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.
Forma
Comparación de tamaño de los planetas interiores, (de izquierda a derecha): Mercurio, Venus, Tierra y Marte.
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 de que el hielo se derretía causaba una menor presión en la superficie terrestre en la que se sostenían causando esto un tipo de «rebote»,
este fenómeno siguió ocurriendo hasta a mediados de los años noventa cuando los científicos se percataron de que este proceso se había invertido, es decir, el abultamiento aumentaba,
las observaciones del satélite GRACE muestran que al menos desde el 2002, la pérdida de hielo de Groenlandia y de la Antártida ha sido la principal responsable de esta tendencia. 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 1/10.000.000 de la distancia desde el ecuador hasta el Polo Norte desde París, Francia.
La topografía local se desvía de este esferoide idealizado, aunque las diferencias a escala global son muy pequeñas: la Tierra tiene una desviación de aproximadamente una parte entre 584, o el 0.17%, desde el esferoide de referencia, que es menor a la tolerancia del 0.22% permitida en las bolas de billar.
Las mayores desviaciones locales en la superficie rocosa de la Tierra son el monte Everest (8,848 m sobre el nivel local del mar) y el Abismo Challenger, al sur de la Fosa de las Marianas (10,911 m bajo el nivel local del mar). Debido a la protuberancia ecuatorial, los lugares de la superficie más alejados del centro de la Tierra son las cumbres del monte Chimborazo en Ecuador y el Huascarán en Perú
Composición químicaVéase también: Abundancia de los elementos en la Tierra
La masa de la Tierra es de aproximadamente de 5.98×1024 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 esta 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.
El geoquímico F.W. Clarke calcula que un poco más del 47% de la corteza terrestre se compone de oxígeno. Los componentes de la rocas más comunes de la corteza de la Tierra son casi todos los óxidos. Cloro, azufre y flúor son las únicas excepciones significativas, y su presencia total en cualquier roca es generalmente mucho menor del 1%. Los principales óxidos son los de sílice, alúmina, hierro, cal, magnesia, potasa y sosa. La sílice actúa principalmente como un ácido, formando silicatos, y los minerales más comunes de las rocas ígneas son de esta naturaleza. A partir de un cálculo en base a 1672 análisis de todo tipo de rocas, Clarke dedujo que un 99.22% de las rocas están compuestas por 11 óxidos (véase el cuadro a la derecha). Todos los demás se producen sólo en cantidades muy pequeñas.
Composición química de la corteza
Compuesto Formula Composición
Continental Oceánica
sílice SiO2 60.2% 48.6%
alúmina Al2O3 15.2% 16.5%
cal CaO 5.5% 12.3%
magnesio MgO 3.1% 6.8%
óxido de hierro (II) FeO 3.8% 6.2%
óxido de sodio Na2O 3.0% 2.6%
óxido de potasio K2O 2.8% 0.4%
óxido de hierro (III) Fe2O3 2.5% 2.3%
agua H2O 1.4% 1.1%
dióxido de carbono CO2 1.2% 1.4%
óxido de titanio TiO2 0.7% 1.4%
óxido de fósforo P2O5 0.2% 0.3%
Total 99.6% 99.9%
Estructura interna
El interior de la Tierra, al igual que el de los otros planetas terrestres, está dividido en capas según su composición química o sus propiedades físicas (reológicas), pero a diferencia de los otros planetas terrestres, tiene un núcleo interno y externo distintos. Su capa externa es una corteza de silicato sólido, químicamente diferenciado, bajo la cual se encuentra un manto sólido de alta viscosidad. La corteza está separada del manto por la discontinuidad de Mohorovičić, variando el espesor de la misma desde un promedio de 6 km en los océanos a entre 30 y 50 km en los continentes. La corteza y la parte superior fría y rígida del manto superior se conocen comúnmente como la litosfera, y es de la litosfera de lo que están compuestas las placas tectónicas. Debajo de la litosfera se encuentra la astenosfera, una capa de relativamente baja viscosidad sobre la que flota la litosfera. Dentro del manto, entre los 410 y 660 km bajo la superficie, se producen importantes cambios en la estructura cristalina. Estos cambios generan una zona de transición que separa la parte superior e inferior del manto. Bajo el manto se encuentra un núcleo externo líquido de viscosidad extremadamente baja, descansando sobre un núcleo interno sólido.
El núcleo interno puede girar con una velocidad angular ligeramente superior que el resto del planeta, avanzando de 0.1 a 0.5° por año
Corte de la Tierra desde el núcleo hasta la exosfera (no está a escala).
CalorEl 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, uranio-235 y 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 3.000 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 × 1013 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.
Placas tectónicas
La mecánicamente rígida capa externa de la Tierra, la litosfera, está fragmentada en piezas llamadas placas tectónicas. Estas placas son elementos rígidos que se mueven en relación uno con otro siguiendo uno de estos tres patrones: bordes convergentes, en el que dos placas se aproximan; bordes divergentes, en el que dos placas se separan, y bordes transformantes, en el que dos placas se deslizan lateralmente entre sí. A lo largo de estos bordes de placa se producen los terremotos, la actividad volcánica, la formación de montañas y la formación de fosas oceánicas.[83] Las placas tectónicas se deslizan sobre la parte superior de la astenosfera, la sólida pero menos viscosa sección superior del manto, que puede fluir y moverse junto con las placas,[84] y cuyo movimiento está fuertemente asociado a los patrones de convección dentro del manto terrestre.
A medida que las placas tectónicas migran a través del planeta, el fondo oceánico se subduce bajo los bordes de las placas en los límites convergentes. Al mismo tiempo, el afloramiento de material del manto en los límites divergentes crea las dorsales oceánicas. La combinación de estos procesos recicla continuamente la corteza oceánica nuevamente en el manto. Debido a este proceso de reciclaje, la mayor parte del suelo marino tiene menos de 100 millones de años de edad. La corteza oceánica más antigua se encuentra en el Pacífico Occidental, y tiene una edad estimada de unos 200 millones de años.[85] [86] En comparación, la corteza continental más antigua registrada tiene 4030 millones de años de edad.[87]
Las 7 placas más grandes son la Pacífica, Norteamericana, Euroasiática, Africana Antártica, Indoaustraliana y Sudamericana. Otras placas notables son la Placa Índica, la Placa Arábiga, la Placa del Caribe, la Placa de Nazca en la costa occidental de América del Sur, y la Placa Escocesa en el sur del Océano Atlántico. La placa de Australia se fusionó con la placa de la India hace entre 50 y 55 millones de años. Las placas con movimiento más rápido son las placas oceánicas, con la Placa de Cocos avanzando a una velocidad de 75 mm/año[88] y la Placa del Pacífico moviéndose 52–69 mm/año. En el otro extremo, la placa con movimiento más lento es la placa eurasiática, que avanza a una velocidad típica de aproximadamente 21 mm/año.
Nombre de la placa Área
.......................km2
Placa Africana 78.0
Placa Antártica 60.9
Placa Indoaustraliana 47.2
Placa Euroasiática 67.8
Placa Norteamericana 75.9
Placa Sudamericana 43.6
Placa Pacífica 103.3
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.
Forma
Comparación de tamaño de los planetas interiores, (de izquierda a derecha): Mercurio, Venus, Tierra y Marte.
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 de que el hielo se derretía causaba una menor presión en la superficie terrestre en la que se sostenían causando esto un tipo de «rebote», este fenómeno siguió ocurriendo hasta a mediados de los años noventa cuando los científicos se percataron de que este proceso se había invertido, es decir, el abultamiento aumentaba, las observaciones del satélite GRACE muestran que al menos desde el 2002, la pérdida de hielo de Groenlandia y de la Antártida ha sido la principal responsable de esta tendencia. 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 1/10.000.000 de la distancia desde el ecuador hasta el Polo Norte desde París, Francia.
La topografía local se desvía de este esferoide idealizado, aunque las diferencias a escala global son muy pequeñas: la Tierra tiene una desviación de aproximadamente una parte entre 584, o el 0.17%, desde el esferoide de referencia, que es menor a la tolerancia del 0.22% permitida en las bolas de billar.
Las mayores desviaciones locales en la superficie rocosa de la Tierra son el monte Everest (8,848 m sobre el nivel local del mar) y el Abismo Challenger, al sur de la Fosa de las Marianas (10,911 m bajo el nivel local del mar). Debido a la protuberancia ecuatorial, los lugares de la superficie más alejados del centro de la Tierra son las cumbres del monte Chimborazo en Ecuador y el Huascarán en Perú
Composición químicaVéase también: Abundancia de los elementos en la Tierra
La masa de la Tierra es de aproximadamente de 5.98×1024 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 esta 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.
El geoquímico F.W. Clarke calcula que un poco más del 47% de la corteza terrestre se compone de oxígeno. Los componentes de la rocas más comunes de la corteza de la Tierra son casi todos los óxidos. Cloro, azufre y flúor son las únicas excepciones significativas, y su presencia total en cualquier roca es generalmente mucho menor del 1%. Los principales óxidos son los de sílice, alúmina, hierro, cal, magnesia, potasa y sosa. La sílice actúa principalmente como un ácido, formando silicatos, y los minerales más comunes de las rocas ígneas son de esta naturaleza. A partir de un cálculo en base a 1672 análisis de todo tipo de rocas, Clarke dedujo que un 99.22% de las rocas están compuestas por 11 óxidos (véase el cuadro a la derecha). Todos los demás se producen sólo en cantidades muy pequeñas.
Composición química de la corteza
Compuesto Formula Composición
Continental Oceánica
sílice SiO2 60.2% 48.6%
alúmina Al2O3 15.2% 16.5%
cal CaO 5.5% 12.3%
magnesio MgO 3.1% 6.8%
óxido de hierro (II) FeO 3.8% 6.2%
óxido de sodio Na2O 3.0% 2.6%
óxido de potasio K2O 2.8% 0.4%
óxido de hierro (III) Fe2O3 2.5% 2.3%
agua H2O 1.4% 1.1%
dióxido de carbono CO2 1.2% 1.4%
óxido de titanio TiO2 0.7% 1.4%
óxido de fósforo P2O5 0.2% 0.3%
Total 99.6% 99.9%
Estructura interna
El interior de la Tierra, al igual que el de los otros planetas terrestres, está dividido en capas según su composición química o sus propiedades físicas (reológicas), pero a diferencia de los otros planetas terrestres, tiene un núcleo interno y externo distintos. Su capa externa es una corteza de silicato sólido, químicamente diferenciado, bajo la cual se encuentra un manto sólido de alta viscosidad. La corteza está separada del manto por la discontinuidad de Mohorovičić, variando el espesor de la misma desde un promedio de 6 km en los océanos a entre 30 y 50 km en los continentes. La corteza y la parte superior fría y rígida del manto superior se conocen comúnmente como la litosfera, y es de la litosfera de lo que están compuestas las placas tectónicas. Debajo de la litosfera se encuentra la astenosfera, una capa de relativamente baja viscosidad sobre la que flota la litosfera. Dentro del manto, entre los 410 y 660 km bajo la superficie, se producen importantes cambios en la estructura cristalina. Estos cambios generan una zona de transición que separa la parte superior e inferior del manto. Bajo el manto se encuentra un núcleo externo líquido de viscosidad extremadamente baja, descansando sobre un núcleo interno sólido.
El núcleo interno puede girar con una velocidad angular ligeramente superior que el resto del planeta, avanzando de 0.1 a 0.5° por año
Corte de la Tierra desde el núcleo hasta la exosfera (no está a escala).
CalorEl 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, uranio-235 y 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 3.000 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 × 1013 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.
Placas tectónicas
La mecánicamente rígida capa externa de la Tierra, la litosfera, está fragmentada en piezas llamadas placas tectónicas. Estas placas son elementos rígidos que se mueven en relación uno con otro siguiendo uno de estos tres patrones: bordes convergentes, en el que dos placas se aproximan; bordes divergentes, en el que dos placas se separan, y bordes transformantes, en el que dos placas se deslizan lateralmente entre sí. A lo largo de estos bordes de placa se producen los terremotos, la actividad volcánica, la formación de montañas y la formación de fosas oceánicas.[83] Las placas tectónicas se deslizan sobre la parte superior de la astenosfera, la sólida pero menos viscosa sección superior del manto, que puede fluir y moverse junto con las placas,[84] y cuyo movimiento está fuertemente asociado a los patrones de convección dentro del manto terrestre.
A medida que las placas tectónicas migran a través del planeta, el fondo oceánico se subduce bajo los bordes de las placas en los límites convergentes. Al mismo tiempo, el afloramiento de material del manto en los límites divergentes crea las dorsales oceánicas. La combinación de estos procesos recicla continuamente la corteza oceánica nuevamente en el manto. Debido a este proceso de reciclaje, la mayor parte del suelo marino tiene menos de 100 millones de años de edad. La corteza oceánica más antigua se encuentra en el Pacífico Occidental, y tiene una edad estimada de unos 200 millones de años.[85] [86] En comparación, la corteza continental más antigua registrada tiene 4030 millones de años de edad.[87]
Las 7 placas más grandes son la Pacífica, Norteamericana, Euroasiática, Africana Antártica, Indoaustraliana y Sudamericana. Otras placas notables son la Placa Índica, la Placa Arábiga, la Placa del Caribe, la Placa de Nazca en la costa occidental de América del Sur, y la Placa Escocesa en el sur del Océano Atlántico. La placa de Australia se fusionó con la placa de la India hace entre 50 y 55 millones de años. Las placas con movimiento más rápido son las placas oceánicas, con la Placa de Cocos avanzando a una velocidad de 75 mm/año[88] y la Placa del Pacífico moviéndose 52–69 mm/año. En el otro extremo, la placa con movimiento más lento es la placa eurasiática, que avanza a una velocidad típica de aproximadamente 21 mm/año.
Nombre de la placa Área
.......................km2
Placa Africana 78.0
Placa Antártica 60.9
Placa Indoaustraliana 47.2
Placa Euroasiática 67.8
Placa Norteamericana 75.9
Placa Sudamericana 43.6
Placa Pacífica 103.3