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E L IN T E R I O R D E L A T I E R R A
Solo se puede explorar directamente el 0,2 % del radio medio de la Tierra (6 372,8 kilómetros). En ocasiones,
la actividad volcánica remonta materiales desde grandes profundidades que aportan información, y por eso
se dice que los volcanes son una ventana al interior de la Tierra. Pero la ventana permite solo echar vistazos
limitados a las entrañas del planeta.
Por estas razones, los geólogos han tenido que desarrollar métodos indirectos que les permiten medir
determinadas propiedades de la Tierra o de sus rocas, y compararlas con las que cabría esperar si la
estructura de nuestro planeta fuese la prevista. Así, en la segunda mitad del siglo xix se advirtió que las
sacudidas de los terremotos hacían que la Tierra ,,vibrase como una campana», por lo que «escuchar» su
tañido podría facilitar datos sobre el material del que estaba hecha. Había nacido el método sísmico, que es
el método que más ha permitido conocer el interior de nuestro planeta.
EL MÉTODO SÍSMICO
Un terremoto (natural o provocado por una explosión subterránea) es el resultado de la dislocación de
rocas situadas hasta una profundidad de 670 kilómetros. Como ocurría con el palo, también la ruptura de
rocas produce «chasquidos». En este caso, el sonido se propaga por la Tierra sólida, hablándose de ondas
sísmicas.
TIPOSY PROPAGACIÓN DE ONDAS SÍSMICAS
Algunas ondas elásticas se propagan exclusivamente por el exterior del planeta, y se llaman ONDAS
SUPERFICIALES; son las que mueven el terreno de un lado a otro y, por tal motivo, pueden resultar
particularmente dañinas. Sin embargo, solo las ondas que se transmiten en profundidad, las llamadas
ondas de volumen, permitirán «escuchar» el interior de la Tierra. Dichas ondas pueden ser:

ONDAS DE COMPRESIÓN O LONGITUDINALES. Cambian transitoriamente el volumen del medio como
si fuera un resorte, comprimiendo y dilatando sucesivamente las rocas en la dirección de propagación de
la onda.

ONDAS DE CIZALLA O TRANSVERSALES. Cambian la forma del material, sacudiendo las partículas de la
roca perpendicularmente a la dirección de propagación de la onda.
Un terremoto se origina en una zona del interior de la Tierra —el hipocentro o foco— desde la que se
expanden frentes de ondas en todas las direcciones. El punto de la superficie al que primero llegan esas
ondas se denomina epicentro. Sus velocidades y las trayectorias de sus rayos que son líneas
perpendiculares a los frentes de onda, pueden variar a medida que avanzan, dependiendo de varios
factores:

Las ondas de compresión, más veloces, son las primeras que registran los sismogramas; de ahí que se
llamen ondas primarias u ondas P. La velocidad de las ondas de cizalla es alrededor de la mitad que la de
las ondas P en todos los medios, y se conocen como ondas secundarias u ondas S. Esta diferencia se debe
a que en las ondas P cada partícula golpea a la siguiente en el sentido de avance de la onda, mientras que
en las S las partículas vibran transversalmente y tienen un mayor recorrido.

La velocidad de las ondas sísmicas se incrementa en los medios de mayor rigidez, ya que las partículas de
estos medios tienen posiciones casi fijas a las que pueden volver fácilmente tras la vibración. Así, una roca
cristalina transmitirá mejor las ondas sísmicas que un magma semilíquido.

La velocidad disminuye si crece la densidad del medio, debido a que hace falta mucha energía para
hacer vibrar a los átomos muy pesados.
 Tanto la rigidez como la densidad aumentan con la profundidad, ya que la creciente presión comprime
la roca; pero la rigidez crece más deprisa, por lo que su efecto predominará sobre el efecto opuesto de la
densidad. Así, en general, una onda se acelerará según progresa hacia el interior de la Tierra.

En los fluidos, la velocidad de las ondas S se anula, no así la velocidad de las ondas P.

Si una onda sísmica alcanza una superficie de discontinuidad, o sea, una superficie que separa dos
medios de distinta composición o estado físico, parte de su energía se refleja. Otra parte, en cambio, se
refracta: si la velocidad de las ondas en el segundo medio es mayor que en el primero, la trayectoria de
los rayos se desviará de la vertical, como cuando la luz pasa del aire al agua; por eso, un palo sumergido
en el agua da la impresión de estar quebrado.
APLICACIÓN DEL MÉTODO SÍSMICO AL ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA
En 1889 se comenzaron a registrar terremotos en estaciones sismológicas situadas incluso en las
antípodas del hipocentro: el anticentro. Es decir, las ondas sísmicas podían cruzar la Tierra y suministrar
valores de densidad del medio que atravesaban. Con esos datos, los geofísicos eran capaces de calcular la
presión a cada profundidad, distinguir zonas sólidas de líquidas y, en definitiva, explorar el interior de la
Tierra:
•
El sismólogo irlandés Richard Dixon Oldham (1858-1936) comprobó, en 1906, que las ondas P
llegaban al anticentro con retraso en comparación con el tiempo de llegada esperado si la velocidad
aumentara gradualmente hasta el centro del planeta. Este dato le llevó a postular la existencia de una
capa interna, el núcleo, mucho menos rígida que el material suprayacente (al que se designaría con el
nombre alemán mantel —que significa «capa—, de donde derivaría el vocablo español manto) razón por
la cual la velocidad de las ondas P sería menor en ella.
•
Los sismólogos observaron que nunca se registraban ondas P en la zona comprendida entre 105 y
143 grados respecto del origen del sismo. Esta zona de sombra sirvió para que, en 1914, el sismólogo de
origen alemán Beno Gutenberg (1889-1960) calculara la profundidad del núcleo en 2 900 kilómetros. A
esa profundidad hay una discontinuidad, discontinuidad de Gutenberg: las ondas P que llegaban hasta
ella se frenaban y las ondas S eran incapaces de traspasarla, su velo¬cidad caía a cero, lo que indicaba que
el núcleo era líquido.
•
Sin embargo, la «sombra» arrojada por el núcleo no era total. La sismóloga danesa Inge Lehman
(1888-1993) sugirió en 1936 que debía existir un núcleo interno sólido, en cuyo límite se reflejarían
parcialmente las ondas P; en consecuencia, podrían detectarse estas ondas en la zona de sombra con
instrumentos muy sensibles. A la región superior del núcleo, líquida, se la llamó núcleo externo, mientras
que la zona de separación entre ambas partes del núcleo recibió el nombre, en su honor, de
discontinuidad de Lehman.
•
Finalmente, en 1909, el sismólogo croata Andrija Mohorovic (1857-1936) mostró que la parte
superficial del planeta o corteza, posee velocidades sísmicas menores que las del manto y está separada
de este por una discontinuidad. Conocida como discontinuidad de Mohorovicic o Moho, su posición varía
de un lugar a otro de la Tierra: se sitúa a 25 o 70 kilómetros de profundidad en los continentes, y a 6 o 12
bajo los océanos.
MÉTODOS GRAVIMÉTRICOS
Es de esperar que el valor de la aceleración de la gravedad difiera de un punto a otro de la superficie del globo,
ya que la distancia al centro también varía. Cuando el valor calculado a partir de la latitud y la altitud no
concuerda con el valor observado, anomalía gravimétrica, significa que bajo el punto de medida hay materiales
con densidad distinta a la de las zonas adyacentes. Así, una anomalía negativa bajo las montañas indica que
tienen ,,raíces» formadas por rocas menos densas.
MÉTODOS TÉRMICOS
Los modelos vigentes de formación de la Tierra predicen que nuestro planeta aún se está enfriando; esto es,
deberíamos detectar un aumento de la temperatura con la profundidad. El estudio de la distribución de
temperaturas por el interior de la Tierra aporta datos acerca de la conductividad térmica de las rocas y, por
tanto, su naturaleza química y su estado físico. En la actualidad, estos datos se obtienen mediante la técnica
conocida como tomografia sísmica.
MÉTODOS MAGNÉTICOS
La posibilidad de usar la brújula para orientarse atestigua la presencia de un campo magnético terrestre; dicho
en otros términos, la Tierra se comporta como un imán gigante. Hay que buscar el origen del campo magnético
en el núcleo, lo que impone fuertes limitaciones a su posible composición. El análisis del campo magnético
terrestre puede también facilitar pistas sobre la dinámica del núcleo y su relación con la movilidad de los
continentes y la apertura de las cuencas oceánicas.
MÉTODOS ASTRONÓMICOS
Casi todos los meteoritos son asteroides a los que la influencia de Júpiter sitúa en órbitas de colisión con la
Tierra. Algunos no han generado el calor suficiente para diferenciarse en capas; así, se dispone de objetos que
no han sufrido cambios desde el origen del sistema solar.
La mayoría de los meteoritos son CONDRITAS, formadas por silicatos;
otros, como los SIDERITOS, constan de una aleación de hierro y níquel.
Dado que la composición de los primeros recuerda a la de la corteza, es razonable suponer que la composición
de los segundos sea similar a la de las capas más interna