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La estratificación de la Tierra se ha inferido indirectamente utilizando el tiempo de viaje de las ondas sísmicas refractadas y reflejadas creadas por los terremotos. El núcleo externo, líquido, no permite que las ondas de cizalla lo atraviesen, mientras que la velocidad de desplazamiento (velocidad sísmica) es diferente en otras capas. Los cambios en la velocidad sísmica entre las diferentes capas causan refracción debido a la ley de Snell, como la luz que cambia de dirección al pasar a través de un prisma. Del mismo modo, los reflejos son causados por un gran aumento en la velocidad sísmica y son similares a la luz que se refleja desde un espejo.
La estructura de la Tierra se puede definir de dos maneras: por propiedades mecánicas como la reología, o químicamente.
Mecánicamente: litosfera, astenosfera, manto mesosférico, núcleo externo y núcleo interno.
Químicamente: corteza, manto superior, manto inferior, núcleo externo y núcleo interno.
Las capas de componentes geológicos de la Tierra están a las siguientes profundidades debajo de la superficie:
Profundidad (km) | Grosor (km) | Capa |
---|---|---|
0–35 | 5-75 | Corteza |
0-80 | 5-200 | Litosfera |
35–2.890 | ≈2.855 | Manto |
35-660 | ≈625 | ... Manto superior |
80-220 | ≈140 | ... Astenosfera |
410–660 | ≈250 | ... Zona de transición |
660–2.890 | ≈2.230 | ... Manto inferior |
2.740–2.890 | ≈150 | capa D" |
2.890-6.360 | ≈3.470 | Núcleo |
2.890–5.150 | ≈2.260 | Núcleo externo |
5.150–6.360 | ≈1.210 | Núcleo interno |
La estratificación de la Tierra se ha inferido indirectamente utilizando el tiempo de viaje de las ondas sísmicas refractadas y reflejadas creadas por los terremotos. El núcleo externo, líquido, no permite que las ondas de cizalla lo atraviesen, mientras que la velocidad de desplazamiento (velocidad sísmica) es diferente en otras capas. Los cambios en la velocidad sísmica entre las diferentes capas causan refracción debido a la ley de Snell, como la luz que cambia de dirección al pasar a través de un prisma. Del mismo modo, los reflejos son causados por un gran aumento en la velocidad sísmica y son similares a la luz que se refleja desde un espejo.
La corteza terrestre varía de 5–70 kilómetros (3.1–43.5 mi)6 en profundidad y es la capa más externa. Las partes delgadas son la corteza oceánica, que subyace en las cuencas oceánicas (5–10 km) y están compuestas de rocas ígneas densas (máficas) de silicatos de magnesio y hierro, como el basalto. La corteza más gruesa es la corteza continental, que es menos densa y está compuesta de rocas de silicatos de aluminio-potasio-sodio (félsicas), como el granito. Antiguamente las rocas de la corteza se dividían en dos categorías principales: sial y sima (Suess, 1831-1914). Se estima que el sima comienza alrededor de los 11 km por debajo de la discontinuidad de Conrad (una discontinuidad de segundo orden). El manto superior junto con la corteza constituye la litosfera.
El límite corteza-manto ocurre como dos eventos físicamente diferentes. Primero, hay una discontinuidad en la velocidad sísmica, que se conoce más comúnmente como la discontinuidad de Mohorovičić o Moho. Se cree que la causa del Moho es un cambio en la composición de la roca de rocas que contienen el feldespato plagioclasa (arriba) a rocas que no contienen feldespatos (abajo).
En segundo lugar, en la corteza oceánica, existe una discontinuidad química entre los acumulados ultramáficos y las harzburgitas tectonizadas, que se ha observado desde partes profundas de la corteza oceánica que se han obducido sobre la corteza continental y se han conservado como secuencias de ofiolita.
Muchas rocas que ahora forman la corteza terrestre se formaron hace menos de 100 millones (1 ×108) años atrás; sin embargo, los granos minerales más antiguos conocidos tienen aproximadamente 4.400 millones (4.4 ×109) años, lo que indica que la Tierra ha tenido una corteza sólida durante al menos 4.400 millones de años.
El manto terrestre se extiende hasta una profundidad de 2,890 km, por lo que es la capa más gruesa de la Tierra. El manto se divide en manto superior e inferior,10 que están separados por la zona de transición. La parte más baja del manto al lado del límite núcleo-manto se conoce como capa d” (pronunciado «de doble prima»). La presión en el fondo del manto es ≈140 G Pa (1.4 M atm).13 El manto está compuesto de rocas de silicato que son ricas en hierro y magnesio en relación con la corteza suprayacente.14 Aunque es sólido, las altas temperaturas dentro del manto hacen que el material de silicato sea lo suficientemente dúctil como para que pueda fluir en escalas de tiempo muy largas.
La convección del manto se expresa en la superficie a través de los movimientos de las placas tectónicas. Como hay una presión intensa y creciente a medida que uno viaja más profundamente en el manto, la parte inferior del manto fluye con menos facilidad que el manto superior (los cambios químicos dentro del manto también pueden ser importantes). La viscosidad del manto varía entre 10^21 y 10^24 Pa·s, dependiendo de la profundidad.
En comparación, la viscosidad del agua es de aproximadamente 10 −3 Pa·s y la del tono es de \(10^7 \) Pa·s. La fuente de calor que impulsa la tectónica de placas es el calor primordial que queda de la formación del planeta, así como la desintegración radiactiva de uranio, torio y potasio en la corteza terrestre y el manto.
La densidad promedio de la Tierra es 5.515 g/cm³. Debido a que la densidad promedio del material de la superficie es de solo alrededor de 3.0 g/cm³, debemos concluir que existen materiales más densos dentro del núcleo de la Tierra. Este resultado se conoce desde el experimento de Schiehallion, realizado en la década de 1770. Charles Hutton en su informe de 1778 concluyó que la densidad media de la Tierra debe ser aproximadamente \({\displaystyle {\tfrac {9}{5}}}\) el de la roca superficial, concluyendo que el interior de la Tierra debe ser metálico. Hutton estimó que esta porción metálica ocuparía alrededor del 65% del diámetro de la Tierra. La estimación de Hutton sobre la densidad media de la Tierra todavía era aproximadamente un 20% demasiado baja, a 4.5 g/cm³. Henry Cavendish en su experimento de equilibrio de torsión de 1798 encontró un valor de 5.45 g/cm³, dentro del 1% del valor moderno. Las mediciones sísmicas muestran que el núcleo está dividido en dos partes, un núcleo interno "sólido" con un radio de ≈1,220 km y un núcleo externo líquido que se extiende más allá de él a un radio de ≈3,400 km. Las densidades oscilan entre 9.900 y 12.200 kg/m³ en el núcleo externo y 12,600–13,000 kg/m³ en el núcleo interno.
El núcleo interno fue descubierto en 1936 por Inge Lehmann y generalmente se cree que está compuesto principalmente de hierro y algo de níquel. Como esta capa puede transmitir ondas de corte (ondas sísmicas transversales), debe ser sólida. La evidencia experimental a veces ha sido crítica de los modelos de cristal del núcleo. Otros estudios experimentales muestran una discrepancia bajo alta presión: los estudios de yunque de diamante (estáticos) a presiones centrales producen temperaturas de fusión que son aproximadamente 2000 K por debajo de los de estudios de láser de choque (dinámico). Los estudios con láser crean plasma, y los resultados sugieren que las condiciones limitantes del núcleo interno dependerán de si el núcleo interno es un sólido o es un plasma con la densidad de un sólido. Esta es un área de investigación activa.
La deriva continental es el desplazamiento de las masas continentales unas respecto a otras. Esta teoría fue desarrollada en 1912 por el alemán Alfred Wegener a partir de diversas observaciones empírico-racionales, pero no fue hasta la década de 1960, con el desarrollo de la tectónica de placas, cuando pudo explicarse de manera adecuada el movimiento de los continentes.
La tectónica de placas o tectónica global (del griego τεκτονικός, tektonicós, "el que construye") es una teoría que explica la forma en que está estructurada la litosfera (porción externa más fría y rígida de la Tierra). La teoría da una explicación a las placas tectónicas que forman parte de la superficie de la Tierra y a los deslizamientos que se observan entre ellas en su movimiento sobre el manto terrestre fluido, sus direcciones e interacciones.
También explica la formación de las cadenas montañosas (orogénesis). Así mismo, da una explicación satisfactoria al hecho de que los terremotos y los volcanes se concentran en regiones concretas del planeta (como el Cinturón de Fuego del Pacífico) o a la ubicación de las grandes fosas submarinas junto a islas y continentes y no en el centro del océano.
Las placas tectónicas se desplazan unas respecto de otras con relativa lentitud, a una velocidad nunca perceptible sin instrumentos, pero con tasas bastante diferentes. La mayor velocidad se da en la dorsal del Pacífico Oriental, cerca de la Isla de Pascua, a unos 3400 km de Chile continental, con una velocidad de separación entre placas de más de 15 cm/año y la más lenta se da en la dorsal ártica, con menos de 2,5 cm/año.
Dado que se desplazan sobre la superficie finita de la Tierra, las placas interaccionan unas con otras a lo largo de sus fronteras o límites provocando intensas deformaciones en la corteza y litosfera de la Tierra, lo que ha dado lugar a la formación de grandes cadenas montañosas (por ejemplo las cordilleras de Himalaya, Alpes, Pirineos, Atlas, Urales, Apeninos, Apalaches, Andes, entre muchos otros) y grandes sistemas de fallas asociadas con estas (por ejemplo, el sistema de fallas de San Andrés). El contacto por fricción entre los bordes de las placas es responsable de la mayor parte de los terremotos. Otros fenómenos asociados son la creación de volcanes (especialmente notorios en el cinturón de fuego del océano Pacífico) y las fosas oceánicas.
Texto wikipedia:
Imagen:
La estratificación de la Tierra se ha inferido indirectamente utilizando el tiempo de viaje de las ondas sísmicas refractadas y reflejadas creadas por los terremotos. El núcleo externo, líquido, no permite que las ondas de cizalla lo atraviesen, mientras que la velocidad de desplazamiento (velocidad sísmica) es diferente en otras capas. Los cambios en la velocidad sísmica entre las diferentes capas causan refracción debido a la ley de Snell, como la luz que cambia de dirección al pasar a través de un prisma. Del mismo modo, los reflejos son causados por un gran aumento en la velocidad sísmica y son similares a la luz que se refleja desde un espejo.
La estructura de la Tierra se puede definir de dos maneras: por propiedades mecánicas como la reología, o químicamente.
Mecánicamente: litosfera, astenosfera, manto mesosférico, núcleo externo y núcleo interno.
Químicamente: corteza, manto superior, manto inferior, núcleo externo y núcleo interno.
Las capas de componentes geológicos de la Tierra están a las siguientes profundidades debajo de la superficie:
Profundidad (km) | Grosor (km) | Capa |
---|---|---|
0–35 | 5-75 | Corteza |
0-80 | 5-200 | Litosfera |
35–2.890 | ≈2.855 | Manto |
35-660 | ≈625 | ... Manto superior |
80-220 | ≈140 | ... Astenosfera |
410–660 | ≈250 | ... Zona de transición |
660–2.890 | ≈2.230 | ... Manto inferior |
2.740–2.890 | ≈150 | capa D" |
2.890-6.360 | ≈3.470 | Núcleo |
2.890–5.150 | ≈2.260 | Núcleo externo |
5.150–6.360 | ≈1.210 | Núcleo interno |
La estratificación de la Tierra se ha inferido indirectamente utilizando el tiempo de viaje de las ondas sísmicas refractadas y reflejadas creadas por los terremotos. El núcleo externo, líquido, no permite que las ondas de cizalla lo atraviesen, mientras que la velocidad de desplazamiento (velocidad sísmica) es diferente en otras capas. Los cambios en la velocidad sísmica entre las diferentes capas causan refracción debido a la ley de Snell, como la luz que cambia de dirección al pasar a través de un prisma. Del mismo modo, los reflejos son causados por un gran aumento en la velocidad sísmica y son similares a la luz que se refleja desde un espejo.
La corteza terrestre varía de 5–70 kilómetros (3.1–43.5 mi)6 en profundidad y es la capa más externa. Las partes delgadas son la corteza oceánica, que subyace en las cuencas oceánicas (5–10 km) y están compuestas de rocas ígneas densas (máficas) de silicatos de magnesio y hierro, como el basalto. La corteza más gruesa es la corteza continental, que es menos densa y está compuesta de rocas de silicatos de aluminio-potasio-sodio (félsicas), como el granito. Antiguamente las rocas de la corteza se dividían en dos categorías principales: sial y sima (Suess, 1831-1914). Se estima que el sima comienza alrededor de los 11 km por debajo de la discontinuidad de Conrad (una discontinuidad de segundo orden). El manto superior junto con la corteza constituye la litosfera.
El límite corteza-manto ocurre como dos eventos físicamente diferentes. Primero, hay una discontinuidad en la velocidad sísmica, que se conoce más comúnmente como la discontinuidad de Mohorovičić o Moho. Se cree que la causa del Moho es un cambio en la composición de la roca de rocas que contienen el feldespato plagioclasa (arriba) a rocas que no contienen feldespatos (abajo).
En segundo lugar, en la corteza oceánica, existe una discontinuidad química entre los acumulados ultramáficos y las harzburgitas tectonizadas, que se ha observado desde partes profundas de la corteza oceánica que se han obducido sobre la corteza continental y se han conservado como secuencias de ofiolita.
Muchas rocas que ahora forman la corteza terrestre se formaron hace menos de 100 millones (1 ×108) años atrás; sin embargo, los granos minerales más antiguos conocidos tienen aproximadamente 4.400 millones (4.4 ×109) años, lo que indica que la Tierra ha tenido una corteza sólida durante al menos 4.400 millones de años.
El manto terrestre se extiende hasta una profundidad de 2,890 km, por lo que es la capa más gruesa de la Tierra. El manto se divide en manto superior e inferior,10 que están separados por la zona de transición. La parte más baja del manto al lado del límite núcleo-manto se conoce como capa d” (pronunciado «de doble prima»). La presión en el fondo del manto es ≈140 G Pa (1.4 M atm).13 El manto está compuesto de rocas de silicato que son ricas en hierro y magnesio en relación con la corteza suprayacente.14 Aunque es sólido, las altas temperaturas dentro del manto hacen que el material de silicato sea lo suficientemente dúctil como para que pueda fluir en escalas de tiempo muy largas.
La convección del manto se expresa en la superficie a través de los movimientos de las placas tectónicas. Como hay una presión intensa y creciente a medida que uno viaja más profundamente en el manto, la parte inferior del manto fluye con menos facilidad que el manto superior (los cambios químicos dentro del manto también pueden ser importantes). La viscosidad del manto varía entre 10^21 y 10^24 Pa·s, dependiendo de la profundidad.
En comparación, la viscosidad del agua es de aproximadamente 10 −3 Pa·s y la del tono es de Pa·s. La fuente de calor que impulsa la tectónica de placas es el calor primordial que queda de la formación del planeta, así como la desintegración radiactiva de uranio, torio y potasio en la corteza terrestre y el manto.
La densidad promedio de la Tierra es 5.515 g/cm³. Debido a que la densidad promedio del material de la superficie es de solo alrededor de 3.0 g/cm³, debemos concluir que existen materiales más densos dentro del núcleo de la Tierra. Este resultado se conoce desde el experimento de Schiehallion, realizado en la década de 1770. Charles Hutton en su informe de 1778 concluyó que la densidad media de la Tierra debe ser aproximadamente el de la roca superficial, concluyendo que el interior de la Tierra debe ser metálico. Hutton estimó que esta porción metálica ocuparía alrededor del 65% del diámetro de la Tierra. La estimación de Hutton sobre la densidad media de la Tierra todavía era aproximadamente un 20% demasiado baja, a 4.5 g/cm³. Henry Cavendish en su experimento de equilibrio de torsión de 1798 encontró un valor de 5.45 g/cm³, dentro del 1% del valor moderno. Las mediciones sísmicas muestran que el núcleo está dividido en dos partes, un núcleo interno "sólido" con un radio de ≈1,220 km y un núcleo externo líquido que se extiende más allá de él a un radio de ≈3,400 km. Las densidades oscilan entre 9.900 y 12.200 kg/m³ en el núcleo externo y 12,600–13,000 kg/m³ en el núcleo interno.
El núcleo interno fue descubierto en 1936 por Inge Lehmann y generalmente se cree que está compuesto principalmente de hierro y algo de níquel. Como esta capa puede transmitir ondas de corte (ondas sísmicas transversales), debe ser sólida. La evidencia experimental a veces ha sido crítica de los modelos de cristal del núcleo. Otros estudios experimentales muestran una discrepancia bajo alta presión: los estudios de yunque de diamante (estáticos) a presiones centrales producen temperaturas de fusión que son aproximadamente 2000 K por debajo de los de estudios de láser de choque (dinámico). Los estudios con láser crean plasma, y los resultados sugieren que las condiciones limitantes del núcleo interno dependerán de si el núcleo interno es un sólido o es un plasma con la densidad de un sólido. Esta es un área de investigación activa.
La deriva continental es el desplazamiento de las masas continentales unas respecto a otras. Esta teoría fue desarrollada en 1912 por el alemán Alfred Wegener a partir de diversas observaciones empírico-racionales, pero no fue hasta la década de 1960, con el desarrollo de la tectónica de placas, cuando pudo explicarse de manera adecuada el movimiento de los continentes.
La tectónica de placas o tectónica global (del griego τεκτονικός, tektonicós, "el que construye") es una teoría que explica la forma en que está estructurada la litosfera (porción externa más fría y rígida de la Tierra). La teoría da una explicación a las placas tectónicas que forman parte de la superficie de la Tierra y a los deslizamientos que se observan entre ellas en su movimiento sobre el manto terrestre fluido, sus direcciones e interacciones.
También explica la formación de las cadenas montañosas (orogénesis). Así mismo, da una explicación satisfactoria al hecho de que los terremotos y los volcanes se concentran en regiones concretas del planeta (como el Cinturón de Fuego del Pacífico) o a la ubicación de las grandes fosas submarinas junto a islas y continentes y no en el centro del océano.
Las placas tectónicas se desplazan unas respecto de otras con relativa lentitud, a una velocidad nunca perceptible sin instrumentos, pero con tasas bastante diferentes. La mayor velocidad se da en la dorsal del Pacífico Oriental, cerca de la Isla de Pascua, a unos 3400 km de Chile continental, con una velocidad de separación entre placas de más de 15 cm/año y la más lenta se da en la dorsal ártica, con menos de 2,5 cm/año.
Dado que se desplazan sobre la superficie finita de la Tierra, las placas interaccionan unas con otras a lo largo de sus fronteras o límites provocando intensas deformaciones en la corteza y litosfera de la Tierra, lo que ha dado lugar a la formación de grandes cadenas montañosas (por ejemplo las cordilleras de Himalaya, Alpes, Pirineos, Atlas, Urales, Apeninos, Apalaches, Andes, entre muchos otros) y grandes sistemas de fallas asociadas con estas (por ejemplo, el sistema de fallas de San Andrés). El contacto por fricción entre los bordes de las placas es responsable de la mayor parte de los terremotos. Otros fenómenos asociados son la creación de volcanes (especialmente notorios en el cinturón de fuego del océano Pacífico) y las fosas oceánicas.
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