3.3: Determinar la estructura de la Tierra

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En el apartado anterior se describían las propiedades y composición del interior de la Tierra, lo que plantea la pregunta: ¿cómo podemos saber cómo son las condiciones profundas en la Tierra? Es fácil muestrear la corteza a través de perforaciones, y el material del manto a menudo sale a la superficie como magma, pero lo más lejano que hemos podido perforar hasta ahora en la corteza es de solo unos 12 km; esto para un planeta con un radio de 6370 km! Entonces, para entender la composición y estructura del interior profundo de la Tierra, necesitamos usar métodos indirectos como la sismología.

La sismología es el estudio de las vibraciones dentro de la Tierra. Estas vibraciones son causadas por diversos eventos, entre ellos sismos, impactos extraterrestres, explosiones, olas de tormenta que golpean la costa y efectos de mareas. Por supuesto, las técnicas sísmicas se han aplicado más ampliamente para la detección y estudio de sismos, pero hay muchas otras aplicaciones, y posiblemente las ondas sísmicas proporcionan la información más importante que tenemos sobre el interior de la Tierra. Sin embargo, antes de adentrarnos más profundamente en la Tierra, necesitamos echar un vistazo a las propiedades de las ondas sísmicas. Los tipos de ondas que son útiles para comprender el interior de la Tierra se denominan ondas corporales, lo que significa que, a diferencia de las ondas superficiales en el océano, se transmiten a través de materiales terrestres.

Imagínese golpear un bloque grande de roca fuerte (por ejemplo, granito) con un pesado mazo. En el punto donde el martillo lo golpea, una pequeña parte de la roca se comprimirá en una fracción de milímetro. Esa compresión se transferirá a la parte vecina de la roca, y así sucesivamente a través del otro lado de la roca, desde donde rebotará de nuevo a la cima —todo en una fracción de segundo. Esto se conoce como una onda de compresión, y se puede ilustrar sosteniendo un resorte suelto (como un Slinky) que está unido a algo (o alguien) en el otro extremo. Si le das un empuje brusco para que las bobinas se compriman, la compresión se propaga (viaja) a lo largo de la longitud del resorte y hacia atrás (Figura\(\PageIndex{1}\)). Se puede pensar en una onda de compresión como una onda de “empuje” —se llama onda P (aunque la “P” significa “primaria” porque las ondas P son las primeras en llegar a estaciones sísmicas). En una onda P el movimiento de las partículas es paralelo a la dirección de propagación de la onda.

Cuando golpeamos una roca con un martillo, también creamos un tipo diferente de onda corporal, una que se caracteriza por vibraciones de ida y vuelta (a diferencia de compresiones). Esto se conoce como onda cortante (onda S, donde la “S” significa “secundaria”), y una analogía sería lo que sucede cuando se mueve un trozo de cuerda con un movimiento hacia arriba y hacia abajo. Como se muestra en la Figura\(\PageIndex{1}\), se formará una ola en la cuerda, que viajará hasta el extremo de la cuerda y retrocederá. En este caso, el movimiento de las partículas es perpendicular a la dirección en la que viaja la onda.

Figura\(\PageIndex{1}\) Representaciones de una onda de compresión (onda P, arriba) y una onda cortante (onda S, abajo) (Steven Earle, “Physical Geology”).

Las ondas de compresión y las ondas cortantes viajan muy rápidamente a través de materiales geológicos Como se muestra en la Figura\(\PageIndex{2}\), las velocidades típicas de onda P están entre 0.5 km/s y 2.5 km/s en sedimentos no consolidados, y entre 3.0 km/s y 6.5 km/s en rocas corticales sólidas. De las rocas comunes de la corteza, las velocidades son mayores en basalto y granito. Las ondas S son más lentas que las ondas P, con velocidades entre 0.1 km/s y 0.8 km/s en sedimentos blandos, y entre 1.5 km/s y 3.8 km/s en rocas sólidas.

Figura Velocidades\(\PageIndex{2}\) típicas de las ondas P (rojas) y S (azules) en sedimentos y en rocas sólidas de la corteza (Steven Earle, “Physical Geology”).

La roca del manto es generalmente más densa y fuerte que la roca cortical y ambas ondas P y S viajan más rápido a través del manto que a través de la corteza. Además, las velocidades de las ondas sísmicas están relacionadas con la fuerza de compresión de una roca, y el nivel de compresión aumenta drásticamente con la profundidad. Finalmente, las ondas sísmicas se ven afectadas por el estado de fase de la roca. Se ralentizan si hay algún grado de fusión en la roca. Si el material es completamente líquido, las ondas P se ralentizan drásticamente y las ondas S se detienen por completo.

Figura Velocidades de\(\PageIndex{3}\) onda a través de las diferentes capas de la Tierra (izquierda). Vista mejorada de las velocidades de onda en la corteza y manto superior (derecha) (Steven Earle, “Geología Física”).

Los sismómetros precisos se han utilizado para estudios sísmicos desde finales del siglo XIX, y el uso sistemático de datos sísmicos para comprender el interior de la Tierra comenzó a principios del siglo XX. La tasa de cambio de las ondas sísmicas con profundidad en la Tierra (Figura\(\PageIndex{3}\)) se ha determinado en las últimas décadas mediante el análisis de señales sísmicas de grandes terremotos en estaciones sísmicas de todo el mundo. Pequeñas diferencias en el tiempo de llegada de las señales en diferentes ubicaciones se han interpretado para mostrar que:

Las velocidades son mayores en la roca del manto que en la corteza.
Las velocidades generalmente aumentan con la presión, y por lo tanto con la profundidad.
Las velocidades son lentas en el área entre 100 km y 250 km de profundidad (llamada “zona de baja velocidad”; equivalente a la astenosfera).
Las velocidades aumentan drásticamente a 660 km de profundidad (debido a una transición mineralógica).
Las velocidades disminuyen en la región justo por encima del límite núcleo-manto (la capa D” o “zona de velocidad ultra baja”).
Las ondas S no pasan a través de la parte externa del núcleo.
Las velocidades de onda P aumentan drásticamente en el límite entre el núcleo externo líquido y el núcleo interno sólido.

Uno de los primeros descubrimientos sobre el interior de la Tierra realizado a través de la sismología fue a principios del siglo XX cuando el sismólogo croata Andrija Mohorovičić (pronunciado Moho-ro-Vi-chich) se dio cuenta de que a ciertas distancias de un terremoto, dos conjuntos separados de ondas sísmicas llegaron a una estación sísmica dentro de unos segundos el uno del otro. Razonó que las olas que bajaron al manto, viajaron a través del manto, y luego se doblaron hacia arriba de regreso a la corteza, llegaron primero a la estación sísmica porque aunque tenían que ir más lejos, viajaban más rápido a través de la roca del manto (como se muestra en la Figura\(\PageIndex{4}\)). El límite entre la corteza y el manto se conoce como la discontinuidad Mohorovičić (o Moho). Su profundidad es de entre 60 km y 80 km por debajo de las principales cadenas montañosas, alrededor de 30 km a 50 km por debajo de la mayor parte de la corteza continental, y entre 5 km y 10 km por debajo de la corteza oceánica.

Figura\(\PageIndex{4}\) Representación de ondas sísmicas emanadas de un sismo (estrella roja). Algunas olas viajan a través de la corteza hasta la estación sísmica (a unos 6 km/s), mientras que otras bajan al manto (donde viajan alrededor de 8 km/s) y se inclinan hacia arriba hacia la superficie, llegando a la estación antes que las que viajaban solo a través de la corteza (Steven Earle, “Geología Física”).

Nuestra comprensión actual de los patrones de transmisión de ondas sísmicas a través de la Tierra se resume en la Figura\(\PageIndex{5}\). Debido al aumento gradual de la densidad con la profundidad, todas las ondas se refractan hacia el material de menor densidad y velocidad más lenta a medida que viajan a través de partes homogéneas de la Tierra, y así tienden a curvarse hacia afuera hacia la superficie. Las ondas también se refractan en los límites dentro de la Tierra, como en el Moho, en el límite núcleo-manto (CMB) y en el límite exterior-núcleo/núcleo interno. Las ondas S no viajan a través de líquidos —se detienen en el CMB— y hay una sombra de ondas S en el lado de la Tierra frente a una fuente sísmica. La distancia angular de la fuente sísmica a la zona de sombra es de 103° a cada lado, por lo que la distancia angular total de la zona de sombra es de 154°. Podemos usar esta información para inferir la profundidad al CMB. Las ondas P viajan a través de líquidos, por lo que pueden hacerlo a través de la parte líquida del núcleo. Debido a la refracción que tiene lugar en el CMB, las ondas que viajan a través del núcleo se doblan alejándose de la superficie, y esto crea una zona de sombra de onda P a ambos lados, de 103° a 150°. Esta información puede ser utilizada para descubrir las diferencias entre las partes interna y externa del núcleo.

Figura\(\PageIndex{5}\) Patrones de ondas sísmicas que se mueven por el interior de la Tierra. Dado que las ondas S no pasan a través del núcleo exterior líquido, se crea una zona de sombra en el lado opuesto a la perturbación original (Steven Earle, “Physical Geology”).

Utilizando datos de muchos sismómetros y cientos de sismos, es posible crear una imagen bidimensional o tridimensional de las propiedades sísmicas de parte del manto. Esta técnica se conoce como tomografía sísmica, y en la Figura se muestra un ejemplo del resultado\(\PageIndex{6}\).

Figura Imagen de tomografía\(\PageIndex{6}\) sísmica que muestra la Placa del Pacífico (azul) subduciendo debajo de Tonga (Steven Earle, “Physical Geology”).

La Placa del Pacífico subducta debajo de Tonga y aparece en la Figura\(\PageIndex{6}\) como una losa de 100 km de espesor de corteza oceánica fría (color azul) que ha empujado hacia abajo en el manto caliente circundante. La roca fría es más rígida que la roca del manto caliente circundante, por lo que se caracteriza por velocidades sísmicas ligeramente más rápidas. Hay vulcanismo en el centro de expansión de Lau y también en el área de Fiji, y la roca cálida en estas áreas tiene velocidades sísmicas más lentas (colores amarillo y rojo).

Las ondas sísmicas nos proporcionan la estructura del interior de la Tierra, pero ¿qué pasa con sus otras propiedades? En cuanto a la composición, existen varias líneas de evidencia que apuntan a un núcleo compuesto principalmente por hierro y níquel. Las propiedades de onda sugieren que el núcleo está compuesto por un elemento con un número atómico alrededor de 25 (el hierro tiene un número atómico de 26). Aparte del hierro, todos los demás elementos con un número atómico cercano a 25 son demasiado raros para formar el núcleo. Si la Tierra se formara a través de la acreción de cuerpos más pequeños como los meteoritos, esperaríamos que la composición de la Tierra fuera similar a la composición de los meteoritos. Los meteoritos son en su mayoría hierro y níquel, pero en proporciones más altas que la corteza terrestre. Esto sugiere que la mayor parte de este pesado hierro y níquel de los meteoritos debió haberse hundido hasta el centro de la Tierra a medida que el planeta se estaba formando. Sin embargo, el núcleo no es lo suficientemente denso como para ser hierro puro y níquel; es aproximadamente 10% por debajo de la densidad prevista si ese fuera el caso. Es por ello que los científicos creen que el núcleo está compuesto por aproximadamente 10% de azufre, oxígeno e hidrógeno. Por último, si el campo magnético de la Tierra proviene del núcleo exterior fluido, el núcleo externo debe contener hierro. En cuanto a las temperaturas, podemos calcular los puntos de fusión de estos materiales sobre el rango de presiones que experimentarían en el interior de la Tierra, para luego inferir las temperaturas que permitirían que estos elementos existieran en sus formas sólidas o líquidas.

*” Geología Física” de Steven Earle utilizada bajo licencia internacional CC-BY 4.0. Descarga este libro gratis en http://open.bccampus.ca