Unidad estructural de la Tierra

Las unidades estructurales de la Tierra son las capas de materia que la componen.

Las principales unidades estructurales de la Tierra son la corteza , el manto y el núcleo . Cada capa tiene sus características particulares.

Simplificando supuestos

Supuesto de esfericidad

El objetivo fundamental de la geofísica interna es identificar la existencia y estudiar las propiedades de los distintos medios que componen el interior de la Tierra , y describir los métodos implementados para llegar a un conocimiento bastante preciso de la distribución, dependiendo de la profundidad, densidad (es decir, densidad) de las rocas que componen el material terrestre. Es evidente que esta densidad proporciona indicaciones, lamentablemente ambiguas, sobre la composición química y mineralógica de las rocas en cuestión. Tenemos a la vista aquí un modelo promedio de la Tierra y, por lo tanto, haremos varios supuestos simplificadores indicando, si corresponde, bajo qué circunstancias uno u otro de estos supuestos deja de ser válido.

Suponemos, pues, que la mecánica de los medios continuos se puede aplicar mediante la aproximación de los medios continuos . Esta suposición implica que las propiedades del material se describen mediante funciones continuas, o al menos continuas por partes. En particular, aislemos mediante el pensamiento un elemento de la materia, de volumen δV lo suficientemente pequeño como para ser considerado matemáticamente como un elemento diferencial, pero lo suficientemente grande como para contener muchos átomos o moléculas, y así obedecer las leyes de la física macroscópica. La masa de este elemento de materia es δm y el centro del elemento está en el punto P. En virtud del supuesto de continuidad, podemos definir la densidad en el punto P por

Esta función será en sí misma continua en pedazos dentro de la Tierra.

Suponemos que las propiedades físicas dependen solo de la profundidad z, y no de las coordenadas geográficas. En otras palabras, buscamos construir un modelo de la Tierra con simetría esférica. Esta hipótesis implica en particular que todas las superficies de igual densidad (isopícnicas), de igual presión (isobaras) y de igual temperatura (isotermas) se fusionan con superficies de igual gravedad (equipotencial), es decir -dicho con superficies niveladas.

Las imágenes devueltas por las sondas espaciales muestran de hecho que la Tierra, vista desde una distancia suficiente, es una bola esférica casi perfecta. Reducida a la escala de un globo de 30 centímetros de diámetro, la rugosidad de la superficie topográfica y la asfericidad producida por la rotación , dan lugar a desviaciones de la forma esférica perfecta de menos de 0,4 milímetros. Así, un modelo esférico constituye sin duda una buena primera aproximación, que posiblemente podría servir de base para construir modelos tridimensionales más realistas.

Sin embargo, el hecho de que la Tierra gire sobre sí misma genera un potencial axífugo que tiene el efecto de producir un abultamiento en el ecuador y un aplanamiento en los polos. La figura de equilibrio así producida depende débilmente de la constitución interna del globo, pero solo se desvía muy poco de un elipsoide de revolución alrededor del eje polar. Denotando por a el semi-eje mayor, por c el semi-eje menor de este elipsoide, y por R el radio equivolumétrico (a 2 c) 1/3 , tenemos en cifras redondas: a ≅ 6,378  km , c ≅ 6,356  km y R ≅ 6.371  km . Deducimos un aplanamiento geométrico

del orden de 1/300. El valor preciso de este aplanamiento proporciona información sobre la constitución interna de la Tierra. La forma de las superficies de nivel teóricas, resultante de la acción simultánea de la atracción gravitacional y la fuerza axífugo, se puede deducir de la teoría de las figuras de equilibrio de Clairaut, Laplace y Lyapounoff.

Supuesto de equilibrio hidrostático

Otra hipótesis, unida en cierta medida a la de la simetría esférica, estipula que el estado de tensión que reina en el interior de la Tierra es muy cercano al que reinaría allí si se fundieran todas las rocas. Es decir, para construir un perfil de densidad se asume que los esfuerzos se reducen a una presión simple, por naturaleza isotrópica, cuyo valor se obtiene mediante la ecuación de equilibrio hidrostático

,

donde P es esta presión, z la profundidad, ρ la densidad yg la aceleración gravitacional. Conociendo la densidad en el centro, es decir, en z = R,

y en la superficie, es decir en z = 0, la aceleración gravitacional a cualquier profundidad viene dada por la expresión:

,

donde G = 6,674 2 × 10 -11  m 3  s -2  kg -1 es la constante gravitacional de Newton . Establecer la ecuación de equilibrio hidrostático es muy simple. Para hacer esto, considere un cilindro vertical de sección transversal S que se extiende desde la superficie exterior z = 0 hasta el centro z = R. Dentro de esta columna de material, considere un volumen pequeño cuyo centro está ubicado en P a la profundidad z, cuya cara superior está ubicada en z - ½∆z y la cara inferior está ubicada en z + ½∆z. Para que este pequeño volumen de materia no comience a moverse, es decir para que exista un equilibrio estático, su peso ρg S ∆z debe ser compensado por la fuerza debida a la diferencia de presiones ∆P que actúa sobre las caras superior e inferior. , es decir S ∆P. La ecuación anunciada anteriormente, a saber, dP = ρg dz, se sigue de esto haciendo que las superficies superior e inferior tiendan una hacia la otra en la profundidad z.

El supuesto de equilibrio hidrostático se justifica recordando que cuando un sólido es sometido a fuerzas externas que generan esfuerzos cortantes cuyos valores exceden las fuerzas internas de cohesión del material, este último deja de resistir cualquier fuerza que tienda a hacer que cambie de forma, y dependiendo de su naturaleza y del entorno en el que se encuentre inmerso, se rompe o sufre un fenómeno de fluencia. Este umbral de resistencia es, para rocas comunes no agrietadas, del orden de un kilobar (1 kb = 10 8  Pa ). Obtenemos una idea más precisa de lo que representa esta restricción al señalar que corresponde a un peso de diez kilogramos-fuerza distribuida sobre una sección plana de un milímetro cuadrado. De ello se deduce que las diferencias | σ 2 - σ 1 |, | σ 3 - σ 2 |, | σ 1 - σ 3 | las principales tensiones que caracterizan el estado de voltaje del material en un punto, no pueden exceder el orden de valores de un kilobar.

Por otro lado, la tensión media σ = ⅓ (σ 1 + σ 2 + σ 3 ) representa, salvo el signo, la presión media u octaédrica〈P〉 = –σ cuyo valor no está limitado por el umbral de resistencia de la roca a la profundidad z, pero aumenta en valor absoluto con el peso de la columna de rocas ubicada por encima de esta profundidad. El estado hidrostático se caracteriza por las relaciones σ 1 = σ 2 = σ 3 , la presión octaédrica se fusiona para tal estado con la presión hidrostática P, también llamada presión litostática en el caso de rocas. En consecuencia, la suposición de un equilibrio hidrostático corresponderá mucho mejor a la realidad ya que σ será grande en comparación con el mayor de los valores.

, para

Está claro que podemos utilizar la ecuación de equilibrio hidrostático para estimar el orden de magnitud de σ a diferentes profundidades y, para ello, utilizar valores constantes de densidad y gravedad, siempre que estos últimos representen estimaciones realistas para la Tierra. Tomando así ρ = 3300  kg / m 3 y g = 10  m / s 2 , encontramos P = 10  kb en z = 30  km , P = 100  kb en z = 300  km y P = 1  Mb en z = 3.000  km . Estos valores muestran que las condiciones reales dentro de la Tierra (excepto en las capas más externas) no pueden desviarse mucho del equilibrio hidrostático. La determinación del campo gravitatorio de la Tierra mediante la observación de las órbitas de satélites artificiales ha demostrado de hecho que, sin ser una figura de perfecto equilibrio , la forma de la Tierra se desvía solo ligeramente de dicha figura.

Supuesto de homogeneidad e isotropía local

Otra simplificación de los modelos resulta del hecho de que las herramientas utilizadas para llegar a un conocimiento cuantitativo de las propiedades físicas de la Tierra poseen necesariamente un poder de resolución limitado tanto en el espacio como en el tiempo. De hecho, cualquier medida constituye un promedio de la propiedad estudiada en un cierto volumen durante un cierto intervalo de tiempo. Sin embargo, la mayor parte de nuestro conocimiento cuantitativo sobre la estructura interna de la Tierra se basa en métodos sísmicos que utilizan como medio de investigación ondas elásticas cuyas longitudes de onda Λ se encuentran aproximadamente entre un kilómetro y varios miles de kilómetros. La resolución espacial obtenida en la determinación geofísica de las propiedades de las rocas profundas es, por tanto, del orden de Λ 3 , es decir, en el mejor de los casos, 1  km 3 . Por otro lado, las rocas a las que tenemos acceso directo, principalmente rocas superficiales, pueden ser estudiadas por métodos de laboratorio que permiten adquirir conocimientos en la escala de 1  µm 3 mediante el microscopio o la microsonda, e incluso a la escala de 10 −12  µm 3 por medio del difractómetro de rayos X. Es importante tener en cuenta la diferencia entre las escalas consideradas por el geofísico por un lado, el petrografo y el mineralogista por otro lado, si no queremos cometer a veces errores graves en la interpretación petrológica de los datos proporcionados por la geofísica interna.

El hecho de considerar promedios sobre los volúmenes de rocas que tienen dimensiones generalmente mucho mayores que un kilómetro cúbico nos permite, la mayoría de las veces, hacer dos supuestos simplificadores adicionales sin los cuales probablemente no hubiéramos llegado al conocimiento que poseemos actualmente. la estructura interna de la Tierra. Estos son los supuestos de elasticidad isotrópica y homogeneidad local, esenciales en la formulación de la sismología clásica.

El sólido de roca , que constituye la mayor parte del material de la Tierra, consta de varios conjuntos de granos minerales con dimensiones lineales en general micrómetro milímetro, pero a veces hasta el centímetro y más. Estos granos se mantienen unidos gracias a cementos compuestos por granos mucho más pequeños, cuya naturaleza química es a menudo la misma que la de los granos a los que aseguran la consistencia. Los minerales mismos están hechos de conjuntos de cristales, microcristales o vasos. Un cristal se caracteriza por unas propiedades de simetría muy específicas que hacen que algunos de sus atributos físicos dependan de la forma en que esté orientado. Por lo tanto, se deben determinar un total de 21 parámetros distintos para describir correctamente las propiedades elásticas de un cristal en el sistema triclínico y poder estudiar la propagación de ondas elásticas (fonones) en dicho cristal. Cuando aumenta el número de elementos de simetría, disminuye el número de parámetros elásticos independientes. Así, para el sistema monoclínico, este número es solo 13, para pasar a 9 en el sistema ortorrómbico, a 7 o 6, según la clase cristalina considerada, en los sistemas cuadrático (tetragonal) y trigonal, a 5 en el sistema hexagonal. , ya 3 en el sistema cúbico.

Un material perfectamente isotrópico , como es el caso de la mayoría de las gafas , se caracteriza por solo dos parámetros elásticos distintos. Dentro de la Tierra, los cristales en conjuntos de minerales y rocas generalmente no están orientados en una dirección preferencial, sino de manera aleatoria. De ello se deduce que el efecto elástico global del volumen de rocas muestreado por el paso de ondas sísmicas es isotrópico en una muy buena aproximación, excepto en casos específicos. Estos casos específicos se encuentran en particular en regiones del globo donde un metamorfismo importante ha dado lugar a una esquistosidad de rocas a gran escala, y en regiones donde las corrientes de materia han podido orientar o reorientar una parte de los ejes cristalinos en un direccion privilegiada. También se cree actualmente que el material (principalmente hierro ) que forma el núcleo interno de la Tierra, la región que se extiende desde el centro hasta aproximadamente 1220  km de radio, es ligeramente anisotrópico. El comportamiento elástico anisotrópico en estas regiones es objeto de muchos estudios sismológicos especializados y proporciona indicaciones muy importantes sobre varios procesos tectónicos y de otro tipo que están ocurriendo o han tenido lugar allí. Sin embargo, en la escala de todo el globo, se trata de un efecto bastante marginal que conviene descuidar como primera aproximación en la construcción de un modelo esférico que pueda servir de referencia. De hecho, la anisotropía dentro de la Tierra es como mucho un pequeño porcentaje en comparación con un valor de referencia obtenido asumiendo que el material es isotrópico (mientras que la anisotropía en los cristales individuales puede ascender a decenas de por ciento o más).

Por otro lado, si es relativamente fácil demostrar, mediante estudios sismológicos apropiados, que las velocidades de las ondas sísmicas varían con la dirección de propagación y que, por lo tanto, el material es anisotrópico, es casi imposible en la práctica determinar la magnitud de las ondas sísmicas. valor de los parámetros elásticos, o incluso sólo el número exacto de los parámetros en cuestión. Para teorizar sobre la propagación de ondas sísmicas en un medio anisotrópico, generalmente asumimos que se trata de aleotropía (= isotropía transversal). Entonces hay un plano en el que todas las direcciones son equivalentes, con mayor frecuencia el plano horizontal como resultado de la estratificación natural, las propiedades no son las mismas en la dirección del eje vertical. Se muestra que este último tipo de simetría en realidad revierte al del sistema de cristal hexagonal y que, en consecuencia, hay cinco parámetros elásticos distintos para la isotropía transversal. Si la noción de isotropía se refiere a la invariancia de una propiedad durante cualquier rotación, otra noción fundamental, la de homogeneidad, se refiere a la invariancia de una propiedad durante cualquier traslación. Hemos visto que una roca típica, considerada en una escala suficientemente pequeña, se presenta con mayor frecuencia como un conjunto no homogéneo. Sin embargo, debido al poder de resolución limitado de las ondas sísmicas, solo se pueden medir valores promedio que hacen que el medio parezca más homogéneo de lo que realmente es. De hecho, la presión resultante del propio peso de la tierra la comprime a medida que aumenta la profundidad. De ello se deduce que incluso si la Tierra estuviera hecha de un material química y mineralógicamente homogéneo, lo que está lejos de ser el caso, las propiedades físicas no podrían ser uniformes. Sin embargo, se supone que las alturas de escala para las variaciones en las propiedades promedio son grandes en comparación con las longitudes de onda de las ondas sísmicas ordinarias. Hemos podido verificar a posteriori esta hipótesis esencial de la sismología clásica. Excepto en el caso de transiciones abruptas, se asume, por tanto, que existe una homogeneidad local.

Parámetros elásticos y velocidades de ondas de volumen.

Módulo de Young y relación de Poisson

Desde un punto de vista mecánico, la descripción completa de un modelo esférico elásticamente isotrópico y localmente homogéneo se realiza mediante tres variables que son funciones de la profundidad, a saber, la densidad ρ y dos parámetros elásticos distintos. En lugar de la profundidad z, a menudo consideramos la distancia al centro r = R - z. En lugar de parámetros elásticos, también es posible utilizar las velocidades de propagación de las ondas de volumen en función de la profundidad. Los ingenieros y físicos utilizan con mayor frecuencia el módulo de elasticidad de Young E y la relación de Poisson ν como parámetros elásticos independientes. Cuando aplicamos a un alambre cilíndrico de diámetro ϕ, de sección transversal S = ¼ π ϕ 2 y de longitud ℓ una fuerza F, el alambre se alargará hasta alcanzar una longitud ℓ ′ reduciendo su diámetro a ϕ ′. Encontramos experimentalmente que cuando la fuerza no excede un cierto umbral, llamado límite elástico , el alargamiento relativo (ℓ ′ - ℓ) / ℓ es proporcional a F e inversamente proporcional a S, siendo la constante de proporcionalidad 1 / E. Por otro lado, la relación de Poisson viene dada por la relación entre la variación relativa del diámetro (ϕ ′ - ϕ) / ϕ y el alargamiento relativo (ℓ ′ - ℓ) / ℓ, es decir:

.

Módulo de compresión

En geofísica interna, se emplean más bien otros dos parámetros elásticos, el coeficiente de incompresibilidad κ y el coeficiente de cizallamiento μ.

El coeficiente de incompresibilidad , también llamado módulo de compresión (en inglés: bulk modulus ), se define de la siguiente manera: Considere un volumen de materia V y comprímalo al volumen V + ∆V usando un incremento de presión ∆P. El coeficiente de incompresibilidad lo proporciona entonces la relación negativa entre la variación de presión y la variación relativa del volumen, es decir,

y por tanto representa una medida de la resistencia que ofrece el material a un cambio de volumen. El signo negativo se pone convencionalmente porque los materiales se contraen bajo el efecto de un aumento de presión y se expanden bajo el efecto de una disminución de la presión. Por tanto, la cantidad κ es esencialmente positiva. El experimento anterior se puede llevar a cabo en diversas condiciones termodinámicas, que deben especificarse. Así, podemos sumergir la muestra en un termostato y comprimirla lo suficientemente lento para que su temperatura no varíe. Esta es entonces una transformación isotérmica , que se indica agregando un índice apropiado al símbolo κ. Este último observó entonces κ T . También es posible proceder a una compresión suficientemente rápida para que la muestra intercambie solo una cantidad insignificante de calor con el medio circundante, en cuyo caso se trata de un experimento isentrópico (adiabático si la transformación también es reversible). El último caso se logra como una buena aproximación cuando las ondas elásticas producidas durante un terremoto comprimen o expanden las rocas a su paso. El correspondiente κ módulo de compresión se denota S . Nótese que el volumen inicial V de la muestra considerada puede ser el volumen específico ρ −1 y que para identificar propiedades suficientemente específicas del material, en el sentido de la mecánica de los medios continuos, es necesario considerar elementos diferenciales suficientemente pequeños, por lo que que el módulo de compresión en un punto se define generalmente, para condiciones adiabáticas, por:

El módulo de compresión, como el módulo de Young , tiene las dimensiones de una fuerza por unidad de área y, por lo tanto, se expresa en unidades ML −1 T −2 . Los valores para las rocas terrestres son del orden de 10 11  Pa , o incluso 1  Mb .

Módulo de rigidez

Por otro lado, el coeficiente de cortante , que también se llama módulo de rigidez o módulo de torsión (en inglés: shear modulus ), se define a partir de experimentos que implican no un cambio en el volumen, sino un cambio de forma correspondiente a cortante, torsión , rotación diferencial, etc. Sobre la base de consideraciones termodinámicas generales, se puede mostrar que no hay necesidad de distinguir entre el coeficiente de cizallamiento adiabática μ S y la isotérmica de cizallamiento coeficiente μ T , es decir, μ = μ S = μ T . Además, es un hecho de la experiencia cotidiana que los líquidos y gases no ofrecen una resistencia apreciable cuando se intenta darles cualquier forma, por ejemplo, vertiendo agua en un recipiente. Por lo tanto, vamos a caracterizar el estado fluido por el hecho de que μ = 0. Para los cuerpos simples, tales como hierro , cobre , estaño , plomo , etc., no es una ley empírica establecido por Sutherland hacia el final del siglo 19. E  siglo, que establece que al acercarse al punto de fusión de dicho material, el módulo de rigidez tiende hacia cero de acuerdo con una ley cuadrática, es decir

,

donde T f es la temperatura de fusión absoluta y μ 0 la rigidez del material en el cero absoluto.

Velocidades de onda de volumen

En realidad, los valores numéricos de los coeficientes elásticos dentro de la Tierra, así como los de la densidad, solo se conocen por consideraciones indirectas. Por otro lado, es posible determinar por métodos relativamente simples las velocidades de propagación de las ondas elásticas emitidas en los focos de los terremotos y que se transmiten paso a paso por el interior de la Tierra. Aceptando la validez de las hipótesis simplificadoras expuestas anteriormente, es posible demostrar que existen dos tipos de ondas masivas  : ondas longitudinales , para las cuales las partículas materiales puestas en movimiento por estas ondas vibran alrededor de su posición de equilibrio en la dirección de propagación de la propia onda, y de ondas transversales , para lo cual el movimiento de las partículas de material se realiza perpendicularmente a la dirección de propagación.

Las ondas longitudinales se caracterizan por una velocidad de fase

,

donde se entiende que κ denota el módulo de compresión adiabático indicado κ S anteriormente. Por otro lado, la velocidad de fase de las ondas transversales viene dada por:

.

Ahora bien, es un hecho de experiencia que la mayoría de los cuerpos disminuyen de volumen cuando se someten a fuerzas de compresión, de modo que κ> 0. Asimismo, encontramos que en general μ ≥ 0. Por lo tanto, tenemos α> β. Como resultado, las ondas longitudinales se transmiten más rápidamente a través de la Tierra que las ondas transversales. Ambos tipos de ondas se emiten al mismo tiempo en el foco, pero las ondas longitudinales se adelantan cada vez más a las ondas transversales a medida que aumenta la distancia al foco. Por lo tanto, las ondas longitudinales son las primeras que se registran después de un terremoto, y es por eso que los sismólogos las llaman ondas P , abreviatura de Primae undae (Primeras ondas). Las ondas transversales se registran en segundo lugar y, por lo tanto, se denominan ondas S , abreviatura de Secundae undae (Segundas ondas). En un material gaseoso o líquido que no se opone a ninguna resistencia a las fuerzas de corte, no hay ondas S (ya que el coeficiente de rigidez es cero allí), y las ondas P corresponden a ondas sonoras vinculadas a variaciones de presión, cuya velocidad de propagación es:

El trabajo esencial de la sismología clásica consistió, hasta mediados de la década de 1960, en determinar con el mayor detalle posible las distribuciones de α y β en función de la profundidad, a partir de las velocidades aparentes de propagación en la superficie. La solución clásica fue la obtenida por Harold Jeffreys y Keith Bullen , que data principalmente de la década de 1930. Una solución más reciente es la adoptada por Adam Dziewonski y Don Anderson para el modelo terrestre PREM ( Preliminary Reference Earth Model ), que data de mil novecientos ochenta y uno. .

Parámetro sismológico

De las curvas de velocidad de las ondas P y S obtenemos el parámetro sismológico Φ, relación del módulo de compresión a la densidad, es decir:

Este último juega un papel esencial en la determinación de la distribución de la densidad dentro de la Tierra. De hecho, en la mayor parte de la Tierra, los valores recientes de Φ no cambian significativamente de los valores más antiguos utilizados por Harold Jeffreys y Keith Bullen . Por supuesto, en detalle ha habido un progreso significativo. Por lo tanto, hemos podido demostrar una estructura bastante compleja de capas que se extienden desde la superficie exterior hasta unos 700 kilómetros de profundidad, una región comúnmente llamada manto superior . Además, se ha establecido que las capas más centrales, extendiéndose desde el centro hasta un radio de unos 1220 kilómetros, que se denominan núcleo interno o semilla , transmiten ondas transversales y se comportan por tanto como un material sólido, mientras que la obra clásica de Jeffreys y Bullen asumieron que la semilla era líquida y no transmitía ondas transversales, como el núcleo externo ubicado entre 2.900 y 5.200 kilómetros de profundidad.

Principales subdivisiones del interior de la Tierra.

La corteza terrestre y la discontinuidad de Mohorovičić

Acabamos de mencionar, en base a la distribución de las velocidades de las ondas P y S, algunas unidades estructurales notables dentro de la Tierra, como la semilla y el manto superior. Para familiarizarse con la terminología utilizada en geofísica interna para poder comprender artículos más técnicos, es recomendable introducir todas estas unidades y especificar sus características esenciales, pero sin abordar aquí los métodos por los que hemos sido tratados. capaz de resaltarlos. Hundiéndonos hacia adentro desde la superficie sólida exterior de la Tierra, encontramos tres regiones principales que son la corteza, el manto y el núcleo.

La corteza terrestre , llamada "corteza terrestre" antes de principios del siglo XX , constituye la región más externa. Está limitado en su base por una superficie discontinua del primer tipo de extensión cuasi global, la “  superficie Mohorovičić  ”. El grosor de la corteza, en otras palabras, la profundidad a la que se encuentra la superficie de Mohorovičić, varía de un lugar a otro y, por lo tanto, implica que la corteza constituye una gran unidad geofísica para la que la idea de simetría esférica no tiene sentido. En promedio, debajo del fondo del océano, el grosor de la corteza es de alrededor de 6-7 kilómetros, lo que coloca a la superficie de Mohorovičić en promedio entre 10 y 12 kilómetros de profundidad desde la superficie libre, definida como el límite entre el globo terrestre real y la atmósfera. Por otro lado, bajo los continentes, la superficie de Mohorovičić está enterrada mucho más profundamente en la Tierra, ya que se la encuentra en promedio hacia los 35 kilómetros de profundidad.

En algunas regiones continentales, bordeando un océano, la corteza se adelgaza hasta 20 kilómetros. Por otro lado, en varias regiones montañosas, se engrosa a más de 60 kilómetros. La corteza continental se distingue de la corteza oceánica no solo por su mayor espesor, sino también por su composición química y mineralógica. Esencialmente, la corteza oceánica está formada por basaltos bastante densos en comparación con el material que forma la corteza continental. Esta última se subdivide tradicionalmente en (1) corteza superior, compuesta por rocas entre las que parece predominar el granito y a las que a menudo asociamos una densidad media de unos 2,7  g / cm 3 , y en (2) corteza inferior, compuesta de basaltos cuyo promedio la composición no coincide con los basaltos oceánicos. A menudo se les asigna una densidad media de aproximadamente 2,9  g / cm 3 .

La corteza continental forma un conjunto muy heterogéneo, expresión de los muchísimos fenómenos geológicos y geodinámicos que la han conformado y que continúan configurándola. Por lo tanto, no es posible fijar con precisión el límite entre la corteza continental superior y la corteza continental inferior . Donde la frontera está lo suficientemente marcada para ser demostrada por métodos sísmicos, se habla de “superficie de Conrad”. Por otro lado, en la parte superior de la corteza continental y oceánica, existen en muchos lugares capas de sedimentos y rocas sedimentarias cuya densidad generalmente se encuentra entre 1,5 y 2,5  g / cm 3 , y cuyo espesor acumulativo es muy variable, variando desde la ausencia total de sedimentos hasta varios kilómetros de rocas sedimentarias. La corteza terrestre y toda la hidrosfera (océanos, mares, lagos, ríos, reservas de agua subterránea) representan solo alrededor del 0,8% del volumen total y solo un poco más del 0,4% de la masa total de la Tierra. Globalmente, por lo tanto, el grosor variable y la gran complejidad estructural de la corteza generalmente se ignora y se reemplaza por una o más capas esféricas que solo reflejan aproximadamente sus propiedades promedio. Sin embargo, debe tenerse en cuenta que es en las capas superiores de la corteza de donde dependemos para nuestro suministro de minerales e hidrocarburos útiles. Antes del advenimiento de la teoría de las placas litosféricas , a mediados de la década de 1960, era principalmente el estudio de la corteza lo que constituía la mayor parte de las actividades científicas de los geólogos. Por otro lado, se utilizan métodos geofísicos especiales para la exploración de la corteza.

Manto terrestre y CMB

Directamente debajo de la superficie de la discontinuidad de Mohorovičić comienza el manto de la Tierra, que se extiende a una profundidad promedio de poco menos de 2.900  km . El manto por sí solo constituye aproximadamente el 82,7% del volumen total y aproximadamente el 67% de la masa total de la Tierra. Tradicionalmente se subdivide en el manto superior y el manto inferior. Actualmente, en el modelo PREM, se considera que el manto superior consiste en una región entre las profundidades de 24,4 y 80  km , designada por LID ( capa a profundidad intermedia ), de una región que se extiende desde 80 a 220  km de profundidad y caracterizada por una disminución en las velocidades de las ondas sísmicas P y S con la profundidad, de ahí su nombre capa de velocidad más baja [expresión más correcta que la expresión en inglés zona de baja velocidad (LVZ) o capa de baja velocidad (LVL)], y una región de transición ( transición zona ), a su vez subdividida en tres capas distintas: de 220 a 400  km , de 400 a 600  km , de 600 a 670  km , caracterizadas por mayores gradientes de velocidad que en otras regiones. El manto inferior se subdivide en el modelo PREM en tres capas: de 670 a 771  km , de 771 a 2441  km , de 2441 a 2891  km . La capa más baja (llamada "región D") se caracteriza por gradientes de velocidad muy bajos.

El manto inferior está separado en su base, a una profundidad de 2.891  km , por una superficie de gran discontinuidad del primer tipo que lo separa de la región de abajo, es decir, el núcleo de la Tierra . Esta superficie a veces se llama superficie de Gutenberg (o superficie de Wiechert-Gutenberg), pero un nombre más común es CMB, abreviatura de (en) límite de núcleo-manto . En francés , también se le llama interfaz núcleo-manto .

Núcleo de tierra e ICB

En el modelo PREM , el núcleo de la tierra se divide en dos regiones, el anillo externo ( núcleo externo ), ya que el líquido se caracteriza por la ausencia de ondas S, que se extiende 2891-5 149,5  km de profundidad, y el núcleo interno o semilla ( núcleo interno ), sólido como el manto y la corteza, que se extiende desde la superficie Lehmann o ICB (para el límite interno del núcleo  ; en frenglish, interfaz semilla-núcleo ) hasta 5 149, 5  km de profundidad hasta el centro a 6,371  km de profundidad. En total, el núcleo representa alrededor del 16,5% del volumen y poco menos de un tercio de la masa de la Tierra. Tenga en cuenta que el radio de la semilla, aproximadamente 1221  km , es aproximadamente el 70% del radio de la Luna (1738  km ).

El núcleo es la región en la que la mayor parte del campo geomagnético es generado por un efecto dínamo autoexcitado y, por ello, merece un estudio especial (ver Dínamo terrestre ). Por otro lado, la formación del núcleo plantea un conjunto de cuestiones geofísicas, geoquímicas y cosmoquímicas muy interesantes. De hecho, se considera que el núcleo está compuesto esencialmente de hierro y níquel , a diferencia del manto y la corteza, que están compuestos principalmente de silicatos significativamente menos densos. La formación del núcleo debe haber liberado una enorme cantidad de energía gravitacional , cuya influencia en la evolución geodinámica de la Tierra no debe subestimarse . El núcleo de la Tierra contiene la respuesta a muchas preguntas que se plantean los geofísicos, y actualmente constituye un campo de investigación privilegiado. En particular, si bien el núcleo en su conjunto probablemente se formó muy poco después de la formación de la Tierra, hace unos 4.500 millones de años, se cree que la semilla todavía se está formando, en detrimento del núcleo líquido y para proporcionar la energía necesaria. para mantener en acción la dínamo que produce el campo geomagnético.

Breve caracterización de PREM
Región Subregión Espesor
(km) 		Caracterización
Océano global 3,0 1 capa líquida
Corteza 21,4 2 capas sólidas
Corteza superior 12,0 tipo de granito
corteza inferior 9.4 tipo basáltico
Abrigo 2.866,6 8 capas sólidas
TAPA 55,6 sólido alotrópico
LVZ 140,0 sólido anisotrópico
zona de transición 450,0 3 capas isotrópicas
manto inferior 2221.0 3 capas isotrópicas
Centro 3480.0 2 capas
núcleo externo 2 258,5 líquido
semilla 1221,5 sólido

La tabla anterior proporciona una breve caracterización del modelo PREM basada en los datos proporcionados por la sismología . Cabe señalar que la nomenclatura utilizada en geodinámica no coincide con la nomenclatura proporcionada anteriormente. La figura de enfrente muestra la correspondencia entre las diversas regiones sismológicas y geodinámicas. Se observará que entre las propiedades físicas no son las velocidades de propagación de las ondas sísmicas las que controlan los fenómenos geodinámicos, sino sobre todo la densidad y la resistencia mecánica de las rocas que componen las distintas capas. Así, en geodinámica , dividimos la Tierra en tres estructuras principales: la litosfera , la astenosfera y la mesosfera .

La litosfera incluye la corteza y el LID y se subdivide en litosfera continental y litosfera oceánica dependiendo de si incluye una corteza de tipo continental u oceánica. En conjunto, ofrece una gran resistencia a la deformación y se comporta, desde el punto de vista mecánico, como un material quebradizo. La gran mayoría de los terremotos ocurren en la litosfera. Se considera que la litosfera está fragmentada en un pequeño número de placas litosféricas cuyos movimientos relativos determinan los procesos tectónicos que observamos en la superficie de la Tierra. Esta teoría de las placas litosféricas , que surgió a mediados de la década de 1960, permitió unificar un gran número de conceptos geofísicos y geológicos. Provocó una verdadera revolución en las disciplinas relacionadas con el estudio de la Tierra, haciendo obsoletos los tratados sobre tectónica publicados antes de 1965.

Por debajo de la litosfera, a una profundidad variable según se trate de una litosfera continental (unos 120  km de media) u oceánica (unos 60  km de media), comienza una región caracterizada por una disminución muy marcada de la resistencia mecánica., De ahí su nombre. de astenosfera (literalmente: esfera débil). Su espesor es, en promedio, 160  km bajo los océanos y 100  km bajo los continentes. Se delimita sísmicamente por los límites de la zona a menor velocidad. La razón física de la existencia de una astenosfera es que en esta área los efectos debidos al aumento de temperatura con la profundidad superan los efectos del aumento de presión con la profundidad, llevando la temperatura real en las proximidades de la temperatura de fusión de ciertas rocas abundantes en estos. lo más hondo. Por lo tanto, estamos asistiendo en esta zona a fusiones parciales que dan como resultado una disminución significativa del módulo de corte efectivo, creando así una relativa debilidad mecánica del material al mismo tiempo que una disminución apreciable de la velocidad de las ondas S y P.

Debajo de la astenosfera, en la mesosfera (es decir, la esfera media), los efectos de la presión superan los efectos de la temperatura y nuevamente alejan la curva de temperatura de fusión de la curva de temperatura. Temperatura real, lo que hace que el resto del manto sea sólido pero más dúctil que la litosfera. La solución clásica de Jeffreys y Bullen para las velocidades de las ondas volumétricas no mostraba una zona a menor velocidad, sino que dicha zona se mantuvo en la solución propuesta por Beno Gutenberg , cuya apariencia general, sin embargo, se mantuvo muy cercana a la de Jeffreys. y la solución de Bullen, excepto por la presencia de una zona de velocidad más lenta en el manto superior y la interpretación muy diferente de una zona de transición estrecha entre el núcleo externo y el núcleo interno. Durante casi un cuarto de siglo, la presencia o no de la astenosfera fue un tema bastante controvertido, porque la calidad de las observaciones sismológicas no permitía decidir, en ese momento, ni en una dirección ni en otra. Sin embargo, la observación de una atenuación más marcada de las ondas volumétricas hacia una profundidad de 100  km argumentó a favor de la existencia de una zona de relativa debilidad, y por tanto de una mayor disipación de la energía elástica. Sin embargo, no son ondas masivas, sino ondas superficiales y oscilaciones libres las que permitieron establecer, alrededor de 1960 , la presencia indiscutible de una astenosfera.

La siguiente tabla proporciona información adicional sobre las principales regiones de la Tierra. Se observará que las características aquí mencionadas no siempre coinciden perfectamente con las del modelo PREM y reflejan bastante bien las incertidumbres que aún permanecen ligadas a nuestro conocimiento de las propiedades medias de la Tierra. El manto más el conjunto de núcleos por sí solos representan aproximadamente el 99,6% de la masa total de la Tierra. De ello se desprende que a pesar de la gran importancia que tiene la corteza para la actividad humana, una teoría del interior de la Tierra es necesariamente ante todo una teoría del manto y del núcleo. Además, la corteza es el resultado de una historia complicada que parece ser exclusiva de la Tierra y no haber sucedido de la misma manera en otros planetas del sistema solar. Por esta razón, el estudio de la corteza es de interés para la geofísica interna solo en la medida en que sea capaz de proporcionar información sobre el manto subyacente. Este punto de vista es el opuesto al de la geología, para la cual la corteza es el principal tema de estudio.

Caracterización de las principales regiones de la Tierra
Región Radio inferior
(km) 		Radio superior
(km) 		Densidad
(g / cm 3 ) 		Masa
(kilogramo) 		Masa
(%)
Atmósfera 6.371 - - 5,2 × 10 18 10 −6
Hidrosfera 6 369 ± 2 6.371 1.0 1,2 × 10 21 0,0002
Corteza 6.350 ± 2 6 369 ± 2 2,8 ± 0,2 2,4 × 10 22 0,004
Abrigo 3 485 ± 13 6.350 ± 2 4,5 ± 0,1 4,1 × 10 24 0,672
Centro 1217 ± 35 3 485 ± 13 10,9 ± 0,5 1,8 × 10 24 0.306
Semilla 0 1217 ± 35 12,3 ± 1,2 1,1 × 10 23 0,018

Notas y referencias

  1. En obras en francés, es cada vez más común reemplazar los términos de fuerza o potencial centrífugo por los términos más correctos de fuerza o potencial axífugo .
  2. En física y geofísica se acostumbra contar positivamente las tensiones normales que tienden a estirar los cuerpos, es decir las tracciones , y negativamente las que tienden a comprimirlos, es decir las presiones . En mecánica de suelos, generalmente se usa una convención de signo opuesto.
  3. La hipótesis de un equilibrio hidrostático global está mucho menos justificada en el caso de cuerpos planetarios sólidos mucho más pequeños que la Tierra. En el caso de la Luna, por ejemplo, la presión central es de solo unos cincuenta kilobares, la presión que se alcanza en la Tierra a una profundidad de cien kilómetros.
  4. Llamamos "superficie de discontinuidad del primer tipo" relativa a cualquier propiedad física representada por una función f (P), el conjunto de puntos que se supone que forman una superficie en un espacio físico tridimensional en el que la función f (P) es discontinua . Por otro lado, en una “superficie de discontinuidad del segundo tipo”, la función f (P) misma permanece continua, pero su gradiente es discontinua.

Ver también

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Bibliografía

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