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2. LA ESTRUCTURA Y LA NATURALEZA FÍSICOQUÍMICA DE LA TIERRA.
Al analizar los datos de la velocidad de las ondas P y S
que atraviesan el interior de la Tierra se obtuvo la siguiente
gráfica:
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Teniendo en cuenta los cambios bruscos
en la velocidad de las ondas se establecen
dos discontinuidades, una más superficial,
denominada discontinuidad de Mohorovicic, que
supone un gran aumento en la velocidad de las
ondas y, otra a los 2.900 km, denominada
discontinuidad de Gutenberg, no atravesada por
las ondas S y que hace disminuir la velocidad de
las ondas P.
Así, según estos cambios de velocidad, se establecen
una serie de niveles: Corteza (A), Manto (B+C+D) y
Núcleo (E+F), separados los dos primeros por la
discontinuidad de Mohorovicic, y los dos últimos por la
de Gutenberg. Dentro del Manto se realizan más divisiones
atendiendo al incremento en la velocidades de las ondas
sísmicas (superior e inferior), y en el Núcleo se diferencian:
Núcleo externo (fundido) e interno (sólido).
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Desde el punto de vista de la tectónica de
placas se utiliza también el término Litosfera
(A+B) para referirse a la corteza más la parte del
Manto superior, de profundidad variable y que se
traslada solidariamente con ella.
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¿Y la Astenosfera?
Los últimos estudios demuestran que la
astenosfera no existe, puesto que la zona
de baja velocidad no es universal y, al
parecer, las pequeñas zonas donde se encuentra
un Manto más plástico, serían debidas a restos
de antiguas plumas.
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2.1. Corteza:
Es la capa más superficial y la menos densa, con una densidad
media de 2,7 g/cm3 y una profundidad media de 30 kilómetros.
Presenta una gran variabilidad, desde 5 km bajo los océanos,
a los 70 km bajo las grandes cordilleras. Aparentemente, es la
más heterogénea, tal vez por ser la mejor conocida. Desde el
punto de vista composicional y genético se presentan dos
variedades bien definidas: Corteza oceánica y Corteza continental.
Corteza oceánica: 0-10 kilómetros.
Es más densa y más delgada que la corteza continental, y
muestra edades que, en ningún caso, superan los 180 millones
de años. Se encuentra en su mayor parte bajo los océanos y
manifiesta un origen volcánico. Se forma continuamente en
las dorsales oceánicas y, más tarde, es recubierta por
sedimentos marinos. Presenta una estructura en capas.
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Nivel 1: Capa de sedimentos. Desde un espesor muy
variable, 1.300 metros de media, pero inexistente
en las zonas de dorsal, hasta espesores de 10 km en
las zonas que bordean a los continentes.
Nivel 2: Lavas almohadilladas. Basaltos submarinos
emitidos en las zonas de dorsal que, al sufrir un rápido
enfriamiento, ofrecen superficies lisas y semiesféricas.
Nivel 3: Diques Basálticos. Son de composición similar
a las lavas almohadilladas y están solidificados en forma
de diques verticales. Cada dique tiene un antiguo conducto
por donde se emitía la lava que formó el nivel anterior.
Nivel 4: Gabros. Representa material solidificado en
la cámara magmática existente bajo la zona de dorsal. Este
material solidificado alimentó los dos niveles anteriores.
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Corteza Continental: de 0-70 kilómetros.
Menos densa y más gruesa que la Corteza Oceánica. Se encuentra en las
tierras emergidas y plataformas continentales. Muestra
edades mucho más antiguas que la Corteza Oceánica, pudiendo
encontrarse rocas que se formaron hace 4000 millones de
años. Las rocas más antiguas tienden a presentarse en el
interior de los continentes y a ser rodeadas por otras más
modernas, siendo el aspecto de esta Corteza un continuo
parcheo de todo tipo de rocas. La Corteza Continental, a
diferencia de la Oceánica, no ofrece ninguna estructura
definida. Su origen está en sucesivos procesos de colisión
continental. En la base de la Corteza Continental aparece
un nivel más plástico, causado por la deshidratación de ciertos
minerales, lo que unido a su menor densidad, evita su posible
subducción.
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En la interfase de ambas tipos de Corteza,
se halla la Corteza transicional que se presenta como
una Corteza continental adelgazada por fallas normales.
Aparecen, además, intercalaciones de rocas volcánicas
antes de llegar a la corteza oceánica. Se manifiesta
recubierta por sedimentos de plataforma continental. Su
origen está en el comienzo del proceso de ruptura
continental, correspondiéndose con uno de los laterales
del antiguo valle de Rift. Debido a su baja actividad
tectónica, frente a las zonas de subducción, también recibe
el nombre de margen continental pasivo.
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2.2. Manto:
De mayor densidad que la corteza.
Hacia 1.950, el objetivo prioritario consistía en la
obtención de muestras directas del Manto por medio de
sondeos, pero los métodos indirectos actuales han cubierto
gran parte de ese objetivo. En términos generales, los cambios
estructurales en los minerales que lo componen hacen que varíe
de densidad y rigidez en profundidad, originándose dos divisiones:
Manto superior:
Su parte superior, junto a la corteza,
forma parte de la Litosfera. La aparición de rocas ultrabásicas
en la base de los complejos de ofiolitas (ver colisión continental),
entre las que destacan las peridotitas, permitió suponer que
estas rocas son las que se encuentran bajo la corteza, formando,
al menos, parte del Manto superior. Su composición es rica en
silicatos magnésicos, los minerales típicos de este tipo de roca
son el olivino, los piroxenos, los granates y la espinela.
Pueden existir zonas del Manto con mayor plasticidad
debido a que ciertos minerales (granate y algunos piroxenos)
de las peridotitas se funden. Así, tendríamos un Manto en el que,
entre sus minerales (olivino), circula una cierta cantidad de
material fundido de composición basáltica. Este mineral puede
ascender originando magmas y dejando una roca rica en olivino,
la Dunita.
Manto inferior:
Más rígido, de composición similar al Manto superior,
presenta una mayor densidad debido a un mayor
empaquetamiento en los minerales. Cada átomo de
silicio está rodeado de seis átomos de oxigeno
(coordinación octaédrica) en vez de cuatro (coordinación
tetraédrica), por efecto de las mayores presiones
existentes. Además, puede existir una mayor proporción
de hierro frente a magnesio en los minerales.
En el límite del Manto con el Núcleo se establece un
nivel de transición (nivel D). Este nivel es el origen
de las plumas del Manto y el final de los restos de Litosfera
que subducen.
2.3. Núcleo:
(desde los 2.900 hasta los 6.370 km). La densidad es muy
alta, de tal manera que su composición debe ser parecida a los
sideritos (meteoritos de hierro). Está constituido en su mayor
parte por una aleación de hierro y níquel. El comportamiento de
las ondas S nos muestra dos partes muy diferenciadas, separadas
hacia los 5.100 kilómetros:
Núcleo externo:
Fundido, puesto que las ondas S no lo atraviesan. La
temperatura alcanza los 5.000 grados. La menor densidad
con respecto al interno hace pensar que, además de hierro y
níquel, puede haber otros elementos, fundamentalmente, azufre
y, en menor cantidad, silicio y oxígeno. Presenta fuertes
corrientes de convección.
Núcleo interno:
Sólido, evidenciado por una mayor velocidad de las ondas P.
Por su mayor densidad se piensa que su contenido en azufre
es mucho menor que el del Núcleo externo. Esta circunstancia,
junto con las mayores presiones existentes en el interior,
posibilita su estado sólido pese a existir mayores temperaturas
(superiores a 6000 º C).
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En el Núcleo está el origen del campo magnético
terrestre. Su convección genera una corriente de
electrones que crea por inducción ese campo magnético
(hipótesis de la dinamo autoinducida). Los cambios de
polaridad detectados en el campo magnético terrestre
podrían estar causados por cambios drásticos en la
distribución de las corrientes de convección del Núcleo.
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