ESTRUTURA E COMPOSICIÓN DA TERRA. MÉTODOS DE ESTUDO UNIDADE DIDÁCTICA 13.
1. PRINCIPAIS MÉTODOS DE ESTUDO DO INTERIOR TERRESTRE O principal problema que se presenta cando queremos estudar as capas sólidas do interior terrestre é o acceso ás mesmas. Así, partindo do coñecemento dunha capa de poucos km de espesor da codia terrestre, á cal se pode ter acceso directo, os métodos de estudo do interior da terra serán forzosamente de natureza indirecta, destacando entre estes últimos os métodos sísmicos. Toda a metodoloxía de estudo do interior terrestre terá por obxecto pór de manifesto as características internas do noso planeta, tanto no que se refire a estrutura, como a composición e propiedades dos seus materiais, pois todo isto inflúe de forma importante no seu comportamento dinámico.
1.1 MÉTODOS DIRECTOS PARA COÑECER O INTERIOR TERRESTRE a) Minas e sondeos: as primeiras son escavacións que se realizan para extraer minerais. A máis profunda é unha mina de ouro de Sudáfrica e acada 3.9 Km. Os sondeos son perforacións das que se extrae unha columna de material chamada testigo e permite coñecer a composición das rochas. Teñen acceso a rochas situadas a 15 km de profundidade. Ambos dannos información da composición da codia e amosan que, a medida que afondamos, a temperatura aumenta no interior terrestre. Nos primeiros 10 Km de profundidade cúmprese que a tª aumenta a razón de 10C cada 32-33m. A este valor coñecémolo como gradiente xeotérmico. b) Volcáns e xenolitos: as erupcións volcánicas envían á superficie materiais do interior. Na maioría dos casos, eses materiais proceden de lugares pouco profundos e formáronse por fusión parcial de rochas, polo que non é demasiada información. Ás veces, o magma procede de zonas máis profundas, e a medida que ascende, vai arrastrando fragmentos de rochas do interior (ata 100 Km). Son os xenolitos, que quedan como inclusións nas rochas volcánicas.
c) Levantamento de cordilleiras e a súa posterior erosión: a erosión deixa ao descuberto rochas formadas a maior profundidade. Danos acceso a rochas formadas a 10-20 Km de profundidade. d) Estudo dos meteoritos: probablemente a maior parte dos meteoritos que caen na Terra fano en zonas inexploradas. Poucos chegan a coñecerse e explorarse directamente. Os meteoritos aportan información sobre a orixe e composición dos planetas. Segundo a súa composición, os meteoritos poden ser: - Condritas: compostos por unha mestura de minerais como os que se atopan nas peridotitas (rochas maioritarias no manto terrestre). - Acondritas: a súa composición é similar a do basalto (rocha da codia oceánica). - Sideritos: constituídos por Fe e Ni (núcleo terrestre).
Siderito de unos 45 cm de largo.
1.2 MÉTODOS INDIRECTOS PARA COÑECER O INTERIOR TERRESTRE a)Densidade terrestre: Wiechert coñecendo o volume da Terra e a súa masa, obtivo unha densidade de 5,52 g/m3. Este valor é o dobre da densidade media das rochas superficiais (2,7g/m3), polo que se extrae que os materiais profundos deben ser moito máis densos ca os superficiais. Wiechert pensou que esta maior densidade debía deberse a presenza de elementos moi pesados, coma o ferro, pois é este o elemento máis abundante do sistema solar. Posteriores descubrimentos, como a existencia dun campo magnético terrestre e o estado físico no que se atopa unha parte do núcleo, confirmarían esta predición. A densidade mantense máis ou menos constante nos 100 primeiros Km de profundidade, para aumentar pouco a pouco cara o interior. Aos 2900 Km detectamos un cambio brusco de densidade, o que nos indica que nos atopamos ante un núcleo metálico.
b) Gradiente de presión: a presión é o resultado do peso que exercen os materiais por unidade de superficie. Este peso aumenta coa profundidade. Algúns investigadores inclínanse por un aumento continuo ata o centro da Terra, o que implicaría o aumento do punto de fusión dos materiais, permitindo chegar a unha deformación plástica permanente dos mesmos, o que daría lugar a unha dinámica distinta á da superficie terrestre.
c) Gravidade e anomalías gravimétricas: a gravidade é a forza coa que a Terra atrae aos corpos. Ten un valor medio de 9,8 m/s2 ao nivel do mar no ecuador. Este valor sufre variacións, denominadas anomalías gravimétricas, de carácter positivo ou negativo, determinadas pola presenza en determinados puntos de materiais de distinta densidade que os da zona onde se mediu o valor medio. Isto proporciona importantes datos do interior terrestre.
d) Geomagnetismo: a Terra compórtase como un xigantesco imán. Existe un campo magnético interior, permanente ,que segue as liñas de forza dos meridianos e paralelos; e outro exterior, que se desenvolve en plena atmosfera, moi variable. Mostras de rochas de distintas idades en lugares similares teñen diferentes direccións do campo magnético permanente. Isto revela que os polos magnéticos invertíronse (171 veces nos últimos 71 Ma), o que nos axuda a interpretar a evolución da codia terresrte ao longo da historia do noso planeta. O polo Norte xeográfico é o polo Sur magnético.
e) Método sísmico: estuda o comportamento das ondas sísmicas cando atravesan distintos materiais. É o método máis empregado na actualidade por ser o que máis información aporta.
Pero ¿Qué son as ondas sísmicas? Os terremotos, sismos ou seísmos son vibracións do terreo producidas pola brusca liberación de enerxía acumulada nas rochas elásticas. Cando a tensión á que están sometidas sobrepasa certo límite, por exemplo cando se produce unha fractura dunha masa rochosa (faia) ou por actividade volcánica, producese o seísmo. O lugar onde se orixina o terremoto é o foco ou hipocentro e propágase en todas as direccións do espazo mediante ondas sísmicas. O primeiro punto da superficie onde chegan as ondas sísmicas é o epicentro. As ondas sísmicas son de diversos tipos:
- Ondas P: ou primarias, pois son as que se desprazan a maior velocidade (5,5-13,5 Km/s) e as primeiras en chegar á superficie. Son ondas lonxitudinais, é dicir, as partículas do terreo vibran na dirección de propagación da onda. Ao seu paso, as rochas comprímense e dilátanse. Transmítense a través de sólidos e líquidos. - Ondas S: ou secundarias, aparecen despois das P nos sismogramas, por ser máis lentas (4-8 Km/s). Propáganse máis lentamente a través dos sólidos e non se propagan polos líquidos. Son ondas transversais, é dicir, fan vibrar ás partículas do terreo nunha dirección perpendicular á da súa propagación.
- Ondas superficiais: son as máis lentas pero as máis destructivas. Prodúcense cando as ondas interiores chegan á superficie, por isto non informan da estrutura do interior terrestre. Son as ondas R (Rayleigh) que provocan ondulacións verticais na superficie do terreo, e as ondas L ou Love, que provocan ondulacións horizontais na superficie. Para rexistrar as ondas sísmicas e medir a magnitude dun terremoto utilízanse os sismógrafos, que dibuxan gráficas chamadas sismogramas. A velocidade á que se propagan as ondas sísmicas depende das características dos materiais que atravesan. Vai depender en grande medida da composición dos materiais e do seu estado físico, así como da temperatura á que se atopen.
INTERPRETACIÓN DO COMPORTAMENTO DAS ONDAS SÍSMICAS: PRINCIPAIS DESCONTINUIDADES. A velocidade de propagación das ondas sísmicas no interior terrestre non é continua, pois sofre cambios bruscos chamados descontinuidades. Estas indican que, nese lugar, a composición e o estado dos materiais que as ondas atravesan cambian. Por iso, as descontinuidades serven para dividir en capas o interior do planeta. As ondas P e S viaxan pola superficie a velocidades que se manteñen máis ou menos constantes ata chegar aos 25-70 Km nos continentes e aos 5-10 Km nos océanos. Neste punto, aumentan brúscamente a súa velocidade. Este cambio brusco denomínade descontinuidade de Mohorovicic e delimita a capa superficial da Terra ou codia.
Aos 660 Km de profundidade volve detectarse un cambio brusco na velocidade das ondas. Este coñecémolo como descontinuidade de Repet, e emprégase para separar o manto en superior e inferior. A uns 2900 Km de profundidade as ondas P experimentan unha disminución brusca de velocidade, e as S deixan de propagarse. A este cambio chámaselle descontinuidade de Gutemberg, e separa o manto inferior do núcleo. Supoñemos que a non propagación das ondas S débese a que o núcleo externo está fundido. Mais tarde, a sismóloga Inge Lehman descubriu que non todo o núcleo esta fundido, pois observou que a uns 5150 Km de profundidade a velocidade das ondas P volve aumentar brúscamente, o que marca a existencia dun núcleo interno sólido. A este cambio chamóuselle en honor a súa descubridora como descontinuidade de Lehman.
2. MODELOS DE ESTRUCTURA INTERNA DA TERRA: ESTRUCTURAL E DINÁMICO Historicamente existiron distintas interpretacións da posible estrutura interna da Terra. Coa información dispoñible actualmente, podemos considerar a Terra dividida en diversas xeosferas sólidas (ademais da atmosfera gasosa e a hidrosfera líquida). Esta división pode atender a dous criterios que dan como resultado os modelos estrutural e dinámico.
2.1 MODELO ESTRUTURAL Baséase na composición química dos materiais. Establece as seguintes xeosferas: A) Codia: capa máis externa e delgada da Terra. Esténdese desde a superficie ata a descontinuidade de Moho. Presenta grandes diferenzas laterais de grosor e de composición. Os elementos químicos máis abundantes son: O, Si, Al, Fe e Ca. Distinguimos dous tipos de codia: a) Codia continental: é máis grosa. Formada por rochas pouco densas (2,7 g/cm3). O granito é a rocha máis representativa. Na parte inferior máis próxima ao manto predominan rochas metamórficas, entre elas sitúanse rochas ígneas como granito ou basalto, e na zona máis superficial abundan as rochas sedimentarias.
b) Codia oceánica: moito máis delgada ca continental, máis homoxénea e máis densa. O basalto e a rocha representativa. Composta superficialmente por unha débil capa de sedimentos, seguida dunha capa basáltica e, por último rochas tipo gabro máis ou menos metamorfizadas. As rochas son máis novas cas da codia continental.
B) Manto: zona comprendida entre as descontinuidades de Moho e Gutemberg. É a capa de maior volume da Terra (83%). Os elementos máis abundantes no manto son o O, Si, Mg e Fe. Está formado por rochas do grupo das peridotitas, de esto existen as seguintes evidencias: - As peridotitas parécense aos meteoritos de tipo condritas, por lo que se trata de materiales frecuentes en el Sistema Solar. - As temperaturas reinantes no manto farían que as peridotitas se fundisen parcialmente dando lugar a magmas basálticos, que son os que máis comunmente chegan a superficie durante as erupcións volcánicas. - Sondeos marinos atoparon peridotitas baixo a codia oceánica. O manto inferior é máis denso que o superior, pois as presións elevadas obrigan aos minerais a empaquetarse en estruturas máis densas.
C) Núcleo: representa o 16% do volume total do planeta. Esténdese desde a descontinuidade de Gutemberg ata o centro da Terra. A súa elevada densidade (10-13 g/cm3), o comportamento das ondas sísmicas cando o atravesan e o papel que se lle atribúe na creación do campo magnético apoian a hipótese dun núcleo composto fundamentalmente de Fe, con un 6% de Ni (a composición dos sideritos). Os últimos datos informan de que o núcleo é algo menos denso que o esperado pola sús composición, polo que se supón que contén, ademáis de Fe e Ni, elementos máis lixeiros como o Si metálico, C, O ou S.
2.2 MODELO DINÁMICO Establece capas da Terra en función das súas propiedades físicas e da súa dinámica. Diferenciamos as seguintes capas: - LITOSFERA: capa máis externa e ríxida. Inclúe toda a codia e a parte superior do manto. Baixo os océanos (litosfera oceánica) ten 50-100 km de espesor, mentres que nos continentes (litosfera oceánica) ten de 100 a 200 Km, podendo chegar ata os 300. - MANTO SUPERIOR: Baixo a litosfera, e ata os 660 Km de profundidade, sitúase unha capa na que a velocidade das ondas sísmicas presenta variaciones, aumenta e diminúe. Posto que se trata dunha porción do manto, a rocha presente é a peridotita, que se atopa en estado sólido. As elevadas presións e temperaturas da zona fan que a resposta das rochas sexa diferente en función do tempo considerado: en tempos cortos as rochas compórtanse como elásticas ante o avance das ondas sísmicas, mentres que en tempos longos compórtanse como plástico, dúctil e deformable. Este comportamento permite entender por que os materiais do manto situados baixo a litosfera atópanse sometidos a corrrentes de convección. Éstas afectan tamén ao manto inferior. - MANTO INFERIOR: entre os 660 e os 2900 Km de profundidade. A convección é lenta e caótica. Na base do manto, limitando con núcleo, atópase a capa D, cun grosor que vai desde os 0 aos 300 Km. Está formada polos materiais do manto que debido a súa densidade caen ao fondo. En contacto con núcleo quéntanse orixinando plumas ou penachos quentes, que ascenden ata a litosfera.
- NÚCLEO EXTERNO: situado baixo o manto chega ata os 5150 Km de profundidade. Atópase en estado líquido, con viscosidade alta. Está axitado por correntes de convección moito máis rápidas cas do manto e é moi importante o seu papel na creación do campo magnético. - NÚCLEO INTERNO: é sólido. Composto por Fe sólido, que se vai acumulando nel a medida que o núcleo externo evacúa a súa enerxía a través do manto. O Fe cristaliza e acumúlase no fondo, aumentando o diámetro do núcleo interno. Ten un movemento de xiro algo máis rápido que o resto do planeta.
3. ISOSTASIA O grosor da codia varía duns lugares a outros e normalmente, as zonas máis altas teñen a codia máis profunda tamén. George Airy considerou que a codia estaba formada por bloques de materiais lixeiros que flotaban sobre outros máis densos. Para el, as cordilleiras eran como enormes icebergs que só amosaban unha parte do seu volumen total. Así explicaba que a codia fora nelas máis profunda. Uns anos máis tarde, Dutton chamou isostasia ao mecanismo de axuste que permite explicar os movementos verticais da codia. Segundo este modelo, se unha zona se sobrecarga, afundirase, mentres que se se descarga, elevarase. As súas elevacións e descensos baséanse no principio de Arquímedes, que di que un corpo situado na auga en repouso, sufre unha forza de empurre cara arriba do mesmo valor que o peso do volume de auga desaloxado. Por iso, algúns corpos flotan.
A isostasia é unha teoría clásica que mantén a súa vixencia, e resulta clave para explicar os grandes rasgos do relevo terrestre. Con todo, os datos actuais permítennos matizar a versión clasica: - Os axustes isostáticos son moi lentos. A península escandinava acumulou grandes espesores de xeo durante a última glaciación. A fusión do xeo provocou o ascenso isostático desta zona. A glaciación finalizou fai 11.700 anos e aínda hoxe segue elevándose en busca do seu equilibrio isostático.
- Como xa vimos, as temperaturas e presións altas fan que, a escala de tempo xeolóxico, o manto sublitosférico se comporte como un fluído no que «flota» a litosfera. - O equilibrio isostático non se acada a nivel local, senón a nivel rexional. A litosfera, aínda que é ríxida, non sube e baixa coma se fose un bloque de madeira independente, senón que se arquea ao ser sobrecargada, distribuíndo o esforzo gradualmente na zona. Así, ante empuxes laterais a litosfera responde ríxidamente, pero se os empuxes son verticais, arquéase.
A isostasia predice que as zonas da codia máis grosas e con rochas de menor densidade serán máis altas, mentres que as máis delgadas e con rochas máis densas serán as máis baixas. A isostasia tamén explica a existencia de dous grandes escalones no relevo terrestre: un para a codia continental e outro para a codia oceánica. A altitude que acada cada zona é aquela na que atopa o seu equilibrio isostático. Sempre que un proceso xeolóxico engade ou retira materiais dunha zona, iníciase un lento axuste en busca do equilibrio. Así, todo proceso que incremente o grosor da codia fará que esta acade maiores altitudes.
FIN