Tema 3.- Estructura y composición del manto

TEMA:
“EVOLUCION TERMICA DE LA
TIERRA DURANTE LOS PRIMEROS
1000 MILLONES DE AÑOS”
INTRODUCCION
Existe buena evidencia de que la vida se produjo en la Tierra durante los primeros mil
millones de años de su historia. El modelamiento de la dinámica de la Tierra en este
periodo de tiempo es fundamental para entender las condiciones de la aparición de la
vida.
Estas condiciones son el resultado del acoplamiento entre las paredes internas y externas
de la Tierra. Varios procesos, tales como el vulcanismo, el campo magnético y la
placa tectónica se originan en las capas profundas de la Tierra. Ellos controlan la física
y condiciones químicas de las capas externas (atmósfera, hidrosfera y la corteza) donde
la vida apareció y se desarrolló.
En este trabajo describiré estos procesos internos y modelos presentes de la evolución de
la Tierra. En especial explicare los mecanismos de transferencia de calor a la superficie
por convección térmica, un proceso que maneja la dinámica de la superficie terrestre
(actividad volcánica y tectónica de placas). En la última parte trataré el campo
magnético de la Tierra y cómo ayuda a preservar la atmósfera actual, impidiendo que
nuestra atmósfera se destruya. Las referencias a las condiciones existentes en planetas
como la Tierra se presentan para ilustrar cómo el conocimiento de estos planetas
contribuye a una mejor comprensión de la historia del planeta tierra.
I.-ESTRUCTURA INTERNA Y DINAMICA
DE LA TIERRA
1.1
ESTRUCTURA INTERNA (CAPAS DEFINIDAS POR SU
COMPOSICION):
A. EL NUCLEO: El núcleo de la tierra es su esfera central, la más interna de las que
constituyen la estructura. Está formado principalmente por hierro (Fe) y niquel (Ni). Tiene un radio
de 3.486 km, mayor que el planeta Marte. La presión en su interior es millones de veces la presión
en la superficie y la temperatura puede superar los 6.700 ºC. Consta de núcleo externo: líquido
aunque no todos los geofísicos están de acuerdo con esto, y nucleo interno: sólido. Anteriormente
era conocido con el nombre de Nife debido a su riqueza en niquel y hierro.
Formación
Durante su formación hace unos 6.000 millones de años, la Tierra pasó por una etapa de fusión lo
que permitió que, debido a la gravedad los materiales más densos se hundieran hacia el centro,
mientras que los más ligeros flotaron hacia la corteza, un proceso denominado diferenciación
planetaria. A causa de esto, el núcleo terrestre está compuesto en su mayor parte de hierro(70%),
junto con niquel, iridio y varios elementos pesados; otros elementos densos, como el plomo o el
uranio, o son muy raros en la Tierra o son propensos a combinación química con elementos más
ligeros, y por tanto permanecen en la superficie. Los metales que conforman el núcleo de la Tierra
sufrieron una aleación cuando el planeta aún ardía, formando con esto una estructura
increíblemente densa y dura, debido a esto el planeta Tierra es el más denso del sistema solar.
Origen del calor interno de la Tierra
•La temperatura de la Tierra aumenta con la profundidad, fenómeno conocido como gradiente
geotérmico y su centro puede superar los 6.700 °C, más caliente que la superficie del Sol; se supone
que los tres factores que han contribuido al calor interno de la Tierra son los siguientes:
•El calor liberado por la colisión de partículas durante la formación de la Tierra.
•El calor emitido cuando el hierro cristalizó para formar el núcleo interno sólido.
•El calor emitido por la desintegración radiactiva de los elementos, en especial los isótopos
radiactivos de uranio (U), torio (Th) y potasio (K).
•Solo el tercer factor permanece activo, y es mucho menos intenso que en pasado; la Tierra irradia
al espacio más calor del que se genera en su interior, por lo que se enfría lenta pero continuamente.
Características
•La densidad media de la Tierra es de 5.515 kg/m3, la mayor del sistema solar. Dado que la
densidad media de los materiales de la superficie oscila entre 2.600 y 3.500 kg/m3, deben existir
materiales más densos en el núcleo de nuestro planeta. La sismología aporta otras evidencias de la
alta densidad del núcleo. Se calcula que la densidad media del núcleo es de 1.100 kg/m3.
•Los meteoritos aportan datos sobre la composición del núcleo, ya que se cree que son restos del
material a partir del cual se formó la Tierra. Hay meteoritos rocosos formados por rocas similares a
las perioditas y meteoritos metálicos compuestos por hierro y níquel; los primeros se consideran
similares a las rocas que forman el manto terrestre, mientras que los segundos se supone que son
representativos de la composición del núcleo. Según los últimos datos, el núcleo se compone de
hierro con 5-10% de níquel y menores cantidades de elementos más ligeros, tal vez azufre y
oxígeno.
Subdivisiones del núcleo
Los datos sísmicos muestran que el núcleo está dividido en dos partes, un núcleo externo líquido de
aproximadamente 2.270 km de grosor y un núcleo interno sólido con un radio de unos 1.220 Km;
ambos están separados por la discontinuidad de Lehman.
Núcleo externo
Se cree que el núcleo externo es líquido y está compuesto de hierro mezclado con níquel y pocos
rastros de elementos más ligeros. La mayoría de los científicos cree que la convección del núcleo
externo, combinada con la rotación de dicho núcleo causada por la rotación de la Tierra (efecto de
Coriolis), causan el campo magnético terrestre a través de un proceso explicado por la hipótesis de
la dínamo.
Núcleo interno
• El núcleo interno sólido fue descubierto en 1936 por Inge Lehmann y se cree que está
compuesto principalmente por hierro hasta un 70%, de níquel 20% entre otros metales
pesados como iridio, plomo y titanio; algunos científicos piensan que podría estar en la
forma de un solo cristal de hierro extremadamente duro y pesado que forma una
aleación. Especulaciones recientes sugieren que la parte más interna del núcleo está
enriquecida por elementos muy pesados, con números atómicos por encima de 55, lo
que incluiría oro, mercurio y uranio.
• El núcleo interno sólido es demasiado caliente como para sostener un campo magnético
permanente (temperatura de Curie) pero probablemente actúa como un estabilizador del
campo magnético generado por el núcleo externo líquido.
• Evidencias recientes sugieren que el núcleo interno de la Tierra podría rotar ligeramente
más rápido que el resto del planeta. En agosto de 2005 un grupo de geofisicos anunció
en la revista Science que, de acuerdo con sus cálculos, el núcleo interno de la Tierra rota
en dirección oeste a este aproximadamente un grado por año más rápido que la rotación
de la superficie; así, el núcleo hace una rotación extra aproximadamente cada 400 años
(Periodo).
B. Manto
El manto terrestre es la capa de la Tierra que se encuentra entre la corteza y el núcleo (supone
aproximadamente el 87% del volumen del planeta). El manto terrestre se extiende desde cerca de 33
km de profundidad (o alrededor de 8 km en las zonas oceánicas) hasta los 2.900 km (transición al
núcleo). La diferenciación del manto se inició hace cerca de 3.800 millones de años, cuando la
segregación gravimétrica de los componentes del protoplaneta Tierra produjo la actual
estratificación. La presión en la parte inferior del manto ronda los 140 GPa (unas 1.400.000 atm). Se
divide en dos partes: manto interno, sólido, elástico; y manto externo, fluido, viscoso.
Características
•El manto se diferencia principalmente de la corteza por sus características químicas y su
comportamiento mecánico, lo que implica la existencia de una clara alteración súbita (una
discontinuidad) en las propiedades físicas de los materiales, que es conocida como discontinuidad de
Mohorovicic, o simplemente Moho. Esta discontinuidad marca la frontera entre la corteza y el
manto.
•Durante mucho tiempo se pensó que el Moho representaba la frontera entre la estructura rígida de la
corteza y la zona más plástica del manto, siendo la zona donde tendría lugar el movimiento entre las
placas de la litosfera rígida y la astenósfera plástica. Sin embargo, estudios recientes han
demostrado que esa frontera se ubica mucho más abajo, en pleno manto superior, a una profundidad
del orden de los 70 km bajo la corteza oceánica y de los 150 km bajo la corteza continental. Así, el
manto que se sitúa inmediatamente debajo de la corteza está compuesto por materiales relativamente
fríos (aprox. 100ºC), rígido y fundido con la corteza, a pesar de estar separado de ella por la Moho.
Ello demuestra que la Moho es en realidad una discontinuidad composicional y no una zona de
separación dinámica.
Composición
•
•
La principal alteración mecánica en el Moho se evidencia en
la velocidad de las ondas sísmicas, que aumenta
sustancialmente, dada la mayor densidad de los materiales
del manto (ya que la velocidad de propagación de una
vibración es proporcional a la densidad del material). Esa
mayor densidad resulta, además del efecto del aumento de
la presión, de las diferencias en su composición química,
que es en realidad el principal elemento diferenciador entre
corteza y manto: los materiales del manto son muy ricos en
minerales máficos (silicato) de hierro y magnesio,
especialmente olivino y piroxeno. Debido al aumento de la
proporción relativa de esos minerales, las rocas del manto
—periodita, dunita y eglotita— comparadas con las rocas de
la corteza, se caracterizan por un porcentaje de hierro y
magnesio mucho mayor, en detrimento del silicio y del
aluminio.
El cuadro siguiente da una composición aproximada de los
materiales del manto en porcentaje de su masa total (%
ponderal). Nótese que la composición del manto puede no
ser uniforme, siendo de esperar un aumento gradual de la
proporción Fe/Mg con la profundidad; se estima que varíe
de 0,25 en el manto superior a 0,6 en el manto inferior.
Subdivisiones del manto
Si bien no existen diferencias marcadas ni discontinuidades obvias en el interior del manto, pero sí
gradientes que reflejan el aumento de la presión y de la temperatura, es común dividir el manto en
dos capas:
el manto superior (de la Moho a los 650 km de profundidad); y
el manto inferior (de los 650 km de profundidad al límite externo del núcleo).
Manto superior
El manto superior (o manto externo) se inicia en la Moho, que está a una profundidad media de 6 km
bajo la corteza oceánica y a una profundidad media de 35,5 km bajo la corteza continental, aunque
puede alcanzar en ésta última profundidades superiores a 400 km en las zonas de subducción..
Las velocidades de las ondas sísmicas medidas en esta capa son típicamente de 8,0 a 8,2 km/s, que
son mayores que las registradas en la corteza inferior (6,5 a 7,8 km/s). Los datos geofísicos
demuestran que entre 50 y 200 km (o más en las zonas de subducción) de profundidad ocurre una
disminución en la velocidad de las ondas P (longitudinales) y una fuerte atenuación de las ondas S
(transversales), de ahí que esta región sea conocida como zona de baja velocidad.
Evidencias basadas en datos geofísicos, geológicos y petrológicos, y la comparación con cuerpos
extraterrestres, indican que la composición del manto superior es peridotítica. Las peridotitas son una
familia de rocas ultrabásicas, mayoritariamente compuestas por olivino magnésico (aprox. un 80%)
y piroxeno (aprox. un 20%). Aunque son raras en la superficie, las peridotitas afloran en algunas
islas oceánicas, en capas levantadas por la orogénesis y en raras Kimberlitas.
Manto inferior
•
•
•
El manto inferior (o manto interno) se inicia cerca de los 650 km de profundidad y se
extiende hasta a la discontinuidad de Gutemberg, situada a 2.700 - 2.890 km de
profundidad, en la transición al núcleo. El manto inferior está separado de la astenósfera
por la discontinuidad de Repetti, siendo pues una zona esencialmente sólida y de muy
baja plasticidad.
La densidad en esta región aumenta linealmente de 4,6 a 5,5. Aparentemente, en el
manto inferior no ocurre ningún cambio de fase importante, a pesar de que se dan
pequeños gradientes en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas a los 1.230
km y 1.540 km de profundidad. De esta forma, se cree que el aumento en la velocidad
de las ondas sísmicas debe ocurrir principalmente como resultado de la compactación de
un material de composición uniforme. Se han propuesto varios modelos que sugieren
que el manto inferior contiene más hierro que el manto superior.
La temperatura varía de 1.000º C a 3.000° C, aumentando con la profundidad y con el
calor producido por la desintegración radioactiva y por conducción a partir del núcleo
externo (donde la producción de calor por fricción que experimentan los flujos que
generan el geomagnetismo es grande).
Las ondas sísmicas se propagan por
el interior de la Tierra. Al rebotar o
pasar de una capa a otra se desvían.
Los sismólogos captan las ondas de
un mismo temblor en muchas
estaciones distribuidas por todo el
mundo. El orden en el que llegan a
distintas estaciones lleva
información acerca de las regiones
internas que las ondas han
atravesado en su camino.
C. Corteza terrestre:
La corteza terrestre es la capa rocosa externa de la Tierra. Es comparativamente fina, con un
espesor que varía de 7 km, en el fondo oceánico, hasta 70 km en las zonas montañosas de los
continentes. Los elementos más abundantes de esta capa son el Silicio, el oxígeno, el aluminio y
el magnesio. La corteza de la Tierra ha sido generada por procesos ígneos, y estas cortezas son
más ricas en elementos incompatibles que sus mantos subyacentes.
Tipos de corteza terrestre:
Corteza oceánica
Cubre aprox. el 75% de la superficie planetaria. Es más delgada que la continental y se reconocen
en ella tres niveles. El nivel más inferior, llamado nivel III, colinda con el manto en la
discontinuidad de Mohorovicic; está formado por gabros, rocas plutónicas básicas. Sobre los
gabros se sitúa el nivel II de basaltos, rocas volcánicas de la misma composición que los gabros,
básicos como ellos; se distingue una zona inferior de mayor espesor constituida por diques,
mientras que la más superficial se basa en basaltos almohadillados, formados por una
solidificación rápida de lava en contacto con el agua del océano. Sobre los basaltos se asienta el
nivel I, formado por los sedimentos, pelágicos en el medio del océano y terrígenos en las
proximidades de los continentes, que se van depositando paulatinamente sobre la corteza
magmática una vez consolidadas. Los minerales más abundantes de esta capa son los piroxenos y
los feldespatos y los elementos son el silicio, el oxígeno, el hierro y el magnesio.
Corteza continental
La corteza continental es de naturaleza menos homogénea, ya que está formada por rocas con
diversos orígenes. En ella predominan las rocas igneas intermedias-ácidas (como el granito por
ejemplo) acompañadas de grandes masas de rocas metamórficas y rocas sedimentarias muy
variadas. En general, contiene más silicio y cationes más ligeros y, por tanto, es menos densa que
la corteza oceánica. Los minerales más abundantes de esta capa son los cuarzos, los feldespatos y
las micas, y los elementos químicos más abundantes son el oxígeno (46,6%), el silicio (27,7%), el
aluminio (8,1%), el hierro (5,0%), el calcio (3,6%), el sodio (2,8%), el potasio (2,6%) y el
magnesio (2,1%).
1.2
Estructura Interna (Capas definidas por sus propiedades físicas):
El aumento gradual de la temperatura y de la presión con la profundidad afecta las propiedades
físicas y, a su vez, al comportamiento mecánico de los materiales terrestres. A más temperatura
menor resistencia a la deformación, pero a mayor presión mayor resistencia.
Litosfera
Astenósfera
La litosfera comprende la corteza terrestre y la parte superior del manto. A pesar
de su diferente composición química, forman una capa rígida y fría que actúa
como una unidad. Tiene un grosor medio de 100 km y alcanza los 250 km bajo
las porciones más antiguas de los continentes.
La astenósfera se halla debajo de la litosfera, en el manto superior y alcanza los
660 km de profundidad. Su parte superior tiene unas condiciones de
temperatura y presión que permiten la existencia de una pequeña porción de
roca fundida, originando una capa muy dúctil que permite a la litosfera moverse
con independencia de la astenósfera.
Mesosfera o
manto inferior
Por debajo de la astenosfera se halla la mesosfera o manto inferior, donde el
aumento de la presión contrarresta los efectos de la elevada temperatura y la
resistencia de las rocas crece gradualmente con la profundidad hasta los 2.900
km de profundidad. La mesosfera es, pues, una capa más rígida y muy caliente.
Núcleo
El núcleo externo es una capa líquida cuyas corrientes de convección generan el
campo magnético de la Tierra. El núcleo interno es una esfera de radio 1.216
km que, a pesar de su temperatura más elevada se comporta como un sólido
debido a la enorme presión que soporta.
1.3 Estructura Interna (Discontinuidades en el interior
de la tierra):
Vista esquemática del interior de la
Tierra:
1: Corteza continental
2: Corteza oceánica
3: Manto superior
4: Manto inferior
5: Núcleo externo
6: Núcleo interno
A: Discontinuidad de Mohorovicic –
Discontinuidad de Repetti
B: Discontinuidad de Gutenberg
C: Discontinuidad de Lehmann.
Discontinuidad
de Mohorovičić
Discontinuidad
de Gutenberg
Discontinuidad
de Lehmann
Llamada simplemente "moho", es una zona de transición entre la
corteza y el mánto terrestre. Profundidad media de unos 35 km,
pudiendo encontrarse a 70 km de profundidad bajo los continentes o a
tan solo 10 km bajo los océanos. Se pone de relieve cuando las ondas
sísmicas P y S aumentan bruscamente su velocidad. Es la superficie de
separación entre los materiales rocosos menos densos de la corteza
(silicatos de aluminio, calsio, sodio y potasio) y los materiales rocosos
más densos del manto (silicatos de hierro y magnesio).
Es la división entre manto y núcleo de la Tierra, situada a unos 2.900 km
de profundidad. Se caracteriza porque las ondas sísimicas S no pueden
atravesarla y porque las ondas sísmicas P disminuyen bruscamente de
velocidad, de 13 a 8 km/s. Bajo este límite es donde se generan
corrientes electromagnéticas que dan origen al campo magnético
terrestre, gracias a la acción convectiva del roce entre el núcleo externo
(materiales ferromagnéticos) y el manto. Lleva el nombre de su
descubridor, Beno Gutenberg, sismólogo alemán que la descubrió en
1914.
Es el límite entre el núcleo externo (fluido), y el núcleo interno (sólido)
de la Tierra. Fue descubierto en 1936 por la sismóloga danesa Inge
Lehmann. Se halla a una profundidad media de 5.155 km, dato que no se
estableció con precisión sino hasta principio de la década de 1960.
1.4 Dinámica Interna de la Tierra
La tierra es un sistema dinámico debido a que los materiales de las diferentes capas
concéntricas que la conforman se encuentran en constante movimiento a través del
tiempo.
Dinámica del núcleo: Magnetismo terrestre
Dinámica del manto: Convección
Dinámica de la litosfera: Movimiento de
placas
Dinámica del núcleo: Magnetismo terrestre
Hay dos modos de producir un campo magnético: bien por medio de un cuerpo
imanado, o a través de una corriente eléctrica.
La Tierra
un Imán
La geodinamo
Antiguamente, se creía que el magnetismo terrestre estaba originado por
un gigantesco imán situado dentro de la Tierra (hipótesis del imán
permanente). Ciertamente, la Tierra contiene yacimientos de minerales de
hierro, y se cree que su núcleo está compuesto por hierro y níquel,
sustancias altamente magnéticas. Si este núcleo, cuyo radio excede de los
3.400 km, es en efecto un imán permanente, el campo magnético terrestre
puede muy bien ser atribuido a él.
El alto contenido en hierro del núcleo, y las propiedades electrónicas
del mismo, permiten las interacciones entre sus átomos de forma que,
dado un medio que así lo permita, los espines de los electrones queden
alieados de forma que sus estados de energía individuales solapan unos
con otros creando un campo magnético más potente que la distribución
prorrateada por unidad. En otras palabras, el hierro, al ser estimulado de
forma externa, tiene memoria y puede convertirse en un imán o en su
defecto en un canal que, bajo un estímulo de campo Gauss, pueda
ordenarse como un electroimán.
La rotación del núcleo de la tierra, produce la expresión de un campo
electromagnético tal que ha resguardado a la superficie terrestre. Un
cambio en el sentido de giro del hierro fundido en el núcleo, produce un
cambio de polaridad.
Dinámica del manto: Convección
Debido a las diferencias de temperatura entre la corteza terrestre y el núcleo externo existe la posibilidad térmica de
la formación de una corriente convectiva que abarque todo el manto. No obstante, esta capacidad se ve mermada por
la bajísima plasticidad de los materiales del manto inferior y por el gradual aumento de la densidad (por la diferencia
de composición y de la presión).
Sin embargo, ello no impide que suban en dirección a la superficie, y que fragmentos de corteza más fría y densa se
hundan en las zonas de subducción. La baja plasticidad fuerza a estos movimientos a una extrema lentitud,
haciéndolos durar centenares de miles, o incluso millones, de años.
En las zonas donde los diapiros persisten y se aproximan a la superficie, lo que lleva a la fusión de los materiales a
medida que la presión disminuye con el ascenso, se forman puntos calientes(del inglés, hot spots) que después se
traducen, en la superficie, en formaciones intrusivas, en vulcanismo persistente o en un ensanchamiento de la corteza
oceánica. En las zonas de subducción, la subida de los materiales fundidos y el efecto de la introducción de enormes
cantidades de agua en el manto llevan al surgimiento de arcos insulares (como las Antillas o Japón) y de cadenas
volcánicas (como la Cordillera de los Andes).
La convección en el manto terrestre es un proceso caótico de dinámica de fluidos que parece determinar el
movimiento de las placas tectónicas y, por esa vía, a la deriva de los continentes. En este contexto conviene tener
presente que la deriva de los continentes es sólo parte del proceso de desplazamiento de las placas tectónicas, ya que
la rigidez de estas y los fenómenos de generación de nueva corteza que ocurren a lo largo de los rifts y de destrucción
a lo largo de las regiones de subducción, dan a éste un carácter muy complejo.
Por otro lado, el movimiento de la litosfera está necesariamente desligado del de la astenosfera, lo que hace que las
placas se desplacen con velocidades relativas diferentes sobre el manto. De ahí que los hot-spots puedan dar origen a
cadenas de islas (como los archipielagos de Hawai y de las Azores, en los que cada isla o volcán marca la posición
relativa del hot-spot en relación a la placa litosférica en un determinado tiempo).
Dada la complejidad de los fenómenos de convección del manto existen grandes incertidumbres en su modelación,
admitiéndose incluso que existan diferentes celdas convectivas en capas distintas del manto, creando un sistema con
múltiples capas entre el núcleo y la corteza.
A pesar de que existe una tendencia general de aumento de la viscosidad con la profundidad, esta relación no es
lineal y parece que existan capas con una viscosidad mucho mayor que la esperada en el manto superior y junto a la
zona de transición al núcleo externo.
Corriente-Manto-Convección-Placa Tectónica
Dinámica de la litosfera: Movimiento de placas
Una placa tectónica o placa litosférica es un fragmento de litósfera que se mueve como un bloque
rígido sin presentar deformación interna sobre la astenósfera de la Tierra.
La tectonica de placas es la teoría que explica la estructura y dinámica de la superficie de la Tierra.
Establece que la litósfera (la porción superior más fría y rígida de la Tierra) está fragmentada en una
serie de placas que se desplazan sobre la astenósfera. Esta teoría también describe el movimiento de
las placas, sus direcciones e interacciones. La Litósfera terrestre está dividida en placas grandes y en
placas menores o microplacas. En los bordes de las placas se concentra actividad sismica, volcánica y
tectónica. Esto da lugar a la formación de grandes cadenas y cuencas.La Tierra es el único planeta del
Sistema Solar con placas tectónicas activas, aunque hay evidencias de que Marte, Venus y alguno de
los satélites galileanos, como Europa, fueron tectónicamente activos en tiempos remotos. (Lo que
evidencia que pasaron por una etapa similar a la Tierra).
Tipos de placas
Placas oceánicas. Son placas cubiertas íntegramente por corteza oceánica, delgada y de composición
básica. Aparecerán sumergidas en toda su extensión, salvo por la presencia de edificios volcánicos
intraplaca, de los que más altos aparecen emergidos, o por arcos de islas en alguno de sus bordes. Los
ejemplos más notables se encuentran en el Pacífico: la placa del pacífico, la placa de Nazca, la placa
de Cocos y la Placa de Filipina.
Placas mixtas. Son placas cubiertas en parte por corteza continental y en parte por corteza oceánica.
La mayoría de las placas tienen este carácter. Para que una placa fuera íntegramente continental
tendría que carecer de bordes de tipo divergente (dorsales) en su contorno. Valen como ejemplos de
placas mixtas la placa Sudamericana o la placa Euroasiática.
Placas tectónicas en el mundo
II.-
CONVECCION TERMICA: EL CONDUCTOR DE
LA DINAMICA INTERNA DE LA TIERRA
La convección es una de las tres formas de transferencia de
calor y se caracteriza porque se produce por intermedio de un
fluido (aire, agua) que transporta el calor entre zonas con
diferentes temperaturas. La convección se produce únicamente
por medio de materiales Fluidos. Estos, al calentarse, aumentan
de volumen y, por lo tanto, su densidad disminuye y ascienden
desplazando el fluido que se encuentra en la parte superior y que
está a menor temperatura. Lo que se llama convección en sí, es
el transporte de calor por medio de las corrientes ascendente y
descendente del fluido.
2.1-) CONVECCION RAYLEIGH-BENARD
Hacia 1900, Henri Bénard realizó una serie de experiencias
de convección en capas delgadas, con la superficie superior
expuesta al aire, que presentaron características muy
peculiares. En estas experiencias una capa delgada de fluido
era calentada desde abajo, se establecía el flujo convectivo
y se observaba en la superficie un diagrama complicado que
consistía en la división poligonal en celdas similares a un
mosaico. El diagrama llegaba a ser un ordenamiento
acabado de hexágonos regulares dispuestos como en un
panal de abejas.
En 1916 Lord Rayleigh desarrolló una teoría que permitía
explicar los mecanismos físicos que producen la convección
aunque no permitía explicar los detalles de lo observado por
Bénard. Rayleigh señaló que se debía tener en cuenta no
sólo el empuje de flotación sino también los mecanismos
que disipan energía: el arrastre viscoso que se opone al
movimiento y tiende a frenar el ascenso de una parcela de
fluido caliente y la difusividad térmica que tiende a anular
la diferencia de temperatura y por lo tantoel empuje
2.2-) VISCOSIDAD DE LA TIERRA
El parámetro principal que controla la eficiencia del proceso de convección es la viscosidad. Cuanto
mayor sea la viscosidad, menor será el número de Rayleigh. La viscosidad del manto de la Tierra se
determina gracias al rebote postglacial (por ejemplo, Lambeck y Johnston, 1998). Viscosidad es un
parámetro que controla la cantidad de velocidad de deformación que un sólido experimenta al ser
sometido a esfuerzos diferenciales. Los modelos que describen el rebote postglacial predicen que la
viscosidad de la parte superior del manto es del orden de 10 21Pas y que la viscosidad del manto
inferior es de 5 a 50 veces mayor.
Sin embargo, el modelo de Billen y Jadamec asume que la viscosidad del manto no es directamente
proporcional a la presión sobre él. A medida que aumenta la presión, el manto se hace mucho menos
viscoso y fluye más fácilmente.(Esto va de acuerdo a la viscosidad de las rocas igneas). Esto plantea
cuestiones sobre cómo los movimientos del manto están conectados a los movimientos de las placas
en la superficie. Una de las predicciones es que hay más energía disponible para causar terremotos
en las zonas de subducción de lo que se pensaba.
Una consideración importante es que el manto de la Tierra es sólida, como lo demuestra por los
valores de las velocidades sísmicas, pero se puede considerar como un fluido a escalas geológicos de
tiempo (10s a 100s de Ma), ya que el diferencial de pequeñas tensiones (10 5Pa) en el manto por
convección puede producir grandes deformaciones durante largos períodos de tiempo.
El hecho de que la viscosidad depende fuertemente de la temperatura ha sido conocido durante
mucho tiempo. Debido a que la Tierra se está enfriando, la viscosidad de la Tierra está aumentando y
es probable que la intensidad del proceso de convección fue mucho mayor al comienzo del la
evolución de la Tierra, por lo que las placas tectónicas se tenían que desplazar muy rápidamente de
lo que se desplaza hoy. Por lo que la viscosidad del interior de la tierra y el movimiento de las placas
tectónicas ayudan a entender como evolución la tierra.
2.3-)CONVECCION TERMICA DESPUES DE LA ACRECION
Cuando la Tierra se formó, hace 4.600 millones de años, nuestro planeta era una
gran esfera, homogénea y bastante fría, de polvo cósmico y gases unidos por la
atracción gravitacional. La contracción de esos materiales y la radiactividad de
los elementos más pesados hizo que se calentara. Todo comenzó a fundirse hace
algo más de 4.000 millones de años, bajo la influencia de la temperatura y la
gravedad.
Más tarde, al empezar su enfriamiento superficial, comenzó la diferenciación
entre la corteza, el manto y el núcleo terrestres. Los silicatos más ligeros
ascendieron para dar lugar a la corteza y el manto, mientras que los elementos
pesados -hierro y níquel- se hundieron y formaron el núcleo. Los gases
emanados de las primeras erupciones volcánicas originaron la atmósfera. Su
progresivo enfriamiento dio lugar a su condensación parcial, y se formaron los
océanos.
Modelos desarrollados por Safronov (1958) asumen que los planetas se formaron por la acreción de
tamaño de kilómetros (o menos) planetesimales. Protoplanetas crecen rápidamente: en menos de
unos pocos millones de años, su radio puede ser tan grande como varios cientos a unos pocos miles
de kilómetros. Este calendario se basa tanto en los modelos más recientes de la acreción planetaria
en el Sistema Solar interior (Weidenschilling et al., 1997) y geoquímicos mediciones de
radioisótopos extintas como 26Al en eucrites (por ejemplo, Srinivasan et al., 1999).
Los protoplanetas crecen por acreción de asteroides y cometas. Ya que afecta al planeta y aumenta
su volumen y la masa, este nuevo material se calienta por al menos una parte de la energía cinética
de meteorito se transforma en calor. La velocidad del meteorito es mayor o igual a la velocidad de
escape, que aumenta a medida que crece el protoplaneta. Se puede demostrar que la temperatura
aumenta con el cuadrado del radio del planeta. Porque la acreción es un proceso rápido para los
cuerpos de hasta 2000 km de radio. Cuando la temperatura es suficientemente alta, puede
desarrollar la fusión parcial. Parece que para protoplanetas de 1.500 kilometros de radio, una
estructura de tres capas desarrolla:
(a) Modelo de la estructura interna
de un protoplaneta durante la
acreción y diferenciación antes
perfil de temperatura (b) Modelo
de la estructura interna del
protoplaneta después de la
diferenciación del núcleo y el
manto
Al ser el Fe-FeS más denso que los silicatos migran hacia el núcleo. Fusión de silicatos más ligeros
migra hacia la superficie donde se induce el vulcanismo con la desgasificación importante. La
transferencia de calor se acomoda por esta actividad volcánica abundante. Este tipo de transferencia de
calor es muy diferente de lo que se conoce en la Tierra hoy en día, pero pueden parecerse a la de
Júpiter Io, donde las fuerzas de marea puede calentar las capas superficiales del planeta que permite la
fusión parcial y ascenso de la masa fundida de silicatos.
2.4)
CONVECCION TERMICA EN UN FLUIDO ENFRIADO
DESDE ARRIBA
Cuando un fluido caliente se enfría desde lo alto, un frente frío se propaga a la baja térmica de
acuerdo con leyes bien conocidas de la conducción. Este problema fue resuelto durante el Siglo 19
por Lord Kelvin. La temperatura (T) del fluido se puede determinar en cada tiempo t después de
iniciar el proceso y en cada profundidad z de acuerdo con la ecuación brindada:
Donde:
T= Temperatura del fluido en el tiempo t
Ts=Temperatura de la superficie
Tm=Temperatura del fluido caliente
K= Difusividad térmica
Z=Profundidad
Este enfriamiento aumenta la densidad de las
capas externas debido a que la densidad aumenta
con la disminución de la temperatura.
Inestabilidades gravitacionales puede ser activado,
si la viscosidad es lo suficientemente pequeño.
La diferencia de temperatura depende de la
viscosidad del material.
2.5)
Fusión entre Convección térmica y procesos superficiales
(Vulcanismo y tectónicas)
Dinámica interna desempeñan un papel esencial no sólo en la conformación de la superficie de la
Tierra sino también en la formación y evolución de la hidrosfera y la atmósfera. La fusión parcial de
la capa seguido de la migración permite fundir los elementos volátiles (H2O, CO2, He, etc) para
migrar a la superficie y que sea liberado en la atmósfera.
La dinámica interna maneja la formación y evolución de la atmósfera.
Dinámica interna es también un elemento clave de la forma de la Tierra. Por encima penachos
calientes, la edificación de un volcán puede dar lugar a edificios de varios kilómetros de altura (es
decir, Hawaii, La Reunion).
Las colisiones entre las partes continentales de las placas generan montañas. La corteza continental
está formada por la fusión hídrica del manto peridotita o de la corteza oceánica subducida en la
actualidad. Otros procesos como el deshielo en la base de una gruesa corteza basáltica se hayan
producido durante los primeros mil millones de años de evolución de la Tierra. Cualquier proceso que
está involucrado, la corteza continental es más ligero que la corteza oceánica. También es más grueso.
En consecuencia, compensación isostática hace que la superficie de la corteza continental sea
superior que la de la corteza oceánica. Como el volumen de agua líquida en la Tierra es pequeña
(Masa (H2O) = 3 x 10 4M Earth), las variaciones topográficas crean áreas por encima del nivel del
mar y las playas, que pueden ser importantes para la formación y evolución de la vida. Por último, el
vulcanismo es una fuente potencial de energía que puede ser utilizado por los organismos para
sobrevivir en ambientes extremos. Este es el caso en las dorsales oceánicas, donde la vida se
desarrolla alrededor y cerca de las fumarolas negras. Cuando los geólogos se lanzaron a estudiar
dorsales oceánicas, descubrieron que la vida puede desarrollarse sin la energía solar. Esto no significa
que la vida pueden formarse en las dorsales oceánicas (o donde hay vulcanismo submarino), pero que
la vida puede evolucionar y adaptarse a condiciones difíciles.
III. CAMPO MAGNETICO
TERRESTRE
Campo Magnético
El campo magnético está originado por corrientes eléctricas, que pueden ser macroscópicas como
las corrientes en hilos o microscópicas asociadas con electrones en órbitas atómicas
Líneas de campo
magnético creadas por un
imán
Líneas de campo
magnético creadas por un
hilo conductor
Campo magnético
terrestre
Líneas de campo
creado por una
espira circular
Fuerza ejercida por un campo magnético
El campo magnético se define en función de la fuerza que ejerce sobre una carga en movimiento
Fuerza sobre una carga en movimiento
Fuerza
eléctrica
Fuerza Magnética
F = qE
Unidades B: Wb m-2 ó T
F = qv × B
[B] = [F] ⇒ 1T = N −1 = N
[q ][v ]
C ⋅m⋅s
A⋅ m
Resultado
experimental
1 G = 10-4 T
Fuerza de
Lorentz
Fuerza ejercida por un campo magnético
Estructura del campo magnético terrestre
El Polo Sur Magnético se encuentra a 1800 kilómetros del Polo Norte Geográfico. En consecuencia, una brújula
no apunta exactamente hacia el Norte geográfico; la diferencia, medida en grados, se denomina declinación
magnética. La declinación magnética depende del lugar de observación, por ejemplo actualmente en Madrid
(España) es aproximadamente 3º oeste. El polo Sur magnético está desplazándose por la zona norte canadiense
en dirección hacia el norte de Alaska.
Vista desde lejos
(ojo: no a escala!!)
Apariencia del Sol en un máximo solar (SOHO EIT 284
Latest Image)
CME DEL DIA 13 DE DICIEMBRE DE 2006
SONDA STEREO
20 DE ABRIL 2007: EMC
COMETA ENCKE
COMPONENTES MAGNETICOS TERRESTRES
Las componentes magnéticas (X, Y, Z, H) y los ángulos D
(declinación) e I (inclinación) se definen a partir de la proyección
del vector campo magnético (F) en un sistema de referencia local
definido
por
el
norte,
el
este
y
la
vertical.
La proyección horizontal del vector F nos indica la dirección del
norte magnético. Es la dirección a lo largo se la cual se alinearía
una brújula y, en general, no coincide con la del norte geográfico.
El ángulo que forman el norte geográfico y el norte magnético (D
en el dibujo) se conoce como declinación. En Burgos, la
declinación a fecha 1 de noviembre de 2005 es de 2.5° en
dirección oeste, mientras que la inclinación es de 57°.
El campo magnético que se observa tiene dos orígenes, uno
interno y otro externo. El campo interno es semejante al
producido por un dipolo magnético situado en el centro de la
Tierra con una inclinación de 10,5º respecto al eje de rotación.
Los polos geomagnéticos son los puntos en los que el eje del
dipolo intersecta a la superficie terrestre. Esta componente
presenta una variación secular en el tiempo, que al ser
acumulativa en grandes períodos de tiempo se ha podido
observar en algunos puntos. La componente de origen externo
es debida principalmente a la actividad del Sol sobre la
ionosfera y magnetosfera, siendo la más importante la variación
diaria con período de 24 horas. Otras variaciones de origen
externo son: la lunar, undecenal, pulsaciones magnéticas,
tormentas magnéticas, bahías, efectos cromosféricos, etc.
Las bases teóricas del Modelo de Decaimiento
se deben al matemático inglés Sir Horace
Lamb (1883), quien desarrollo modelos
matemáticos para describir el comportamiento
de corrientes eléctricas en un conductor
esférico. Según Lamb, las corrientes que
circulan en una esfera conductora decaerían
exponencialmente debido al efecto combinado
de la resistencia interna y la inducción de
Faraday. En la figura No.3, se presenta un
esquema simplificado de la situación.
PROCESOS INTERNOS
MOVIMIENTO DE LAS
MANCHAS SOLARES
Lineas de campo magnetico
Las líneas de campo convergen
donde la fuerza magnética es
mayor y se separan donde es más
débil. Por ejemplo, en una barra
imantada compacta o "dipolo", las
líneas de campo se separan a partir
de un polo y convergen en el otro y
la fuerza magnética es mayor cerca
de los polos donde se reúnen. El
comportamiento de las líneas en el
campo magnético terrestre es muy
similar.
Dipolo perfecto
Intensidad varía con la
latitud:
polo = 2 * ecuador
TRAYECTORIA DE LAS PARTICULAS CARGADAS EN EL CMT
Las líneas de campo fueron introducidas por
Michael Faraday, que las denominó "líneas de
fuerza". Durante muchos años fueron vistas
meramente como una forma de visualizar los
campos magnéticos y los ingenieros eléctricos
preferían
otra
formas,
más
útiles
matemáticamente.
Sin embargo no era así en el espacio, donde
las líneas eran fundamentales para la forma
en que se movían los electrones e iones.
Estas partículas cargadas eléctricamente
tienden a permanecer unidas a las líneas de
campo donde se asientan, girando en espiral a
su alrededor mientras se deslizan por ellas,
como las cuentas de un collar.
Modelo de la declinación magnética
Campo magnético terrestre real
Por donde andan los polos magnéticos?
Observaciones: años a siglos
China
Observatorio Londres
Toronto
Variación secular: ~23,000 años
Marina’s anomalias
magnéticas
Las fuentes del campo magnético terrestre (CMT)
La presencia de fierro y nickel y las
condiciones
p-T en el nucleo externo
 líquido ionizado
Gradientes térmicos y cambios de
densidad
 Convección
Resultado:
acción de dínamo y
campo magnético
Modelo del geodínamo de Glatzmeier & Roberts (1)
Campo en tiempos normales
y entrando a una reversión
Modelo del geodínamo de Glatzmeier & Roberts (2)
En plena reversión (multi-polar)
y en recuperación
Que podria pasar durante una reversión?
- Se reduce la intensidad a <20%
- estructura multi-polar
Como obtener mas datos sobre los
cambios del CMT?
Necesitamos:
- material adecuado que registre el CMT
- fechamientos precisos para generar series de tiempo
- metodologías para determinar dirección e intensidad
Todo esto en varias localidades para desarrollar modelos globales del CMT
EVOLUCION TEMPORAL DE LOS OBSERVATORIOS
MAGNETICOS
REGISTROS DE UNA TORMENTA EN LAS Y TRW
OBSEVATORIO MAGNETICO PILAR “DECLINACION MAGNETICA” VARIACION SECULAR
PERIODO DE REGISTRO 100 años (1905 a 2004) Eje de referencia Meridiano Geográfico
Pilar: Latitud 31° 40’ S; Longitud 63° 53’ Oeste = 4 Hs 15min 32seg Oeste de Greenwich
Variación registrada el el periodo establecido= 13° 12’.8 de Este a Oeste
Promedio Anual Año - 2004
Declinación = - 3° 21’.01 Oeste (-)
N
Promedio Anual Año - 1905
Declinación = 9° 51’.67 Este (+)
DIRECCION AL NORTE
MAGNETICO EN 1905
DIRECCION AL NORTE
MAGNETICO EN 2004
W
PILAR OBSERVATORIO
S
La Declinación Magnética cruzó el meridiano de “Este a Oeste” entre los meses de Abril y
Mayo de 1982 y continúa declinando hacia el Oeste
E
1900
2000
2100
Conclusiones
* La convección interna de la tierra, es el conductor de la dinamica
interna de la tierra, gracias a ello se produce el movimiento de placas,
los volcanes, la atmosfera terrestre.
* La convección en el manto terrestre deja de ser efectiva a medida que
la tierra envejece.
* El Campo magnético es el escudo protector de la tierra, sin ello no
seria posible la vida como la conocemos, ya que seriamos blancos
fáciles de las ondas electromagnéticas en todas sus longitudes de onda,
partículas cargas (plasma proveniente del sol) de muy alta energía,
radiación cósmica, y no tendríamos atmósfera.
* Tanto la Luna, como Marte y Venus, tuvieron un campo magnético,
por ende tuvo que tener una dinámica interna gobernada por la
convección.
* Toda en la naturaleza esta formado de átomos por lo tanto, el ser
humano es un ser electrónico.
Bibliografia
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•
Tarbuck, E. J. & Lutgens, F. K. 2005. Ciencias de la Tierra, 8ª edición. Pearson
Educación S. A., Madrid.
Wootton, Anne (Septiembre de 2006) "El Fort Knox Interno de la Tierra" Discover
27(9): p.18
Earth’s Core Spins Faster Than The Rest of the planet New- York Times. 2005
Kerr, R. A. 2005.Earth's Inner Core Is Running a Tad Faster Than the Rest of the Planet.
Science, 309(5739): p.1313 (inglés);
Lecture in Astrobiology con by christian de Duve-2005
¡¡¡¡MUCHAS GRACIAS!!!