2. L’estructura de la Terra

CONTINGUT DE LA UNITAT DIDÀCTICA

1. Mètodes d’estudi de l’estructura de la Terra

1.1. Mètodes directes

1.2. Mètodes indirectes

2. Les capes de la Terra

2.1. Model geoquímic

2.2. Model geodinàmic

3. Tectònica de plaques

……………………………………………………………………………………………………….

1. Mètodes d’estudi de l’interior de la Terra

El coneixement de l’estructura i composició de l’interior del nostre planeta es basa sobretot en estudis indirectes i en alguns casos en observacions directes d’algunes regions de la Terra.

L’interior de la Terra, amb un radi mitjà de 6.370 quilòmetres, no es pot estudiar d’una forma directa. L’estudi de l’interior de la Terra no es pot fer amb mètodes directes d’observació, donat que no s’ha pogut arribar més enllà dels primers 14 km amb sondejos. Els mètodes indirectes ens revelen que l’interior de la Terra es troba diferenciat en capes.

Així, els mètodes que han permès conèixer l’estructura i composició de la Terra es classifiquen en:

1.1. Mètodes directes

Es basa en l’estudi dels materials obtinguts directament. Aporta informació molt fiable sobre la composició de l’interior terrestre, però  només dels primers centenars de metres.

Es basen en l’estudi de les mostres obtingudes per mitjà de les perforacions o sondeigs. La perforació científica de major profunditat s’està realitzant actualment a la península de Kola (Rússia) a 13 km, a molt poca profunditat si comparem aquesta longitud amb els 6.371 km que ens separen del centre de la Terra.

També s’obté informació de perforacions petrolíferes (que arriben a assolir els 7km de profunditat), de mines (les més profundes poden fer 3km) i dels pous d’aigua, que no solen tenir més d’1 km de profunditat, però que a causa de la gran quantitat de pous que hi ha al planeta, aporten molta informació. Gràcies a les dades obtingudes en aquests sondeigs podem conèixer la composició exacta de les roques que formen els primers quilòmetres de l’escorça terrestre.

Mètodes directes d’estudi

1.2. Mètodes indirectes

Són els mètodes que es basen amb processos o fenòmens naturals que aporten dades suficients per permetre deduir com és l’interior terrestre.

Es basen en l’estudi del comportament de les ones sísmiques en travessar la Terra (mètode sísmic), el magnetisme terrestre (mètode magnètic), la gravetat terrestre (mètode gravimètric), la densitat del planeta, l’emissió de calor interna (estudis geotèrmics), els meteorits (estudi dels meteorits).

Mètode sísmic: ones i discontinuïtats sísmiques

La major part dels coneixements sobre la composició i estructura de la Terra s’han obtingut a partir de l’estudi de la propagació de les ones sísmiques per l’interior de la Terra.  Aquestes ones són ones elàstiques, que tenen capacitat de reflexió i refracció, de forma semblant a les ones lluminoses.

Les ones que es generen en els terratrèmols s’enregistren en els sismògrafs, que són uns instruments molt sensibles que poden enregistrar terratrèmols que es produeixen a milers de quilòmetres de distància i amb una intensitat tan petita que les seves vibracions no poden ser percebudes pels sentits humans.

Es poden definir 2 tipus d’ones sísmiques:

Ones internes

  • Ones P (primàries o longitudinals).
  • Ones S (secundàries o transversals)

Ones superficials

  • Ones L (Love)
  • Ones R (Rayleigh)

D’ambdós tipus d’ones, només les internes tenen interès en l’estudi de l’estructura interna.

Ones P (primàries o longitudinals). Les ones primàries o longitudinals són les més ràpides (per tant, són les primeres a arribar) i poden travessar tant sòlids com líquids. Són ones compressives que provoquen que les partícules es moguin primer endavant i després enrere, en la direcció d’avanç; la direcció del moviment del terreny és la mateixa que la de propagació de l’ona sísmica.

Ones S (secundàries o transversals). Les ones secundàries són més lentes que les P (són les segones en detectar-se en els sismògrafs) i no poden travessar els líquids. Són ones que provoquen que les partícules oscil·lin en direcció perpendicular a la de propagació (ones transversals o de cisalla).

En aquesta presentació trobeu totes les explicacions sobre els mètodes d’estudi de l’interior terrestre:


 Apunts sobre els mètodes d’estudi al Proyecto Biosfera

Taula resum dels mètodes d’estudi de l’interior terrestre

Les discontinuïtats sísmiques

vull tornar a l’índex

2. Les capes de la Terra

L’estudi de la propagació de les ones sísmiques ha permès elaborar un model de l’interior de la Terra segons el qual el nostre planeta està diferenciat en diverses capes.
capes-terra

De fet, si ens fixem en la composició d’aquestes capes, obtenim el model geoquímic, que separa l’interior terrestre en 3 capes, l’escorça, el mantell i el nucli.

Quan, en canvi, analitzem el comportament dels materials sotmesos a esforços obtenim el model geodinàmic, que estableix altres capes diferents: litosfera, que comprèn l’escorça i la capa superior del mantell, i que presenta comportament rígid (es trenca quan se li aplica una força), la mesosfera, formada per la resta del mantell, i l’endosfera, equivalent al nucli, dividida al seu torn en nucli extern (líquid) i nucli intern (sòlid). Hem d’anomenar una altra capa, l’astenosfera, suposadament situada entre la litosfera i la mesosfera, de caràcter plàstic. L’existència d’aquesta capa, però, no està clara. De fet són molts els geòlegs que asseguren que no existeix.

http://www.cajondelmaipo.travel/wp-content/uploads/2013/05/

2.1 Capes segons el model geoquímic

2.1.1 L’escorça

L’escorça n’és la capa més superficial i també la, més prima. La discontinuïtat de Mohorovicic és la zona de transició que separa l’escorça del mantell. En aquesta capa augmenta la velocitat de propagació de les ones sísmiques, tant les P com les S.

L’escorça té un gruix variable, entre 5 i 10 km als oceans (escorça oceànica) i entre 25 i 70 km als continents (escorça continental), bé que aquesta augmenta considerablement a les cadenes de muntanyes, on s’han mesurat gruixos de més de 80 km. El seu gruix mitjà és de 35 km. La densitat mitjana de l’escorça és de 2,7 gr/cm3.

Les roques que formen l’escorça terrestre estan formades quasi completament pels 8 elements següents: oxigen (46,6%), silici (27,7%), alumini (8,1%), ferro (5%), calci (3,6%), sodi (2,8%), potassi (2,6%) i magnesi (2,1%). La resta d’elements que trobem a l’escorça es troben en quantitats ínfimes. Tots aquests elements s’anomenen elements geoquímics, i són els components de la major part dels minerals i roques tant de l’escorça com de l’interior del planeta.

Existeixen diferències de composició segons es tracti de regions oceàniques o continentals:

  • L’escorça continental presenta una capa superior de composició granítica i una inferior basàltica.
  • L’escorça oceànica no té capa granítica, la seva densitat és més gran que l’escorça continental i la seva edat és menor.

Escorça continental:

El seu gruix varia entre 30 i 70 km. Forma les masses continentals i es considera una capa granítica. En moltes zones la superfície està coberta de roques sedimentàries i de sediments sense consolidar. Així podem distingir

En l’escorça continental podem distingir les següents capes:

Capa sedimentària. Té uns 5 km de gruix mitjà i està formada per roques sedimentàries que provenen de materials obtinguts a partir de l’erosió de roques preexistents o de minerals formats durant el procés diagenètic. Densitat= 2,5 g/cm3

Capa granítica, antigament es deia SIAL, perquè predominen en ella els silicats d’alumini. Com sabem està formada per roques granítiques. Recordeu que el granit és una roca magmàtica (o ígnia) formada per quars (SiO), feldspat ortosa (o feldspat potàssic) i mica negra (o biotita). El gruix d’aquesta capa és de 5-35 Km segons la zona i falta en l’escorça oceànica.

Capa basàltica. Té uns 15 km de gruix. Està formada per roques basàltiques, són roques magmàtiques efusives o volcàniques, bàsiques, amb minerals ferromagnèsics, d’alta densitat. Antigament a aquesta capa se l’anomenava SIMA (Silicats de magnesi).

La discontinuïtat de Conrad separa la capa granítica de la capa basàltica.

Estructura horitzontal de l’escorça continental. Es diferencien dues classes de zones:

  • Cratons: zones geològicament estables, topogràficament planes, sense capa sedimentària o molt prima i no deformada. Solen ocupar les parts centrals dels continents i corresponen a les parts més antigues de l’escorça continental, molt arrasades per l’erosió.
  • Orògens: zones geològicament actives, amb topografia escarpada, la capa sedimentària està ben desenvolupada i intensament deformada pels processos tectònics.
  • Cal considerar també la plataforma continental, prolongació submergida del continent, d’extensió variable i profunditat mitjana de 200 m, plana i de pendent suau, i el talús continental, al final de la plataforma continental amb un pendent més pronunciat que assoleix ràpidament els 3000 metres. El peu del talús marca el límit de l’escorça continental i l’inici de l’escorça oceànica.

Escorça oceànica

És molt més prima (entre 6-11 km) que la continental i forma els fons oceànics. És molt més jove que l’escorça continental: les roques més antigues datades tenen 220 milions d’anys. La seva composició és la mateixa que la de la roca basalt, i per això s’anomena també escorça basàltica. La seva densitat mitjana és de 3,0 g/cm3.

Es diferencien dues capes verticals de diferent composició i característiques:

Capa sedimentària: formada per una capa molt fina de sediments, generalment sense consolidar i bastant moderns. El seu gruix augmenta en aproximar-se als continents.

Capa basàltica: formada per colades basàltiques que, en contacte amb l’aigua de mar, se solidifiquen en formes encoixinades (en anglès pillow-laves)

Estructura horitzontal de l’escorça oceànica. Podem distingir:

  • Les planures abissals: formen la major part dels fons oceànics. Són enormes extensions a una profunditat mitjana de 3000-4000m, pràcticament planes, en les que ocasionalment poden aparèixer elevacions de diferent tipus com volcans aïllats que a vegades poden emergir formant illes, com les Canàries o Hawaii.
  • Dorsals oceàniques: grans serralades submarines de milers de km de longitud, originades pels corrents convectius ascendents procedents de l’astenosfera. De vegades poden emergir i formen illes com Islàndia.
  • Fosses oceàniques: grans solcs de gran profunditat (poden assolir els 11.000 m). Se situen al peu d’alguns continents o d’arcs d’illes.

vull tornar a l’índex

2.1.2 El mantell

És una capa rocosa situada sota l’escorça. S’estén des de la discontinuïtat de Mohorovicic, fins a la discontinuïtat de Gutenberg a 2.900 km de profunditat. Suposa un 83% del volum i un 65% de la massa total del planeta.

Està compost bàsicament per oxigen, magnesi, silici i ferro, que es troben formant part de roques ultrabàsiques, com les peridotites i les eclogites.

La discontinuïtat de Repetti (on les ones sísmiques experimenten un augment de la velocitat) el divideix en dues parts: el mantell superior i el mantell inferior, de composició similar però de densitats diferents.

Mantell superior: Arriba fins als 670 km de profunditat. Les seves roques tenen una densitat mitjana de 3,5 g /cm3.

Mantell inferior: Va des dels 670 km fins als 2.900 km. És més dens que el superior per les altes pressions que hi ha (densitat: 5-6 g/cm3) . Només podem fer hipòtesis de la seva composició.
La temperatura del mantell és molt elevada, entre 1.000°C i 3.700°C.

Possiblement les variacions en la velocitat que les ones sísmiques pateixen en travessar el mantell es deguin a variacions físiques més que químiques: l’empaquetament dels àtoms ha de fer-se més estret en augmentar la pressió. Cada canvi estructural augmenta la rigidesa de la roca, i amb ella la velocitat de les ones sísmiques.

La zona de transició o “canal de baixa velocitat” que separa mantell superior d’inferior, s’interpreta com una zona parcialment fosa (de l’1 a 3%) on les ones disminueixen la seva velocitat.

A la part basal del mantell inferior, just per sobre del límit mantell-nucli, sembla que hi ha una zona de 200 a 400 km de gruix, anomenada nivell “D”, molt activa, on es formen plomes convectives que donen origen als punts calents. A més, sembla intervenir en el lleuger balanceig de l’eix de rotació terrestre i del camp geomagnètic.

2.1.3 El nucli

És la capa més interna, estenent des de la discontinuïtat de Gutenberg fins al centre de la Terra, a 6.371Km. Representa aproximadament el 14% del volum de la Terra i el 31-32% de la seva massa.

Pel que fa a les condicions termodinàmiques es creu que hi ha pressions de diversos centenars de milers d’atmosferes i temperatures com a màxim de 4000 a 5000 ºC.

La composició del nucli és metàl·lica, i es calcula que majoritàriament està composta de ferro (85%), níquel (5%), i la resta, d’elements no metàl·lics. És una capa molt densa (12-13 g/cm3). Se suposa que la part externa del nucli està fosa, o com a mínim es comporta com a tal, ja que no deixa passar les ones S.

També diferenciem dues parts, tot i que tenen la mateixa composició, tenen diferent estat físic.

vull tornar a l’índex

2.2 Capes segons el model dinàmic

Segons l’estat físic dels materials estudiats anteriorment i segons el seu comportament dinàmic, es poden diferenciar quatre capes concèntriques: la litosfera, l’astenosfera, la mesosfera i l’endosfera.

2.2.1 Litosfera

De líthos = pedra: és la capa més superficial de la Terra sòlida que comprendria tota l’escorça i els primers quilòmetres del mantell (fins 100-150 km). La litosfera és caracteritza per la seva rigidesa. És sòlida i molt rígida; Aquesta capa està fragmentada en una sèrie de plaques tectòniques, en les vores de les quals es troben els fenòmens geològics com el magmatisme, la sismicitat, o l’orogènesi. Les plaques poden ser oceàniques o mixtes, cobertes en part per escorça de tipus continental.

2.2.2 Astenosfera

De asthenós = dèbil, tou: Capa situada sota la litosfera, entre els 100 i els 300 km i en la qual disminueix la velocitat de propagació de les ones sísmiques. És força fluida i poc rígida; per tant, té un comportament plàstic que permet el desplaçament de les plaques que té a sobre.

En les últimes dècades s’ha descobert que en molts punts sota la litosfera no hi ha cap capa fluida. Per això, alguns autors consideren que l’astenosfera en realitat no existeix i que és tot el mantell el que presenta plasticitat i que tot ell és impulsat per la calor procedent del nucli i així provoca el moviment de les plaques tectòniques.

2.2.3 Mesosfera

De mésos = mig: Capa situada entre els 300 i els 2.900 km, formada per part del mantell superior i tot el mantell inferior. L’augment de la velocitat de les ones sísmiques ens indica que aquesta capa és sòlida i rígida.

2.3.5 Endosfera

De éndos = dintre: És la capa més interna i correspon al nucli, dels 2.900 als 6.370 km. Està constituït per dues capes diferents, en extensió i estat físic segons mostren les dades sísmiques: un nucli extern líquid d’aproximadament 2270 km de gruix i un nucli intern sòlid amb un radi d’uns 1220 km; tots dos estan separats per la discontinuïtat de Lehmann.

El nucli intern irradia contínuament una calor intensa cap a fora, a través de les diverses capes concèntriques que formen la porció sòlida del planeta. La font d’aquesta calor és l’energia alliberada per la desintegració de l’urani i altres elements radioactius. Els corrents de convecció dins del mantell traslladen la major part de l’energia tèrmica de la Terra fins a la superfície.

Els apunts del tema

La presentació en diapositives:


El interior terrestre (Libros Vivos)

Les capes de la Terra (animació)

L’estructura de la Terra

3. La Tectònica de plaques

La teoria de la Tectònica de plaques o tectònica global és el paradigma de la geologia moderna, la gran teoria unificadora de les Ciències de la Terra, perquè ens permet comprendre estructura, història i dinàmica de la Terra.

Aquesta teoria es basa en l’observació que la superfície terrestre està dividida en grans trossos, les plaques tectòniques o litosfèriques, que estan en moviment. Les vores o límits entre aquestes plaques són zones amb activitat geològica on es produeixen terratrèmols i erupcions volcàniques.

Tot i que la revolució de la tectònica de plaques va ocórrer en els anys 60 i 70, les arrels de la teoria van ser establertes per observacions i deduccions anteriors, com la teoria de la Deriva continental d’Alfred Wegener i el descobriment del l’expansió del fons oceànic.

El moviment dels continents

La tectònica de plaques ha estat el fruit de la col·laboració internacional i l’esforç de molts científics, que a poc a poc van anar aportant informació sobre l’estructura dels continents, els fons oceànics i l’interior de la Terra.

Les plaques tectòniques

Tectònica de plaques (Universitat de TromsØ)

L’expansió del fons oceànic

La subducció

La presentació de diapositives amb la teoria:


Què mou les plaques?

La primera hipòtesi que explicava el moviment de les plaques tectòniques es basava en l’existència de corrents de convecció de magma existents en l’astenosfera.

Se sap, a partir d’estudis de reajustament glacial, que el mantell es comporta com un fluid en escales de temps de milers d’anys i es considera que la font de calor és el nucli terrestre. S’estima que aquest té una temperatura de 4500 ° C. D’aquesta manera, els corrents de convecció a l’interior del planeta contribueixen a alliberar la calor original emmagatzemat en el seu interior, que va ser adquirit durant la formació de la Terra.

Actualment, s’ha ampliat la hipòtesi inicial en els següents punts:

1) Els corrents de convecció no solament existeixen en l’astenosfera, sinó per tot l’interior del mantell de la Terra.

2) La força d’atracció gravitatòria contribueix al moviment de les plaques.

3) Durant la subducció, la placa que subdueix “tira” de tota la placa cap a l’interior de la Terra, el que es coneix com a tracció de subducció o efecte tovallola. Les plaques més antigues i fredes s’enfonsen en les zones de subducció perquè, en ser més fredes, es tornen més denses que el mantell subjacent; així, la placa que s’enfonsa tira de la resta de la placa.

fuerzas-movimiento-placas