TEMA: EVOLUCION TERMICA DE LA TIERRA DURANTE LOS PRIMEROS 1000 MILLONES DE AÑOS

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1 TEMA: EVOLUCION TERMICA DE LA TIERRA DURANTE LOS PRIMEROS 1000 MILLONES DE AÑOS

2 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.

3 I.-ESTRUCTURA INTERNA Y DINAMICA DE LA TIERRA

4 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 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 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 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 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.

5 Características La densidad media de la Tierra es de kg/m3, la mayor del sistema solar. Dado que la densidad media de los materiales de la superficie oscila entre y 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 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 km de grosor y un núcleo interno sólido con un radio de unos 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.

6 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).

7 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 km (transición al núcleo). La diferenciación del manto se inició hace cerca de 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 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.

8 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.

9 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.

10 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 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 km y 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 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).

11 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.

12 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%).

13 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 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. Astenósfera Mesosfera o manto inferior 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. 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 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 km que, a pesar de su temperatura más elevada se comporta como un sólido debido a la enorme presión que soporta.

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15 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.

16 Discontinuidad de Mohorovičić Discontinuidad de Gutenberg 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 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 Discontinuidad de Lehmann 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 km, dato que no se estableció con precisión sino hasta principio de la década de 1960.

17 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

18 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 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.

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20 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.

21 Corriente-Manto-Convección-Placa Tectónica

22 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.

23 Placas tectónicas en el mundo

24 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.

25 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

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27 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.

28 2.3-)CONVECCION TERMICA DESPUES DE LA ACRECION Cuando la Tierra se formó, hace 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 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.

29 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 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

30 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.

31 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.

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33 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.

34 III. CAMPO MAGNETICO TERRESTRE

35 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

36 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 F = qe Fuerza Magnética F = qv B Unidades B: Wb m -2 ó T [ B] 1 G = 10-4 T [ F] N N 1T = = [ q][ v] C m s A m = 1 Resultado experimental Fuerza de Lorentz

37 Fuerza ejercida por un campo magnético

38 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.

39 Vista desde lejos (ojo: no a escala!!)

40 Apariencia del Sol en un máximo solar (SOHO EIT 284 Latest Image)

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42 CME DEL DIA 13 DE DICIEMBRE DE 2006

43 SONDA STEREO 20 DE ABRIL 2007: EMC COMETA ENCKE

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45 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.

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47 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.

48 PROCESOS INTERNOS MOVIMIENTO DE LAS MANCHAS SOLARES

49 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

50 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.

51 Modelo de la declinación magnética

52 Campo magnético terrestre real

53 Por donde andan los polos magnéticos?

54 Observaciones: años a siglos China Observatorio Londres Toronto

55 Variación secular: ~23,000 años

56 Marina s anomalias magnéticas

57 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

58 Modelo del geodínamo de Glatzmeier & Roberts (1) Campo en tiempos normales y entrando a una reversión

59 Modelo del geodínamo de Glatzmeier & Roberts (2) En plena reversión (multi-polar) y en recuperación

60 Que podria pasar durante una reversión? - Se reduce la intensidad a <20% - estructura multi-polar

61 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

62 EVOLUCION TEMPORAL DE LOS OBSERVATORIOS MAGNETICOS

63 REGISTROS DE UNA TORMENTA EN LAS Y TRW

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65 OBSEVATORIO MAGNETICO PILAR DECLINACION MAGNETICA VARIACION SECULAR PERIODO DE REGISTRO 100 años (1905 a 2004) Eje de referencia Meridiano Geográfico Pilar: Latitud S; Longitud Oeste = 4 Hs 15min 32seg Oeste de Greenwich Variación registrada el el periodo establecido= de Este a Oeste Promedio Anual Año Declinación = Oeste (-) DIRECCION AL NORTE MAGNETICO EN 2004 N Promedio Anual Año Declinación = Este (+) DIRECCION AL NORTE MAGNETICO EN 1905 W PILAR OBSERVATORIO E 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

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70 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.

71 Bibliografia Tarbuck, E. J. & Lutgens, F. K 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 Kerr, R. A 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

72 MUCHAS GRACIAS!!!