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Bloque 3: La litosfera

La estructura interna de la tierra se ha logrado conocer por medio del análisis de la propagación de las ondas sísmicas, de las que se obtiene información acerca de la naturaleza física de los materiales en el interior, específicamente acerca de la elasticidad, espesor, densidad y composición química. Estas características se conocen también por el estudio de las lavas arrojadas durante la actividad volcánica. Por otro lado, también se obtiene información de la prospección minera, al estudiar extraídos, aunque los datos corresponden a menor profundidad.

El desplazamiento de las ondas sísmicas y el cambio drástico en su propagación permiten establecer los límites entre las capas y las subcapas, a lo que se le conoce como discontinuidad. Las principales zonas de discontinuidad son la Gutenberg, a 2900 km de profundidad, que separa el núcleo exterior del manto inferior, y la mohorovicic, ubicada entre los 40 y 70 km en los continentes, la cual marca el límite entre el manto superior y la corteza terrestre.

Estructura interna de la tierra

La corteza terrestre es una fina capa si la comparamos con el resto del planeta. Está formada por placas más o menos rígidas que se apoyan o flotan sobre un material viscoso a alta temperatura que, a veces, sale a la superficie a través de volcanes y que continuamente fluye en las dorsales oceánicas para formar nueva corteza.

A unos 3.000 km de profundidad se encuentra el núcleo de la Tierra, una zona donde predominan los metales y que, lejos de resultarnos indiferente, influye sobre la vida en la Tierra ya que se le considera el responsable de la mayoría de fenómenos magnéticos y eléctricos que caracterizan nuestro planeta.

El manto y el núcleo son el pesado interior de la Tierra y constituyen la mayor parte de su masa.

Está constituido por:

 Núcleo: El núcleo de la Tierra es su esfera central, la más interna de las que constituyen la estructura de la Tierra. Está formado principalmente por hierro (Fe),níquel(Ni) e iridio (Ir). Tiene un radio cerca de 3500 km, mayor que el planeta Marte. La presión en su interior es millones de veces la presión en la superficie y la temperatura puede superar los 6700 °C.1 Consta de núcleo externo líquido, y núcleo interno sólido. Anteriormente era conocido con el nombre de Nife debido a su riqueza en níquel y hierro.

núcleo interno: El núcleo interno sólido fue descubierto en 1936 por Inge Lehmann y se cree que está compuesto principalmente por hierro hasta un 70%, de níquel 20% entre otros metales pesados como iridio, plomo y titanio; algunos científicos piensan que podría estar en la forma de un solo cristal de hierro extremadamente duro y pesado que forma una aleación. Especulaciones recientes sugieren que la parte más interna del núcleo está enriquecida por elementos muy pesados, con números atómicos por encima de 55, lo que incluiría oro, mercurio y uranio.

El núcleo interno sólido es demasiado caliente como para sostener un campo magnético permanente (ver temperatura de Curie) pero probablemente actúa como un estabilizador del campo magnético generado por el núcleo externo líquido.

Evidencias recientes sugieren que el núcleo interno de la Tierra podría rotar ligeramente más rápido que el resto del planeta. En agosto de 2005 un grupo de geofísicos anunció en la revista Science que, de acuerdo con sus cálculos, el núcleo interno de la Tierra rota en dirección oeste a este aproximadamente un grado por año más rápido que la rotación de la superficie; así, el núcleo hace una rotación extra aproximadamente cada 400 años.

Núcleo externo: Se cree que el núcleo externo es líquido y está compuesto de hierro mezclado con níquel y pocos rastros de elementos más ligeros. La mayoría de los científicos cree que la convección del núcleo externo, combinada con la rotación de dicho núcleo causada por la rotación de la Tierra (efecto de Coriolis), causan el campo magnético terrestre a través de un proceso explicado por la hipótesis de la dínamo.

Discontinuidad de mohorovicic: a veces llamada simplemente "moho", es una zona de transición entre la corteza y el manto terrestre. Se sitúa a una profundidad media de unos 35 km, pudiendo encontrarse a 70 km de profundidad bajo los continentes o a tan solo 10 km bajo los océanos. Se pone de relieve cuando las ondas sísmicas P y S aumentan bruscamente su velocidad. Constituye la superficie de separación entre los materiales rocosos menos densos de la corteza, formada fundamentalmente por silicatos de aluminio, calcio, sodio y potasio, y los materiales rocosos más densos del manto, constituido por silicatos de hierro y magnesio.

Manto inferior: El manto interno (o manto inferior) se inicia cerca de los 650 km de profundidad y se extiende hasta a la discontinuidad de Gutenberg, situada a 2.700 - 2.890 km de profundidad, en la transición al núcleo. El manto inferior está separado de la astenosfera por la discontinuidad de Repetí, siendo pues una zona esencialmente sólida y de muy baja plasticidad.

La densidad en esta región aumenta linealmente de 4,6 a 5,5. Aparentemente, en el manto inferior no ocurre ningún cambio de fase importante, a pesar de que se dan pequeños gradientes en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas a los 1.230 km y 1.540 km de profundidad. De esta forma, se cree que el aumento en la velocidad de las ondas sísmicas debe ocurrir principalmente como resultado de la compactación de un material de composición uniforme. Se han propuesto varios modelos que sugieren que el manto inferior contiene más hierro que el manto superior. La temperatura varía de 1.000º C a 3.000° C, aumentando con la profundidad y con el calor producido por la desintegración radioactiva y por conducción a partir del núcleo externo (donde la producción de calor por fricción que experimentan los flujos que generan el geomagnetismo es grande).

 Manto terrestre: es la capa de la Tierra que se encuentra entre la corteza y el núcleo. El manto terrestre se extiende desde cerca de 33 km de profundidad (o alrededor de 8 km en las zonas oceánicas) hasta los 2.900 km (transición al núcleo). La diferenciación del manto se inició hace cerca de 3.800 millones de años, cuando la segregación gravimétrica de los componentes del protoplaneta Tierra produjo la actual estratificación. La presión en la parte inferior del manto ronda los 140 GPa (unas 1.400.000 atmósferas). Se divide en dos partes: manto interno, sólido, elástico; y manto externo, fluido, viscoso.

Manto superior: se inicia en la Moho, que está a una profundidad media de 6 km bajo la corteza oceánica y a una profundidad media de 35,5 km bajo la corteza continental, aunque puede alcanzar en ésta última profundidades superiores a 400 km en las zonas de subducción.

Las velocidades de las ondas sísmicas medidas en esta capa son típicamente de 8,0 a 8,2 km/s, que son mayores que las registradas en la corteza inferior (6,5 a 7,8 km/s). Los datos geofísicos demuestran que entre 50 y 200 km de profundidad ocurre una disminución en la velocidad de las ondas P (longitudinales) y una fuerte atenuación de las ondas S (transversales), de ahí que esta región sea conocida como zona de baja velocidad.

Evidencias basadas en datos geofísicos, geológicos y petrológicos, y la comparación con cuerpos extraterrestres, indican que la composición del manto superior es peridotítica. Las peridotitas son una familia de rocas ultra básicas, mayoritariamente compuestas por olivino magnésico (aprox. un 80%) y piroxeno. Aunque son raras en la superficie, las peridotitas afloran en algunas islas oceánicas, en capas levantadas por la orogénesis y en raras kimberlitas.

Experiencias de fusión de peridotitas muestran que su fusión parcial puede originar los basaltos oceánicos en las condiciones de presión y temperatura existentes en el manto superior. Este proceso ocurre probablemente en la zona de baja velocidad, lo que explica la reducción de las velocidades sísmicas por la fusión parcial de los materiales.

Los estudios efectuados en ofiolitas y en la litosfera oceánica demuestran que la formación de la corteza oceánica se efectúa a partir de la porción más superficial del manto superior. El grado de fusión parcial debe alcanzar un 25%, lo que empobrece a esta zona en componentes de temperatura de fusión baja. Existen pruebas indirectas de que el manto se vuelve menos empobrecido en silicatos con el aumento de la profundidad.

Las peridotitas del tipo granate-lherzolita, representan probablemente las peridotitas del manto primitivo, que al sufrir fusión parcial, originan magmas basálticos, dejando como residuos harzburgitas (80% olivino, 20% ortopiroxenos) y dunitas (olivino). Teniendo en cuenta las relaciones de presión y temperatura, la conclusión es que en profundidades menores la mineralogía está dominada por el complejo plagioclasa-lherzolita (que se encuentra frecuentemente en ofiolitas) y que, con el aumento de la presión, pasará a dominar el complejo espinela-lherzolita (que forma a veces nódulos en basaltos alcalinos). En presiones mayores, la mineralogía más estable es la del complejo granate-lherzolita (que forma nódulos en kimberlitas).

Discontinuidad Gutenberg: es la división entre manto y núcleo de la Tierra, situada a unos 2.900 km de profundidad. Se caracteriza porque las ondas sísmicas S no pueden atravesarla y porque las ondas sísmicas P disminuyen bruscamente de velocidad, de 13 a 8 km/s. Bajo este límite es donde se generan corrientes electromagnéticas que dan origen

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