Estrutura interna da Terra

Hoxe sabemos que o interior do noso planeta, como o doutros planetas terrestres (planetas cuxo volume está ocupado principalmente de materiais rochosos), está dividido en capas.
A Terra ten unha codia externa de silicatos solidificados, un manto viscoso e un núcleo con outras dúas capas, unha externa semisólida, moito máis fluída do que o manto, e unha interna sólida.
Moitas das rochas que hoxe forman parte da codia formáronse hai menos de 100 millóns de anos. Porén, as formacións minerais máis antigas coñecidas teñen 4. 400 millóns de anos, o que nos indica que, polo menos, o planeta tivo unha codia sólida desde entón.
Gran parte do noso coñecemento acerca do interior da Terra, dada a súa inaccesibilidade, inferiuse dunha serie de observacións indirectas, como, por exemplo, o estudo das ondas sísmicas, os meteoritos, o estudo da gravidade terrestre e as súas variacións, ou o campo magnético terrestre.
Despois de coñecer o volume do planeta, pódese calcular a súa densidade. O cálculo da masa e o volume das rochas da superficie, e das masas de auga, permítenos estimar a densidade da capa externa. A masa que non está na atmosfera ou na codia debe encontrarse nas capas internas. Métodos de estudo
Nós podemos estudar directamente, analizar etc. , a atmosfera, a hidrosfera e a codia terrestre (polo menos a parte máis superficial desta). Efectivamente, hoxe a exploración e o estudo da superficie terrestre están moi avanzados, o que permite ao ser humano a utilización de moitos dos seus recursos: extráense minerais das profundas minas, obtense auga para a rega, perfórase a codia para obtermos petróleo etc.
Pero non ocorre o mesmo coas capas profundas da Terra. O estudo da composición e das propiedades físicas do interior do planeta é un dos problemas máis difíciles que tiveron que abordar os especialistas en Ciencias da Terra, polo que o interior do noso planeta permanece aínda en gran medida descoñecido na actualidade. Este estudo implica grandes dificultades e require fortes investimentos. E mentres que o coñecemento do espazo exterior progresou notabelmente debido a razóns económicas e políticas, o estudo do interior da Terra quedou relegado a un interese puramente científico.
As minas máis profundas é raro que acaden máis dun quilómetro. As prospeccións petrolíferas poden acadar até os 8 km, pero sempre en terreos sedimentarios; en rochas ígneas ou metamórficas é raro que sobrepasen os 3 km. As sondaxes científicas neste tipo de rochas superan con dificultade os 10 km; a esa profundidade, a presión é enorme e as temperaturas aproxímanse aos 300 °C, o que fai imprescindíbel o emprego de equipos e técnicas de perforación especiais. Por iso, para coñeceren (ou intentar coñeceren) as zonas internas do planeta, os científicos teñen que apoiarse en datos obtidos indirectamente.
Aínda así, pese ao limitado do seu alcance, as sondaxes profundas de investigación teñen especial interese, xa que representan o único medio dispoñíbel para contrastar a veracidade das hipóteses concibidas a partir dos datos obtidos por métodos indirectos (como teremos ocasión de ver máis adiante).
Os principais métodos indirectos de estudo do interior da Terra son os seguintes: O estudo das rochas formadas en zonas profundas da codia (a uns 25 km), postas ao descuberto polos procesos xeolóxicos, especialmente pola erosión.
O estudo dos materiais máis profundos (de até 100 ou 125 km), situados na superficie polas erupcións volcánicas.
A interpretación e o estudo da propagación das ondas sísmicas.
O estudo da composición química e mineralóxica dos meteoritos.
Os datos complementarios obtidos do estudo da densidade da Terra, da súa temperatura e presión internas, do movemento de precesión dos equinoccios, das anomalías gravimétricas e magnéticas etc.
Estes métodos xeofísicos, ademais de ser de interese para abordar o difícil problema científico que supón o investigar o inaccesíbel interior da Terra, resultan extraordinariamente útiles tamén para a busca de recursos minerais ocultos na codia terrestre: auga, gas natural, petróleo e diversos minerais e rochas. Imos ver os principais.
Os terremotos
Sismoloxía
A sismoloxía é a rama da xeofísica que se ocupa do estudo dos terremotos. Presenta dúas vertentes ben definidas:
a) Por unha parte rexistra e estuda os terremotos, as súas causas, os seus efectos e a súa distribución.
b) Por outra, estuda a estrutura do interior da Terra, a partir dos datos que proporcionan as velocidades de propagación das ondas sísmicas. A investigación sísmica ten unha enorme importancia, pois case que todo o coñecemento que posuímos da estrutura interna do noso planeta obtívose a partir dela. O estudo dos terremotos (mellor dito, da transmisión das ondas sísmicas) proporciona as máis importantes informacións que posuímos hoxe sobre o interior da Terra.
Os materiais que compoñen a Terra (as rochas) teñen uns pequenos límites de deformación elástica; se as forzas ás que está sometido o interior da Terra superan ditos límites, prodúcense roturas bruscas (fallas), orixinándose, debido á enerxía liberada, unhas vibracións que, mercé á elasticidade das rochas, se propagan en forma de movementos ondulatorios de forma concéntrica e en todas as direccións: son os terremotos. Os terremotos, seísmos, sismos, movementos sísmicos ou tremores de terra son, pois, sacudidas bruscas e de breve duración da codia terrestre. Hai moitas causas que poden orixinar terremotos, especialmente os de moi pequena intensidade —os denominados microsismos—, como ciclóns, chuvias moi fortes, mareas moi grandes, afundimento de cavernas, explosións subterráneas etc. Pero os grandes sismos prodúcense por choques de placas tectónicas e liberación de enormes cantidades de enerxía no curso dunha reorganización brusca de materiais da codia terrestre ao superaren o estado de equilibrio mecánico, que orixinan dislocacións internas da codia terrestre que provocan a aparición dunha falla ou, sobre todo, o desprazamento de grandes bloques inestábeis aos lados dunha falla xa existente. O lugar máis ou menos profundo onde se produce o sismo chámase hipocentro ou foco, mentres que o punto situado na superficie, na vertical do hipocentro, denomínase epicentro. Segundo a profundidade do hipocentro, os terremotos clasifícanse en superficiais (co hipocentro a menos de 70 km), intermedios (de 70 a 300 km) e profundos (a máis de 300 km; máximo, 700 km).
Os terremotos rexístranse e mídense mediante uns aparellos denominados sismógrafos ou sismómetros. Consisten fundamentalmente nun péndulo de gran masa que permanece inmóbil durante as sacudidas debido á súa inercia, mentres que o soporte, unido ao terreo, vibra con el; o péndulo leva un estilete ou punzón que marca as vibracións nun rolo de papel. O rexistro gráfico do terremoto chámase sismograma; nun sismograma típico distínguense varias fases (fase inicial, fase principal e fase final ou cosa, vexase figura ao lado).
As ondas sísmicas producen ondulacións do terreo, gretas, afundimentos do solo etc. Estes fenómenos poden afectar ás obras públicas (estradas, pontes, presas, vías férreas etc. ) e aos edificios, causando derrubamentos, e tamén roturas nas conducións de auga, gas e electricidade, que á súa vez poden producir incendios. Cando o epicentro está baixo o mar (maremotos), preto da costa, pódense producir ondas xigantescas, coñecidas con nome xaponés de tsunami.
Para medir os terremotos utilízanse varias escalas. As máis empregadas son as de Mercalli, de 12 graos, e as de MSK, chamadas de intensidade e baseadas nos efectos destrutivos do sismo, e a de Richter, denominada de magnitude, de nove, elaborada mediante cálculos científicos complexos.
As ondas sísmicas
Estas son de varios tipos: Ondas P, tamén chamadas ondas primarias ou lonxitudinais. Primarias, porque son as que se propagan a maior velocidade (de 8 a 13 km/s) e por tanto chegan antes ás estacións sísmicas. Lonxitudinais, porque vibran como compresións e dilatacións (a vibración é no mesmo sentido cá propagación). Ao seren lonxitudinais, poden propagarse tanto por sólidos coma por líquidos ou gases, como fai o son.
Ondas S, ondas secundarias ou transversais. Secundarias, porque chegan en segundo lugar á estación sísmica (teñen unha velocidade entre 4 e 8 km/s). Transversais, porque a vibración é perpendicular ao sentido da propagación. Como toda onda transversal, as ondas S só poden propagarse por sólidos.
Ondas superficiais. Son ondas de propagación lenta (3, 5 km/s) producidas na superficie, a partir do epicentro, por unión das anteriores. Hainas de dous tipos: ondas Rayleigh e ondas Love, que son perpendiculares entre si. Estas ondas son as responsábeis dos efectos catastróficos típicos dos terremotos.
Para a prospección xeofísica da Terra, interesa o estudo das ondas P e das S. A velocidade de propagación destas ondas en medios sólidos depende das características dos materiais que atravesan. Se a Terra fose homoxénea, a propagación das ondas sísmicas sería rectilínea e uniforme. Porén, os sismólogos comprobaron que as ondas S e P van aumentando progresivamente a súa velocidade a medida que se aproximan ao centro da Terra (a súa traxectoria é lixeiramente curva). Este aumento da velocidade débese ás grandes presións que existen nestas zonas, que fan que os materiais estean máis compactos e sexan, por tanto, máis densos.
Comprobouse tamén que nos contactos entre rochas moi distintas, as ondas sísmicas poden reflectirse, é dicir, "rebotar" ou ben, o que é aínda máis importante, experimentar un cambio brusco de velocidade e dirección, é dicir, poden refractarse. Un cambio brusco deste tipo indica unha variación importante na natureza dos materiais.
Distinguíronse así tres capas principais: codia, manto e núcleo. A superficie de separación dos materiais distintos denomínase superficie de descontinuidade ou, simplemente, descontinuidade.
Obsérvase que as ondas S non poden penetrar no núcleo (reflíctense). Resulta que a velocidade das ondas S depende da rixidez do medio: a maior rixidez, maior velocidade; as ondas S son ondas transversais, e as ondas transversais non atravesan os líquidos. Disto dedúcese que o núcleo é líquido (ou fluído), xa que os fluídos non teñen rixidez. Isto é tamén corroborado pola diminución de velocidade que experimentan as ondas P ao pasaren pola parte exterior do núcleo. Por outra parte, as ondas P aumentan de velocidade ao pasaren a través da parte central do núcleo, o que fai supoñer que esta parte é sólida.
As principais descontinuidades son: a de Mohorovičić, entre 5 e 50 km, que separa a codia do manto, a de Gutemberg, a uns 2900 km, entre o manto e o núcleo externo, e a de Wiechert ou de Wiechwert-Lehman, entre o núcleo externo e o interno, a uns 5150 km de profundidade.
Os meteoritos
Os meteoritos son obxectos que caen á Terra procedentes do espazo sideral, e a súa composición química e mineralóxica poden proporcionarnos algúns indicios para coñecer o interior da Terra.
Mediante o uso de métodos de datación, púidose saber que a maior parte dos meteoritos teñen unha antigüidade de ao redor de 4500 millóns de anos.
A orixe dos meteoritos suponse similar á da Terra e os demais planetas. Pode incluso pensarse que proveñen dalgún planeta no que se produciu unha separación de elementos lixeiros e pesados similar ao que se pensa que tivo lugar na Terra.
Por iso pénsase que a súa composición será tamén similar á desta, estimándose que a da parte superior do manto sería parecida á dos aerólitos, a do manto inferior corresponderíase coa dos siderólitos, mentres que o núcleo tería unha composición similar á dos sideritos. Estrutura
Como vimos, a estrutura interna da Terra en capas púidose determinar indirectamente utilizando o tempo que tardan en viaxar as ondas sísmicas reflectidas e refractadas, creadas por terremotos.
As ondas transversais (S, ou secundarias) non poden atravesar o núcleo, mentres que a velocidade de propagación es diferente nas demais capas.
Os cambios en dita velocidade producen unha refracción debido á lei de Snell.
As reflexións están causadas por un grande incremento na velocidade sísmica (velocidade de propagación) e son parecidas á reflexión da luz nun espello.
Pero a estrutura interna da Terra pode establecerse segundo dous criterios diferentes. Segundo a súa composición química, o planeta pode dividirse en codia, manto e núcleo (externo e interno) e, segundo as súas propiedades físicas defínense a litosfera, a astenosfera, a mesosfera e o núcleo (externo e interno).
As diferentes capas encóntranse ás seguintes profundidades: Capas definidas pola súa composición
Cos datos obtidos polos distintos métodos de investigación estudados anteriormente, púidose chegar ao establecemento dun modelo para o interior da Terra que supón que está formada basicamente, como vimos, por tres capas: a codia, o manto e o núcleo.
Codia
A codia terrestre é unha capa comparativamente moi delgada; ten un grosor medio duns 35 km, pero este é moi variábel, oscilando entre os 3 km nas dorsais oceánicas (codia oceánica) e os 70 km nas grandes cordilleiras terrestres, como os Andes e o Himalaia (codia continental).
Esta fina capa superficial da Terra, en contacto coa atmosfera e a hidrosfera pola parte superior, e separada, por abaixo, do manto pola descontinuidade de Mohorovičić, representa tan só o 1 % da masa total da Terra, pero é a parte máis coñecida.
A principios do século XX, o sismólogo croata Andrija Mohorovičić (que era profesor da universidade de Zagreb e foi o que estudou por primeira vez as ondas sísmicas e estableceu as diferenzas entre as ondas P e as S), veu que nos observatorios situados a menos de 300 km do epicentro dun terremoto, as ondas P directas chegaban antes que as que se refractaban en capas máis profundas. O curioso do caso era que, cando a distancia entre os puntos de emisión e recepción das ondas era maior que esa distancia, as ondas refractadas recibíanse antes que as directas.
Unha posíbel explicación deste feito era supoñer que había unha capa superficial de menor densidade, na que as ondas viaxarían máis lentamente, e outra máis profunda e máis densa, pola que circularían a maior velocidade. A primeira destas capas corresponderíase coa codia, e a segunda co manto; a descontinuidade existente entre ambas as capas recibiu o nome do seu descubridor.
Obsérvanse anomalías da gravidade positivas (valores de g superiores ao teórico) nas grandes chairas e nos océanos, e anomalías negativas (valores de g inferiores ao teórico) nos continentes, especialmente nos grandes macizos montañosos. Isto explícase porque o exceso aparente de masa nas zonas continentais queda compensado por unha menor densidade dos materiais, e o defecto de masa nos océanos compénsase por un aumento da densidade.
A codia oceánica constitúe o 60 % da superficie sólida do planeta e é moi delgada, apenas de 6 a 12 km de ancho. Os métodos sismolóxicos permitiron observar que as ondas P viaxan por esta capa cunha velocidade de 7 km/s. As rochas obtidas en perforacións submarinas son do tipo do basalto (silicatos de magnesio e outros metais máis pesados, como ferro, e de cores escuras), o que se corresponde coa densidade estimada por medio do estudo das ondas sísmicas, que é de 3 g/cm3. Outro dato de interese é que a idade media das máis antigas destas rochas é de tan só 180 millóns de anos.
Por riba desta capa de rochas basálticas hai outra, extraordinariamente delgada, formada por sedimentos terrícolas (sobre todo nas zonas próximas ás costas) e precipitados carbonatados, procedentes de esqueletos de animais, protozoos e algas. Así mesmo, na capa máis profunda, en contacto co manto, a composición das rochas é de gabros e peridotita (rochas plutónicas de composición semellante á dos basaltos).
A codia continental ten unha anchura maior, aínda que variábel duns lugares a outros, entre 25 e 70 km, sempre maior, como vimos, debaixo das grandes montañas. As ondas P transmítense nesta parte da codia a menor velocidade que na oceánica, a 6 km/s, o que se corresponde cun medio menos denso (2, 7 g/cm3). Até hai moi pouco supoñíase que estaba estratificada, cunha capa superior, granítica, e unha inferior, basáltica, semellante á codia oceánica. Pero os datos dos que se dispón na actualidade fannos pensar nunha codia continental pouco estratificada formada por un conxunto caótico de rochas, maioritariamente de tipo granítico (silicatos de aluminio con calcio, potasio e sodio etc. , ricas en SiO2 —ácidas— e de cores claras), pero tamén con rochas volcánicas e metamórficas (estas últimas, máis abundantes nas zonas máis profundas), na que se poden distinguir: Unha zona superior, constituída por rochas sedimentarias e, sobre todo, por rochas de tipo granítico.
Unha zona intermedia formada por rochas cun contido maior en sílice, moi alteradas pola presión, a temperatura e máis os fluídos, e
Unha zona profunda, con moitos tipos diferentes de rochas, fortemente alteradas pola presión e a temperatura, na que abundan as básicas (con moi baixo contido en sílice).
Nas marxes continentais hai unha zona de transición entre a zona profunda e a codia oceánica basáltica.
As rochas da codia continental poden teren unha antigüidade de até preto de 4000 millóns de anos. Sobre elas, igual ca no caso da codia oceánica, atópanse capas de rochas sedimentarias. O conxunto das rochas sedimentarias de toda a codia terrestre representa tan só o 1 % desta.
Nos continentes, algúns autores distinguen a separación entre capa granítica e a basáltica co nome de descontinuidade de Conrad. Na codia oceánica só hai, como vimos, capa basáltica.
Manto
O manto terrestre, a capa intermedia da Terra, estendéndose desde a descontinuidade de Mohorovičić, na base da codia, até o límite co núcleo ou descontinuidade de Gutemberg, a uns 2900 km de profundidade. Representa o 83 % do volume total da Terra e o 65 % da súa masa. A presión, na parte inferior do manto, é duns 140 GPa (1, 4 M atm).
Os estudos de densidade (velocidade das ondas sísmicas e a distribución de masas) danos unha densidade media de 5, 6 g/cm3, variando entre aproximadamente 3 na parte superior e 6 na inferior. O feito de que o atravesen tanto as ondas P coma as S indícanos que os materiais que o compoñen están en estado sólido. Sobre a composición química e mineralóxica de manto téñense feito moitas conxecturas. Das rochas coñecidas da codia que máis se aproximan aos caracteres supostos do manto é a peridotita (rocha ultrabásica formada por olivina e piroxenos, que son silicatos ferromagnesianos). A existencia de peridotita na parte máis superficial do manto está máis ou menos de acordo coa composición dos aerólitos, especialmente dos cóndritos. Ademais, algúns volcáns, cuxas lavas se supón que proceden da capa superior do manto (uns 150 km), botan ao exterior fragmentos de rochas peridotíticas. Estes datos refórzanse coas últimas exploracións feitas desde submarinos oceanográficos, nas que se recolleron rochas deste tipo que xurdían de fendas na codia oceánica (dorsais oceánicas). Nas zonas máis profundas do manto, sometidas a enormes presións e temperaturas, os materiais deben constituír formas moito máis densas, como óxidos metálicos non combinados en compostos complexos, debido ás altas presións alí reinantes.
As grandes temperaturas fan que os materiais silíceos sexan o suficientemente dúctiles como para fluír, aínda que en escalas temporais moi grandes. A convección do manto é a responsábel, na superficie, do movemento das placas tectónicas. Como o punto de fusión e a viscosidade dunha substancia dependen da presión á que está sometida, a parte inferior do manto móvese con maior dificultade que o manto superior, aínda que tamén os cambios químicos poden ter importancia neste fenómeno. A viscosidade do manto varía entre 1021 e 1024 Pa·s. Como comparación, a viscosidade da auga é aproximadamente de 10−3 Pa. s, o que ilustra a lentitude coa que se move o manto.
Os estudos sísmicos permiten distinguir algunhas descontinuidades no manto, pese á grande homoxeneidade que se lle supón: a partir dos 700 – 1000 km obsérvase un aumento na velocidade das ondas, o que nos marcaría unha separación entre o manto superior ou externo e o manto inferior ou interno, a chamada descontinuidade de Repetti.
Por outra parte, descubriuse que, na zona superior do manto, entre os 50 – 100 km e os 250 – 300 km, a velocidade das ondas S, e tamén a das ondas P, diminúe: é a denominada zona de baixa velocidade do manto. Xa vimos que as ondas S só se propagan en sólidos, polo que os xeólogos pensan que nesta rexión do manto os materiais, debido ás altas temperaturas e presións, están cerca do punto de fusión, nun estado máis ou menos fundido ou pastoso, incluso con até un 2 % das rochas realmente fundidas, e por iso chámana astenosfera.
Na zona máis superficial de manto superior a velocidade das ondas P é similar á da zona inferior da codia (uns 8 km/s), que se mantén constante até uns 125 km de profundidade baixo os continentes (uns 70 km por debaixo dos fondos mariños). A partir de aí, a velocidade descende até valores de pouco máis de 7 km/s, recuperándose ao chegar aos 400 km, punto no que a velocidade experimenta un certo incremento que persiste até chegar á descontinuidade de Repetti (uns 700 km).
O límite superior da astenosfera suponse entre os 200 e os 300 km, como quedou dito, e resulta difícil de precisar. Máis fácil é situar a pequena descontinuidade existente contra os 400 km e, sobre todo, a máis patente dos 700 km, a descontinuidade de Repetti, que separa o manto superior do inferior. En ambos os casos non parece que se dean cambios na composición dos materiais, senón máis ben que existen reorganizacións dalgunhas das súas estruturas minerais polo efecto das enormes presións que soportan.
Entre os 670 e os 2900 km esténdese o manto inferior, aparentemente uniforme. Nel, a velocidade das ondas P crece canto máis profundamos, sen descontinuidades, até chegar a valores superiores aos 12 km/s. As condicións físicas do medio fan supoñer un comportamento plástico dos materiais desta capa.
As zonas superiores da Terra (codia e manto superior) teñen grande importancia no comportamento dinámico do planeta, xa que na astenosfera teñen a súa orixe numerosos e importantes fenómenos xeolóxicos que afectan á codia terrestre, como volcáns, terremotos, oroxénese (formación de cordilleiras) etc. Por iso no modelo dinámico, os xeólogos consideran conxuntamente esta parte ríxida (formada pola codia e unha pequena parte do manto superior, por riba da astenosfera) á que lle chaman litosfera, cunha profundidade total duns 100 km, que descansa sobre a branda astenosfera, que ten un grosor medio duns 200 km e na que, como vimos, a velocidade das ondas sísmicas diminúe bruscamente, polo que tamén se lle chamaba capa ou zona de baixa velocidade. No modelo estrutural considéranse outras dúas capas, a mesosfera, que coincide coa parte inferior do manto, ríxida, e a endosfera, que coincide co núcleo.
Núcleo
É a capa máis interna da Terra, estendéndose desde a descontinuidade de Gutemberg (2900 km) até o centro do planeta, cun radio (ou grosor) duns 3500 km. O núcleo representa o 15 % do volume do globo e o 32% da súa masa.
A densidade media da Terra é de 5515 kg/m3 (5, 515 g/cm3). Esta cifra convértea no planeta máis denso do sistema solar. Se consideramos que a densidade media da codia é aproximadamente de 3000 kg/m3 (3 g/cm3), e a do manto un pouco maior, debemos asumir que o núcleo terrestre debe estar composto por materiais máis densos. Os estudos sismolóxicos proporcionaron outras evidencias sobre a densidade do núcleo. A súa densidade oscila entre os 9000 e os 10000 Kg/m3 na parte superior e uns 14000 Kg/m3 no centro da Terra (cómpre notar o gran salto de densidades que se produce na descontinuidade de Gutemberg, de 6000 a 9500 Kg/m3 —de 6 a 9, 5 g/cm3— véxase figura inferior da sección Estrutura).
Suponse ao núcleo composto fundamentalmente por ferro, con maior ou menor proporción de níquel (por exemplo, 90 % de Fe – 10 % de Ni, de aí o seu antigo nome de nife) e, quizais, algo de xofre, silicio e outros elementos menos densos disolvidos no ferro. Outros elementos máis densos, como o chumbo ou o uranio son moi raros, ou permaneceron na superficie unidos a outros elementos máis lixeiros.
Baséase esta suposición no brusco cambio de densidade ao pasar a descontinuidade de Gutemberg, reflectido nas ondas P; este cambio indica que os materiais deben ser máis pesados, sendo o ferro o máis probable xa que, de entre os elementos densos, é un dos máis frecuentes no universo, e no noso sistema solar en concreto. Tamén encaixa esta suposición coa composición dos sideritos.
Nas primeiras fases da súa existencia, hai uns 4500 millóns de anos, os materiais máis densos, fundidos, migrarían cara ao núcleo nun proceso chamado diferenciación planetaria, mentres que outros menos densos migrarían cara á codia. Como resultado deste proceso, o núcleo está composto maioritariamente por ferro, xunto con níquel e varios elementos máis lixeiros.
Na investigación do núcleo da Terra, o papel das ondas sísmicas foi decisivo. Cando falamos destas xa mencionaramos que as ondas S non atravesaban o núcleo, polo que os xeólogos consideraban que este era "líquido" ou, máis ben, constituído por materiais carentes de rixidez. Hai unha zona de sombra total para as ondas S comprendida entre os 103° de ambos os hemisferios, que marca o límite da chegada das ondas directas, tanto S como P; con este dato é posíbel situar, aos 29000 km de profundidade, o límite externo do núcleo (descontinuidade de Gutemberg). Tamén vimos que as ondas P, que si atravesan o núcleo, a partir dos 5100 km de profundidade (ou sexa, a partir dos 2200 km do comezo do núcleo), aumentaban a súa velocidade, como se confirma polo aumento de velocidade que se observa nas que atravesan a parte máis central do planeta, do que os científicos concluíron que o núcleo interno era sólido. A separación entre este e o núcleo externo denomínase descontinuidade de Lehmann ou de Wiechert-Lehmann.
Na fronteira entre manto e núcleo, o paso desde unha fase sólida plástica á unha líquida fai diminuír bruscamente a velocidade das ondas P até valores próximos aos 8 km/s. A partir deste punto, a velocidade aumenta cara ao interior, estabilizándose en algo máis de 11 km/s nos 5150 km, xusto no límite do núcleo interno (descontinuidade de Lehman).
Para entendermos a natureza do núcleo foron moi útiles a consideración da densidade que se lle atribúe (até 12 g/cm3), os datos achegados polos meteoritos (os do tipo sideritos) e os estudos do magnetismo terrestre: os movementos do núcleo interno sólido dentro do externo líquido producirían un campo magnético.
O campo magnético da Terra
O campo magnético da Terra tense asociado, desde que se descubriu, á existencia dun núcleo metálico, como se fose unha especie de inmenso imán. O descubrimento do desprazamento dos polos magnéticos respecto dos xeográficos e o das inversións magnéticas detectadas nos estudos de paleomagnetismo, permitiron avanzar no coñecemento do magnetismo terrestre. O dinamismo destes dous fenómenos suxire que a orixe do campo magnético está no núcleo externo líquido, máis que no interno, sólido.
Non é sinxelo comprender en detalle como se pode xerar o campo magnético terrestre. Ao ser o núcleo externo unha capa líquida con variacións de temperatura e presión coa profundidade, é de esperar que se produzan correntes de ascenso e descenso de materia, o que se denomina correntes de convección. Se o líquido que forma o núcleo externo, tal como se pensa, é metálico, esas correntes de masa poderían levar asociadas correntes eléctricas que explicarían a creación dun forte campo magnético como o existente (cómpre recordar que un campo magnético se crea debido á circulación de cargas eléctricas).
As inversións dos polos magnéticos estarían entón asociadas a cambios de dirección das correntes de convección ou ben a algunha gran corrente que se produciría cada certo tempo e que xeraría un grande intercambio de masa entre as rexións superior e inferior do núcleo externo.
O núcleo interno sólido foi descuberto en 1936 por Inge Lehmann e crese de forma máis ou menos unánime que está composto de ferro con algo de níquel. Algúns científicos cren que o núcleo interno podería estar en forma dun cristal de ferro.
Recentes propostas suxiren que a parte máis interna do núcleo podería estar enriquecida con elementos moi pesados, con maior número atómico que o cesio. Isto incluiría ouro, mercurio e uranio.
Aceptábase, de maneira xeral, que os movementos de convección no núcleo externo, combinados co movemento provocado pola rotación terrestre (efecto Coriolis), eran os responsábeis do campo magnético terrestre, mediante un proceso descrito pola hipótese da dínamo. O núcleo interno está demasiado quente como para manter un campo magnético permanente (véxase Temperatura de Curie) pero probabelmente estabilice o creado polo núcleo externo.
Probas recentes suxiren que o núcleo interno podería rotar lixeiramente máis rápido que o resto do planeta. En agosto de 2005 un grupo de xeofísicos publicaron, na revista Science que, de acordo cos seus cálculos, o núcleo interno rota aproximadamente entre 0, 3 e 0, 5 graos máis ao ano que a codia.
As últimas teorías científicas explican o gradiente de temperatura da Terra como unha combinación da calor remanente da formación do planeta, calor producida pola desintegración de elementos radioactivos e o arrefriamiento do núcleo interno. É válido este modelo?
O modelo da Terra exposto até aquí é o que se pensa, hoxe en día, que representa mellor a estrutura da Terra. Pero é probábel que sufra modificacións nos próximos anos, pois os xeofísicos están continuamente achegando novos datos. Este modelo é, como todo modelo, unha simplificación da realidade. Nel intégranse todos os coñecementos obtidos por métodos moi distintos, aínda que complementarios, pero é difícil valorar até que punto é acertado nas súas predicións.
Un exemplo no que non se cumpriron estas témolo no caso dunha das perforacións máis profundas, realizada na península de Kola (norte de Rusia). Os métodos sísmicos previran uns 5 km de rochas metamórficas e volcánicas, ao redor de 2 km de granito e, por debaixo, unha capa de basalto. Ao realizarse a perforación, atopáronse os investigadores con que a primeira capa de rochas tiña un grosor de case 7 km; tamén se viu que debaixo dela había, efectivamente, unha capa granítica, pero esta era de moito máis de 2 km de espesor, xa que non se saíu dela pese a alcanzarse os 12 km de profundidade.
A tomografía sísmica é unha técnica recente que permite integrar a información que rexistran un gran número de sismógrafos en todo o mundo. Os datos básicos son velocidades de ondas sísmicas en distintos traxectos. Con iso pódense caracterizar zonas de baixa, media e alta velocidade, que poden representarse en planos que correspondan a diferentes profundidades, o que permite obter unha visión tridimensional do interior do planeta. Os resultados obtidos até este momento poñen de manifesto que os límites entre as distintas capas e subcapas son bastante máis complexos do que se pensaba. Concepcións alternativas: A Terra oca
En 1692, Edmund Halley, nun artigo publicado en Philosophical Transactions of Royal Society of London, propuxo a idea dunha Terra formada por unha cuberta oca dunhas 500 millas de espesor, con dúas capas interiores, concéntricas, ao redor dun núcleo interno. O diámetro das capas correspondería aos diámetros dos planetas Venus, Marte e Mercurio, respectivamente.
A proposta de Halley estaba baseada nos valores da densidade relativa entre a Terra e a Lúa, dados por Sir Isaac Newton nos seus Principia (1687): "Sir Isaac Newton demostrou que a Lúa é máis sólida que o noso planeta, 9 a 5", sinalou Halley, "por que non podemos supoñer entón que 4/9 do noso planeta son ocos? ".
En 1818, John Cleves Symmes, Jr. suxiriu que a Terra estaba formada por unha codia externa oca, de 1300 km de espesor, con aberturas de 2300 km en ambos os polos. No interior habería outras catro capas, cada unha delas aberta tamén nos polos.
Jules Verne, en Viaxe ao centro da Terra, imaxinou enormes cavernas interiores, e William Reed en Fantasmas dos polos imaxinou unha Terra oca.
Algúns escritores relixiosos resistíronse á idea dunha Terra esférica, aínda que non obtiveron moita aceptación.
A Flat Earth Society (Sociedade da Terra Plana), anteriormente dirixida por Charles K. Johnson, traballa duro en Estados Unidos para manter a teoría viva, e aseguraron ter varios miles de seguidores
Algúns cristiáns en Inglaterra e os Estados Unidos tamén intentaron revivir estas ideas.