edad de 4000 m.a. y se encuentra separada del manto por la discontinuidad de Moho. La corteza, se puede subdividir en dos zonas:
Estos dos niveles se encuentran separados en algunas zonas por la discontinuidad de Conrad. Su composición es distinta, así, la superior es de carácter granítico (más ácido), mientras la inferior es más básico, similar a la de un basalto.
· Corteza superior. Se distingue:
· Corteza inferior. Está constituida por rocas básicas. Extrapolando las temperaturas (< 6000 °C) y presiones (< 10 Kb) que existen en zona de las áreas continentales, los datos experimentales obtenidos sobre rocas máficas demuestran que si la corteza inferior es de composición básica y está en equilibrio termodinámico, estará compuesta por eclogitas de bajo flujo térmico y por granulitas granitíferas en regiones de elevado flojo térmico. Los datos obtenidos a través de las ondas P, indican que están formadas por eclogitas, granulitas (graníticas y basálticas), anfibolitas e incluso anfibolitas con intercalaciones graníticas.
Las eclogitas, tienen una densidad superior a 3.5 gr/cc, que resulta ser la densidad media de la corteza, por ello se supone que este nivel está compuesto por otras rocas de densidad inferior que rebajen esta densidad.
b) Corteza oceánica. Su espesor varía entre los 0 y los 7 Kms., no superando las rocas los 250 m.a., es decir, la corteza oceánica se compone de rocas más jóvenes. Se encuentra separada del manto por la discontinuidad de Moho. A través del estudio de refracción sísmica, se ha puesto de manifiesto que a excepción de las dorsales y grandes fosas oceánicas, la estructura de la corteza es muy homogénea, pudiéndose distinguir tres capas:
d) Transición de la corteza continental a la oceánica. El cambio de la corteza continental a la oceánica se produce a través de la corteza de transición, distinguiéndose dos clases en función de su estructura tectónica:
El manto es la subdivisión más importante, representa el 84% del volumen y el 69% de la masa total del planeta. Está delimitado en su parte superior por la discontinuidad de Mohorovicic que lo separa de la corteza y aproximadamente unos 2900 Km. más abajo, se encuentra separado del núcleo por la discontinuidad de Gutenberg.
El límite corteza-manto viene definido por un aumento en la velocidad de propagación de las ondas P, de 7 Km./s en la corteza a 8 Km./s en el manto superior.
Bullen, en 1963, basándose en la velocidad de las ondas subdividió el manto en tres zonas:
a) Manto superior. Es la zona donde las ondas sufren una disminución en la velocidad de propagación. Este tramo comprende se extiende de 100 a 200 Km.
b) Zona de transición. Se extiende desde los 200-400Km. hasta los 1000 Km. aproximadamente. En esta zona existe un incremento rápido de la velocidad de las ondas P y S, según Jeffreys, a partir de los 400 Km. y según Gutenberg a partir de los 200 Km.
c) Zona interior. Está comprendido entre los 1000 Km. y 2900 Km., donde la velocidad de las ondas P y S experimentan un suave incremento con la profundidad. Existe un último tramo entre los 2700 Km. y los 2900 Km. donde el gradiente de velocidad disminuye.
Para determinar su composición, hay que basarse en el estudio de los siguientes elementos:
y deben verificar los siguientes valores:
a) Enclaves. Los enclaves son fragmentos de rocas intruidas en rocas ígneas, si estas arrastran algo, ese material procede de las zonas más internas. Interesan los enclaves que están formados en el manto, los más importantes son los de peridotitas (los más frecuentes), eclogitas, granulitas y gabros. También son importantes los enclaves en Kimberlitas, dado que se supone formadas a 300 Km. de profundidad, ello se puede suponer dado que incluyen diamantes que se forman en condiciones de alta presión y temperatura. Las peridotitas con granates también resultan útiles.
b) Complejos ofiolíticos. Están formados por sedimentos pelágicos o profundos, debajo de ellos hay lavas almohadilladas (pillow lavas) de composición basáltica, y más abajo, rocas ultramáficas que están compuestas por peridotitas sepentinizadas.
Estos sedimentos se encuentran en la corteza continental, desplazados por procesos tectónicos. La densidad de estos materiales oscila entre los 3.15 gr/cc y los 3.28 gr/cc.
b) Meteoritos. La mayoría de los meteoritos procede del cinturón de asteroides, entre Marte y Júpiter. Se trata de fragmentos de planetesimales y se piensa que pudieron diferenciarse por densidades, después se fragmentaron por la acción de Júpiter, por lo tanto, nos encontraríamos con fragmentos tanto del manto, como de la corteza. De los meteoritos que caen, sólo se recupera en torno al 1% y se clasifican en:
El mayor porcentaje recogido es de siderolitos (93%) y en menor proporción sideritos (2%). El motivo.
El manto tiene una composición peridotítica. En las zonas más profundas, a través del estudio de las ondas, se supone que a unos 400 Km. de profundidad, el olivino cambia de estructura a espinela (una forma cristalográfica más densa), lo cual explicaría la irregularidad de las ondas. Además, el Si cambia su coordinación de 4 a 6, convirtiéndose en más densa como consecuencia de la presión.
Por debajo de los 650 Km. y hasta los 2700 Km. se registra un suave y uniforme aumento de la velocidad de la propagación de las ondas sísmicas, lo que hace suponer que esta zona debe ser mineralógicamente homogénea.
Está limitado superiormente por la discontinuidad de Gutenberg (2900 Km.) e inferiormente por el centro de la Tierra a 6370 Km. El núcleo, representa el 16% del volumen de la Tierra y el 31% de su masa.
Atendiendo a los valores que las ondas P indican, tenemos las siguientes zonas:
a) Núcleo externo. La velocidad de transmisión de las ondas P, varía desde los 8 Km/s hasta los 10 Km/s. La densidad es de 10 gr/cc a 12.3 gr/cc.
b) Zona de Transición. En esta zona la velocidad de las ondas oscila entre 19.4 Km/s y 9.5 Km/s.
c) Núcleo interno. Las ondas P, presentan una velocidad de 11.1 Km/s. La densidad oscila entre los 13.3 gr/cc y los 13.6 gr/cc.
El núcleo externo se supone líquido, ya que las ondas S no se transmiten, mientras el núcleo interno es sólido.
Actualmente, se acepta que el núcleo está constituido fundamentalmente por Fe, pero el núcleo con una densidad de 9.5 gr/cc en la zona más externa y 12 gr/cc en el centro de la Tierra, es más baja que la determinada para el Fe (11.2 gr/cc a 13 gr/cc) a 2000 °C y a la presión existente en el núcleo. La presencia de Ni y otros elementos más densos como el Si, S, H y C, podría justificar esta diferencia de densidades.
De acuerdo con lo anteriormente expuesto, el 80% del núcleo podría ser Fe+Ni y el 20% restante Si ó S.
| Zonas y discontinuidades | Límites (Km.) | ondas P (km/s) |
Vol. |
ρ (gr/cm³) |
Pres. (Kbs) |
Composición | Composición de los límites |
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Corteza (Sial) | Media continental: 33 | 6.5 | 1.55 | 2.7 | Heterogénea Sólida Océanos basáltica Continentes: granítica |
||
| Discontinuidad Conrad | Rangos en montañas: 65 | 2.8 | |||||
| Corteza (Sima) | Oceánico: nivel del mar: 10-11 | 6.9 | 2.9 | Cambio químico de basaltos en la corteza a peridotitas en el manto | |||
| Disc. Mohorovicic | 30 | ||||||
| Manto Superior | 30 | 8.1 | 82.25 | 3.3 | Varios tipos de peridotita | ||
| Capa de baja velocidad | 50 aprox. | 7.8 | Peridotita parcialmente fundida | ||||
| Manto Superior | 250 aprox. | 8.1 | Peridotita con minerales de alta densidad | La fase cambia a minerales de alta densidad | |||
| Manto Inferior | 1000 aprox. | 10.7 13.6 |
4.3 5.7 |
270 1368 |
Peridotita con minerales de alta densidad | ||
| Disc. Gutenberg | 2900 | Cambio del manto silicatado al núcleo metálico | |||||
| Núcleo Externo | 2900 | 8.1 10.3 |
16.20 | 9.7 11.8 |
3180 | Posiblemente Fe + Ni fundido | |
| Disc. Lehman | 5080 | La fase cambia de líquido a sólido. Transición de 100 Km. aprox. | |||||
| Núcleo Interno | 5080 | 11.2 | 14 aprox. | 3300 | Fe + Ni sólido | ||
| Centro | 6371 | 16 aprox. | 3600 | Fe + Ni sólido |
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