La Tierra, composición y estructura interna
Introducción
La Tierra es un planeta del sistema solar que gira alrededor de su estrella, el Sol, en la tercera órbita más interna. Es el más denso y el quinto mayor de los ocho planetas del sistema solar. También es el mayor de los cuatro terrestres o rocosos.
La Tierra se formó hace aproximadamente 4 550 millones de años y la vida surgió unos mil millones de años después. Es el hogar de millones de especies, incluidos los seres humanos y actualmente el único cuerpo astronómico donde se conoce la existencia de vida. La atmósfera y otras condiciones abióticas han sido alteradas significativamente por la biosfera del planeta, favoreciendo la proliferación de organismos aerobios, así como la formación de una capa de ozono que junto con el campo magnético terrestre bloquean la radiación solar dañina, permitiendo así la vida en la Tierra. Las propiedades físicas de la Tierra, la historia geológica y su órbita han permitido que la vida siga existiendo. Se estima que el planeta seguirá siendo capaz de sustentar vida durante otros 500 millones de años, ya que según las previsiones actuales, pasado ese tiempo la creciente luminosidad del Sol terminará causando la extinción de la biosfera.
 |
| Una de las primeras imágenes tomadas por humanos de toda la Tierra. Fotografiada por la tripulación del Apolo 8 (probablemente por Bill Anders), la foto muestra la Tierra a una distancia de unos 30.000 km. El sur está en la parte superior, con América del Sur visible cubriendo la mitad superior del centro, con África entrando en la sombra. América del Norte está en la parte inferior derecha. Crédito: NASA |
La superficie terrestre o corteza está dividida en varias placas tectónicas que se deslizan sobre el magma durante periodos de varios millones de años. La superficie está cubierta por continentes e islas; estos poseen varios lagos, ríos y otras fuentes de agua, que junto con los océanos de agua salada que representan cerca del 71 % de la superficie constituyen la hidrósfera. No se conoce ningún otro planeta con este equilibrio de agua líquida, que es indispensable para cualquier tipo de vida conocida. Los polos de la Tierra están cubiertos en su mayoría de hielo sólido (indlandsis de la Antártida) o de banquisas (casquete polar ártico). El interior del planeta es geológicamente activo, con una gruesa capa de manto relativamente sólido, un núcleo externo líquido que genera un campo magnético, y un sólido núcleo interior compuesto por aproximadamente un 88 % de hierro.
Cronología
Los científicos han podido reconstruir información detallada sobre el pasado de la Tierra. Según estos estudios el material más antiguo del sistema solar se formó hace 4567,2 ± 0,6 millones de años, y en torno a unos 4550 millones de años atrás (con una incertidumbre del 1 %) se habían formado ya la Tierra y los otros planetas del sistema solar a partir de la nebulosa solar, una masa en forma de disco compuesta del polvo y gas remanente de la formación del Sol. Este proceso de formación de la Tierra a través de la acreción tuvo lugar mayoritariamente en un plazo de 10-20 millones de años. La capa exterior del planeta, inicialmente fundida, se enfrió hasta formar una corteza sólida cuando el agua comenzó a acumularse en la atmósfera. La Luna se formó poco antes, hace unos 4 530 millones de años.
El actual modelo consensuado sobre la formación de la Luna es la teoría del gran impacto, que postula que la Luna se creó cuando un objeto del tamaño de Marte, con cerca del 10 % de la masa de la Tierra, impactó tangencialmente contra esta. En este modelo, parte de la masa de este cuerpo podría haberse fusionado con la Tierra, mientras otra parte habría sido expulsada al espacio, proporcionando suficiente material en órbita como para desencadenar nuevamente un proceso de aglutinamiento por fuerzas gravitatorias, y formando así la Luna.
La desgasificación de la corteza y la actividad volcánica produjeron la atmósfera primordial de la Tierra. La condensación de vapor de agua, junto con el hielo y el agua líquida aportada por los asteroides y por protoplanetas, cometas y objetos transneptunianos, produjeron los océanos. El recién formado Sol solo tenía el 70 % de su luminosidad actual: sin embargo, existen evidencias que muestran que los primitivos océanos se mantuvieron en estado líquido; una contradicción denominada la «paradoja del joven Sol débil», ya que aparentemente el agua no debería ser capaz de permanecer en ese estado líquido, sino en el sólido, debido a la poca energía solar recibida. Sin embargo, una combinación de gases de efecto invernadero y mayores niveles de actividad solar contribuyeron a elevar la temperatura de la superficie terrestre, impidiendo así que los océanos se congelaran. Hace 3500 millones de años se formó el campo magnético de la Tierra, lo que ayudó a evitar que la atmósfera fuese arrastrada por el viento solar.
Se han propuesto dos modelos para el crecimiento de los continentes: el modelo de crecimiento constante, y el modelo de crecimiento rápido en una fase temprana de la historia de la Tierra. Las investigaciones actuales sugieren que la segunda opción es más probable, con un rápido crecimiento inicial de la corteza continental, seguido de un largo período de estabilidad. En escalas de tiempo de cientos de millones de años de duración, la superficie terrestre ha estado en constante remodelación, formando y fragmentando continentes. Estos continentes se han desplazado por la superficie, combinándose en ocasiones para formar un supercontinente. Hace aproximadamente 750 millones de años (Ma), uno de los primeros supercontinentes conocidos, Rodinia, comenzó a resquebrajarse. Los continentes más tarde se recombinaron nuevamente para formar Pannotia, entre 600 a 540 Ma, y finalmente Pangea, que se fragmentó hace 180 Ma hasta llegar a la configuración continental actual.
 |
| Ilustración de la Tierra siendo abrasada por el Sol cuando este ya haya entrado en la fase de gigante roja, dentro de unos 5000 millones de años. De Fsgregs at the English language Wikipedia project, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=7385305 |
El futuro de la Tierra
El futuro del planeta Tierra vendrá determinado por diversos factores, como el incremento de la luz solar proveniente del Sol, la pérdida de energía calorífica del núcleo de la Tierra, perturbaciones originadas por otros cuerpos del sistema solar y variaciones a nivel bioquímico de la superficie de la Tierra. La teoría de Milankovitch predice que el planeta seguirá sufriendo ciclos de glaciaciones a causa de la excentricidad de su órbita, la oblicuidad de la eclíptica y la precesión del planeta. Como parte del ciclo de formación de un supercontinente, la tectónica de placas dará lugar probablemente a un supercontinente dentro de unos 250-350 millones de años. Por ello, en algún momento de los próximos 3000 millones de años, la oblicuidad de la Tierra podría comenzar a sufrir variaciones caóticas, con cambios en la oblicuidad de la eclíptica superiores al 90º.
Dentro de entre 1 000 y 2 500 millones de años también se verá incrementada la radiación solar a raíz de la acumulación de helio en el núcleo del Sol, lo que conllevará la pérdida de los océanos y el cese de la deriva continental. Este proceso proseguirá acentuándose dentro de 2000 millones de años cuando el incremento de temperatura en la superficie terrestre cause un efecto invernadero descontrolado. Llegados a este punto, la mayor parte de la vida en la Tierra, si no toda, ya se habrá extinguido. Finalmente el destino último más probable del planeta será la absorción por parte del Sol en unos 5 500 millones de años, después de que esta estrella entre en una fase de gigante roja y se expanda más allá de la órbita de la Tierra, aunque al no estar bajo los efectos de las mareas solares por su pérdida de masa, es probable que el planeta siga existiendo, pero ya sin vida.
Composición y estructura
La Tierra es un planeta terrestre, lo que significa que es un cuerpo rocoso y no un gigante gaseoso como Júpiter. Es el más grande de los cuatro planetas terrestres del sistema solar en tamaño y masa, y también es el que tiene la mayor densidad, la mayor gravedad superficial, el campo magnético más fuerte y la rotación más rápida de los cuatro. También es el único planeta terrestre con placas tectónicas activas. El movimiento de estas placas produce que la superficie terrestre esté en constante cambio, siendo responsables de la formación de montañas, de la sismicidad y del vulcanismo. El ciclo de estas placas también juega un papel preponderante en la regulación de la temperatura terrestre, contribuyendo al reciclaje de gases con efecto invernadero como el dióxido de carbono, por medio de la renovación permanente de los fondos oceánicos.
La forma de la Tierra es muy parecida a la de un esferoide oblato, una esfera achatada por los polos, resultando en un abultamiento alrededor del ecuador. Este abultamiento está causado por la rotación de la Tierra, y ocasiona que el diámetro en el ecuador sea 43 km más largo que el diámetro de un polo a otro.
Hace aproximadamente 22 000 años la Tierra tenía una forma más esférica, la mayor parte del hemisferio norte se encontraba cubierto por hielo, y a medida que el hielo se derretía causaba una menor presión en la superficie terrestre en la que se sostenía, causando esto un tipo de «rebote». Este fenómeno siguió ocurriendo hasta mediados de los años noventa, cuando los científicos se percataron de que este proceso se había invertido, es decir, el abultamiento aumentaba.
La circunferencia en el ecuador es de 40 091 km. El diámetro en el ecuador es de 12 756 km y en los polos de 12 730 km.
El diámetro medio de referencia para el esferoide es de unos 12 742 km, que es aproximadamente 40 000 km/π, ya que el metro se definió originalmente como la diezmillonésima parte de la distancia desde el ecuador hasta el Polo Norte por París.
La masa de la Tierra es aproximadamente de 5,98×10^24 kg. Se compone principalmente de hierro (32,1 %), oxígeno (30,1 %), silicio (15,1 %), magnesio (13,9 %), azufre (2,9 %), níquel (1,8 %), calcio (1,5 %) y aluminio (1,4 %), con el 1,2 % restante formado por pequeñas cantidades de otros elementos. Debido a la segregación de masa, se cree que la zona del núcleo está compuesta principalmente de hierro (88,8 %), con pequeñas cantidades de níquel (5,8 %), azufre (4,5 %), y menos del 1 % formado por trazas de otros elementos.
Estructura interna de la Tierra
La estructura de la Tierra está formada por capas esféricas concéntricas: una corteza sólida de silicatos exterior, una astenosfera y un manto altamente viscosos, un núcleo externo líquido que es mucho menos viscoso que el manto y un núcleo interno sólido. La comprensión científica de la estructura interna de la Tierra se basa en observaciones de topografía y batimetría, observaciones de rocas en afloramientos, muestras llevadas a la superficie desde mayores profundidades por volcanes o actividad volcánica, análisis de las ondas sísmicas que pasan por la Tierra, mediciones de campos gravitacionales y magnéticos de la Tierra, y experimentos con sólidos cristalinos a presiones y temperaturas características del interior profundo de la Tierra.
Hace unos doscientos setenta millones de años, existía un supercontinente llamado Pangea (que incluía todos los continentes de la tierra) que cubría un tercio de la tierra y el océano mundial Panthalassa que lo rodeaba. El colapso del supercontinente comenzó hace unos doscientos millones de años, del que finalmente surgieron los continentes actuales (Asia, África, América del Norte, América del Sur, la Antártida, Europa y Australia). Ahora, además de los siete continentes, hay cinco océanos (Océano Pacífico, Océano Atlántico, Océano Índico, Océano Antártico y Océano Ártico) en la Tierra. Los efectos en la superficie de la Tierra de este proceso o accidentes geográficos suelen formarse en millones de años.
La masa de la Tierra es igual a 5,9722 x 10^24 kg y un volumen igual a 1,08321 x 10^12 kilómetros cúbicos y una densidad igual a 5,513 gramos por centímetro cúbico.
La densidad de la tierra es de 5,513 gramos por centímetro cúbico. Este número es la densidad promedio de toda la materia en la Tierra, y es el planeta más denso del sistema solar. Si no hubiera compresión gravitacional que haga que la Tierra sea densa, Mercurio, el segundo planeta más denso del sistema solar, sería el planeta más denso del sistema. La densidad de la tierra se calcula dividiendo la masa de la tierra por su volumen y luego se simplifica de kilogramos por kilómetro (kg/km) a gramos por centímetro (g/cm).
La gravedad de la Tierra fue descubierta por Isaac Newton, y su valor estándar es de 9,80665 metros por segundo (m/s^2). Pero la cantidad de gravedad no es la misma en todas partes de la Tierra, y depende de la rotación, altitud, diferencia de masa y mareas. La fuerza gravitatoria aumenta con la profundidad, la temperatura y la presión.
Elementos y compuestos constituyentes de la Tierra
La tierra está compuesta de minerales, lava, líquidos y compuestos volátiles. El oxígeno es el elemento más abundante de la parte rocosa de la Tierra (corteza y manto). Además del oxígeno, la mayoría de las rocas tienen un elemento de silicio, y estas rocas se llaman rocas de silicato. Solo algunas rocas sedimentarias, como la piedra caliza, tienen oxígeno pero no silicio. Estas rocas se encuentran cerca de la superficie de la corteza. Las rocas contienen compuestos de los óxidos de algunos elementos. Algunos de estos compuestos son: dióxido de silicio (SiO2), óxido de aluminio (Al2O3), óxido de magnesio (MgO), óxido de hierro (FeO), óxido de calcio (CaO), óxido de sodio (Na2O) y óxido de potasio (K2O).
Algunos elementos de la estructura de la tierra se conocen como elementos de tierras raras o metales de tierras raras. Estos metales son: escandio (Sc), itrio (Y), lantano (La), cerio (Ce), praseodimio (Pr), neodimio (Nd), prometio (Pm), samario (Sm), europio (Eu), gadolinio (Gd), terbio (Tb), disprosio (Dy), holmio (Ho), erbio (Er), tulio (Tm), iterbio (Yb) y lutecio (Lu). Cuando estos metales se alean con otros metales, algunos pueden ofrecer un aumento en las propiedades magnéticas, alta resistencia y temperatura, y otras propiedades. Por ejemplo, los imanes de alta resistencia están hechos de neodimio, hierro y boro.
Estructura
Nuestro conocimiento actual del interior de la Tierra se deriva de estudios de las rutas y características de las ondas sísmicas y experimentos en minerales y rocas superficiales a altas temperaturas y presiones. Se ha obtenido otra información de observaciones geológicas de rocas superficiales y estudios del movimiento de la Tierra en el sistema solar, la gravedad de la Tierra y el campo magnético, y el calor dentro de la Tierra.
 |
| Estructura de la Tierra a escala. De Kelvinsong - Trabajo propio, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=24037782 |
Las ondas sísmicas se dividen en dos grupos: ondas corporales y ondas superficiales. Las ondas corporales se dividen en dos tipos: las ondas P son ondas longitudinales y pueden propagarse en sólidos y líquidos, pero las ondas S son ondas transversales y solo pueden propagarse en sólidos (y no en líquidos). Estas olas son producidas naturalmente por terremotos y volcanes e incluso por olas de agua en los océanos y mares, o artificialmente por explosiones y dispositivos mecánicos.
Además de estos métodos, las máquinas de perforación terrestre se utilizan para comprender la estructura de la Tierra. Este dispositivo puede cavar el suelo y hacer agujeros grandes que facilitan el estudio y el reconocimiento.
Capas de la Tierra
La estructura de la Tierra se puede definir de dos maneras: por propiedades mecánicas como la reología, o químicamente.
- Mecánicamente: litosfera, astenosfera, manto mesosférico, núcleo externo y núcleo interno.
- Químicamente: corteza, manto superior, manto inferior, núcleo externo y núcleo interno.
La estratificación de la Tierra se ha inferido indirectamente utilizando el tiempo de viaje de las ondas sísmicas refractadas y reflejadas creadas por los terremotos. El núcleo externo, líquido, no permite que las ondas de cizalla lo atraviesen, mientras que la velocidad de desplazamiento (velocidad sísmica) es diferente en otras capas. Los cambios en la velocidad sísmica entre las diferentes capas causan refracción debido a la ley de Snell, como la luz que cambia de dirección al pasar a través de un prisma. Del mismo modo, los reflejos son causados por un gran aumento en la velocidad sísmica y son similares a la luz que se refleja desde un espejo.
Corteza
La corteza terrestre varía de 5–70 kilómetros en profundidad y es la capa más externa. Las partes delgadas son la corteza oceánica, que subyace en las cuencas oceánicas (5–10 km) y están compuestas de rocas ígneas densas (máficas) de silicatos de magnesio y hierro, como el basalto. La corteza más gruesa es la corteza continental, que es menos densa y está compuesta de rocas de silicatos de aluminio-potasio-sodio (félsicas), como el granito. Antiguamente las rocas de la corteza se dividían en dos categorías principales: sial y sima (Suess, 1831-1914). Se estima que el sima comienza alrededor de los 11 km por debajo de la discontinuidad de Conrad (una discontinuidad de segundo orden). El manto superior junto con la corteza constituye la litosfera. El límite corteza-manto ocurre como dos eventos físicamente diferentes. Primero, hay una discontinuidad en la velocidad sísmica, que se conoce más comúnmente como la discontinuidad de Mohorovičić o Moho. Se cree que la causa del Moho es un cambio en la composición de la roca de rocas que contienen el feldespato plagioclasa (arriba) a rocas que no contienen feldespatos (abajo). En segundo lugar, en la corteza oceánica, existe una discontinuidad química entre los acumulados ultramáficos y las harzburgitas tectonizadas, que se ha observado desde partes profundas de la corteza oceánica que se han obducido sobre la corteza continental y se han conservado como secuencias de ofiolita.
Muchas rocas que ahora forman la corteza terrestre se formaron hace menos de 100 millones (1 ×108) años atrás; sin embargo, los granos minerales más antiguos conocidos tienen aproximadamente 4.400 millones (4.4 ×109) años, lo que indica que la Tierra ha tenido una corteza sólida durante al menos 4.400 millones de años.
 |
| De Eric Gaba (Sting) (Versión en español Daroca90) - Background map: Image:Tectonic plates (empty).svg (modified) created by Ævar Arnfjörð Bjarmason under PD and based on an USGS mapData: Prof. Peter Bird's map, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=31487408 |
Placas tectónicas
Manto
El manto terrestre se extiende hasta una profundidad de 2 890 km, por lo que es la capa más gruesa de la Tierra. El manto se divide en manto superior e inferior, que están separados por la zona de transición. La parte más baja del manto al lado del límite núcleo-manto se conoce como capa d” (pronunciado «de doble prima»). La presión en el fondo del manto es ≈140 G Pa (1,4 M atm). El manto está compuesto de rocas de silicato que son ricas en hierro y magnesio en relación con la corteza suprayacente. Aunque es sólido, las altas temperaturas dentro del manto hacen que el material de silicato sea lo suficientemente dúctil como para que pueda fluir en escalas de tiempo muy largas. La convección del manto se expresa en la superficie a través de los movimientos de las placas tectónicas. Como hay una presión intensa y creciente a medida que uno viaja más profundamente en el manto, la parte inferior del manto fluye con menos facilidad que el manto superior (los cambios químicos dentro del manto también pueden ser importantes). La viscosidad del manto varía entre 10^21 y 10^24 Pa·s, dependiendo de la profundidad. En comparación, la viscosidad del agua es de aproximadamente 10 −3 Pa·s. La fuente de calor que impulsa la tectónica de placas es el calor primordial que queda de la formación del planeta, así como la desintegración radiactiva de uranio, torio y potasio en la corteza terrestre y el manto.
Núcleo
En las primeras etapas de la formación de la Tierra hace unos 4 600 millones de años, la fusión habría provocado que sustancias más densas se hundieran hacia el centro en un proceso llamado diferenciación planetaria, mientras que los materiales menos densos habrían migrado a la corteza. Por lo tanto, se cree que el núcleo está compuesto en gran parte de hierro (80%), junto con níquel y uno o más elementos ligeros, mientras que otros elementos densos, como el plomo y el uranio, son demasiado raros para ser significativos o tienden a unirse para así permanecen en la corteza. Algunos han argumentado que el núcleo interno puede tener la forma de un solo cristal de hierro.
En condiciones de laboratorio, una muestra de aleación de hierro y níquel se sometió a presiones similares al agarre en un tornillo de banco entre 2 puntas de diamante (celda de yunque de diamante) y luego se calentó a aproximadamente 4 000 K. La muestra se observó con rayos X, y apoyó firmemente la teoría de que el núcleo interno de la Tierra estaba hecho de cristales gigantes que corrían de norte a sur.
El núcleo externo líquido rodea el núcleo interno y se cree que está compuesto de hierro mezclado con níquel y trazas de elementos más ligeros.
La especulación reciente sugiere que la parte más interna del núcleo está enriquecida en oro, platino y otros elementos siderófilos.
La evidencia reciente ha sugerido que el núcleo interno de la Tierra puede girar un poco más rápido que el resto del planeta; sin embargo, estudios más recientes en 2011, encontraron que esta hipótesis no es concluyente. Quedan opciones para el núcleo que puede ser de naturaleza oscilatoria o un sistema caótico. En agosto de 2005, un equipo de geofísicos anunció en la revista Science que, según sus estimaciones, el núcleo interno de la Tierra gira aproximadamente 0,3 a 0,5 grados por año más rápido en relación con la rotación de la superficie.
La explicación científica actual para el gradiente de temperatura de la Tierra es una combinación de calor que queda de la formación inicial del planeta, la descomposición de los elementos radiactivos y la solidificación del núcleo interno.
Calor
El calor interno de la Tierra proviene de una combinación del calor residual de la acreción planetaria (20 %) y el calor producido por la desintegración radiactiva (80 %). Los isótopos con mayor producción de calor en la Tierra son el potasio-40, el uranio-238, el uranio-235 y el torio-232. En el centro del planeta, la temperatura puede llegar hasta los 7 000 K y la presión puede alcanzar los 360 GPa. Debido a que gran parte del calor es proporcionado por la desintegración radiactiva, los científicos creen que en la historia temprana de la Tierra, antes de que los isótopos de reducida vida media se agotaran, la producción de calor de la Tierra fue mucho mayor. Esta producción de calor extra, que hace aproximadamente 3000 millones de años era el doble que la producción actual, pudo haber incrementado los gradientes de temperatura dentro de la Tierra, incrementando la convección del manto y la tectónica de placas, permitiendo la producción de rocas ígneas como las komatitas que no se forman en la actualidad.
El promedio de pérdida de calor de la Tierra es de 87 mW m−2, que supone una pérdida global de 4,42 × 10^13 W. Una parte de la energía térmica del núcleo es transportada hacia la corteza por plumas del manto, una forma de convección que consiste en afloramientos de roca a altas temperaturas. Estas plumas pueden producir puntos calientes y coladas de basalto. La mayor parte del calor que pierde la Tierra se filtra entre las placas tectónicas, en las surgencias del manto asociadas a las dorsales oceánicas. Casi todas las pérdidas restantes se producen por conducción a través de la litosfera, principalmente en los océanos, ya que allí la corteza es mucho más delgada que en los continentes.
