Consideracions generals
La Terra forma part del grup de planetes rocosos, que es caracteritzen per tenir una mida petita i una elevada densitat, i ser constituïts, fonamentalment, per ferro, oxigen, silici i magnesi. La Terra és el tercer planeta més proper al Sol, del qual dista uns 150 milions de quilòmetres.
L’edat de la Terra
La formació de la Terra està lligada a la de la resta del sistema solar. La hipòtesi més acceptada actualment és que els planetes solars van sorgir de la condensació de pols còsmica i gas preexistent, en un procés iniciat fa uns 4.600 milions d’anys (Ma). La major part de la massa d’aquest núvol es concentrà en una esfera central, que es convertí en una estrella T Tauri, el Sol. La resta del material es condensà en regions anulars molt menors, que per efecte de la gravetat, es van situar descrivint òrbites el·líptiques al voltant del Sol.
Les roques més antigues trobades al planeta Terra daten de fa uns 3.800-3.900 Ma. Es tracta de roques sedimentàries constituïdes per minerals amb edats de l’ordre de 4.100-4.200 Ma. Si bé aquests materials són relativament rars, roques d’almenys 3.500 Ma d’antiguitat són corrents a Àsia, Austràlia, Grenlàndia i Amèrica del Nord. Segons els darrers estudis basats en la datació radiomètrica de diversos tipus de meteorits, els primers minerals sòlids del sistema solar es van condensar a partir del gas nebular fa uns 4.567 Ma, els primers planetesimals es formaren fa 4.565 Ma i el planeta Terra ja era format fa 4.540 Ma. Actualment s’accepta la teoria que la Lluna es va formar poc després (4.530 Ma) com a resultat de l’impacte tangencial d’un objecte de grans dimensions (semblant al planeta Mart) sobre la Terra.
La formació i la composició química del planeta Terra
La composició química de la Terra la diferencia dels altres planetes i cossos coneguts de l’Univers. S’inclouen només els elements presents amb més de 10 parts per milió (ppm).
Allègre, 2001; EPSL
En els seus orígens la Terra hauria estat un protoplaneta de mida molt més gran que l’actual i format, bàsicament, per hidrogen i heli en forma gasosa. El camp gravitatori format portà a un procés de contracció, que, juntament amb la presència de radioactivitat, augmentà la temperatura fins a valors estimats de 2.000-3.000 ºC. La contracció dels materials provocà el desplaçament dels elements més pesants, sobretot ferro i níquel, cap al centre del planeta, i així es va formar el nucli. L’oxigen present es combinà amb part del ferro i quasi tot el magnesi per a formar silicats, que van constituir el mantell. Els elements més lleugers d’aquest mantell, desplaçats a la part més externa del planeta, acabaren formant l’escorça; s’estima que fa al voltant de 3.800 Ma la part fonamental de l’escorça terrestre estava solidificada.
Pel que fa a la composició química, es pot afirmar que no constitueix una mostra representativa de l’Univers. Els elements gasosos lleugers que for men la major part de la matèria de l’Univers són rars. Només l’oxigen té una presència important; arriba al 32% de la massa de la Terra, a causa de la seva gran capacitat per a formar compostos sòlids estables. Altres elements abundants en el cosmos, com el carboni i el nitrogen, tenen concentracions escasses a la Terra, mentre que l’hidrogen també té poca importància quantitativa i es concentra a la hidrosfera. En sentit contrari, elements poc abundosos a escala còsmica tenen una gran presència en l’interior del planeta. Els principals són el ferro (29%), concentrat en bona part al nucli, el silici (17%), que constitueix bona part del mantell en forma de silicats, i el magnesi (16%). Altres elements importants, si bé en percentatges inferiors al 2%, són el níquel, el calci, l’alumini, el sodi i el sofre. La resta dels elements químics presents a la Terra tenen concentracions molt menors. Es pot afirmar que durant la seva evolució la Terra s’ha empobrit en elements gasosos lleugers i s’ha enriquit en elements pesants.
La mida, la forma i els moviments de la Terra
Les primeres civilitzacions, abans de l’hel·lènica, entenien el món com una superfície plana, limitada per regions mitològiques. Cap al segle V aC ja s’havia estès entre els pensadors grecs la idea d’una terra esfèrica, gràcies al fet que havien observat el moviment de les constel·lacions i la forma com desapareixen els vaixells en arribar a la línia de l’horitzó, fet que indicava que solcaven una superfície corba. Al cap d’un segle, Aristòtil (384 aC – 322 aC) recollia aquesta concepció en el seus tractats.
La precessió dels equinoccis (P) es deu a la variació de l’eix d’inclinació del planeta respecte a l’eclíptica. Tant la precessió (P) com la nutació (N) i el balanceig de Chandler no són perceptibles a escala humana. (R) rotació.
A partir de fonts diverses.
Eratòstenes de Cirene (275 aC – 194 aC) va estimar la mida del planeta amb força precisió al segle III aC. En un viatge a la localitat de Siena, l’actual Assuan, al sud d’Egipte, observà que el dia del solstici d’estiu, el Sol il·luminava directament el fons d’un pou; o dit d’una altra manera, que un objecte vertical no feia ombra. L’any següent va observar que el mateix dia del solstici a Alexandria, ciutat localitzada gairebé a la mateixa longitud però a la riba de la Mediterrània, l’ombra dels edificis es projectava amb un angle respecte a la vertical de 7º 20’ (1/50 part del cercle). Això era una prova irrefutable que la superfície de la Terra no era plana, ja que si ho fos, el raigs del Sol incidirien amb el mateix angle a tot arreu. Eratòstenes va veure que trobar la mida del cercle màxim de la Terra era qüestió de solucionar un problema de trigonometria. Necessitava conèixer la distància entre les dues ciutats, i va cercar aquesta informació a través de les caravanes que recorrien Egipte. Un cop coneguda aquesta distància, calculà que el radi de la Terra havia de ser de 6.400 km, xifra molt propera als 6.371 km que avui es pren com a valor de referència.
L’eix terrestre forma un angle de 23,44° respecte al pla de l’eclíptica, és a dir, del pla que conté l’òrbita de gir de la Terra al voltant del Sol. Això dona lloc al fenomen de les estacions de l’any, que resulta de la variació de l’angle d’incidència de la llum solar: és estiu a la part de la Terra que es troba més a prop del Sol i és hivern a la part més allunyada.
A partir de fonts diverses.
Més endavant quedà establert que el planeta té la forma d’una esfera aplatada, molt propera a un esferoide de revolució, a causa dels efectes de la gravitació i de la força centrífuga generada pel moviment de rotació. Aquesta forma fou predita en el llibre Philosophiae naturalis principia mathematica d’Isaac Newton (1643 – 1727), publicat el 1687, i mesurada experimentalment en diverses campanyes geodèsiques desenvolupades durant el segle XVIII. Aquestes mesures permeteren establir que el diàmetre de la Terra a l’equador és 43 km més gran que la distància entre els pols. Així doncs, la superfície de la Terra és d’uns 510 milions de km2, dels quals 361 corresponen a mars i oceans i la resta, a zones emergides. La topografia actual és molt petita respecte a la mida del planeta, ja que la cota màxima és de 8.848 m (Everest) i la mínima de –11.012 m (fossa de les Marianes, Pacífic occidental). Això suposa aproximadament el 0,3% del radi terrestre. Pel que fa a la massa del planeta, s’estima en 5,97 · 1024 kg, amb una densitat mitjana de 5,515 g/cm3.
Topografia del geoide segons el model EIGENGRACE02S, obtingut a partir de les dades del projecte GRACE. Les àrees vermelles són més altes d’on estaria la superfície si la Terra fos un geoide perfecte. Les àrees blaves són més baixes. Les àrees grogues són les que més s’acosten a la forma idealitzada.
Reigber, 2005.
Actualment, es diu que la forma precisa del planeta és el geoide, que es descriu com un cos de figura gairebé esfèrica. Es pot dir que és la superfície hipotètica que formarien les aigües oceàniques en calma si es perllonguessin imaginàriament per sota les terres emergides. És quasi un el·lipsoide de revolució, ja que les desviacions respecte a aquesta figura no arriben als 100 m. Actualment, gràcies a l’ús d’instruments en òrbita, i en particular de la missió GRACE de la NASA, s’ha pogut descriure amb molta precisió el geoide. L’estudi detallat de les seves anomalies permet obtenir informació sobre les variacions regionals en l’escorça i el mantell.
Si bé la forma i la mida de la Terra es coneixen amb força exactitud des de l’antiguitat, fins al segle XVI no es qüestionaren, majoritàriament, les teories que situaven la Terra al centre de l’Univers. No obstant això, Aristarc de Samos (310 aC – 230 aC) ja va proposar un sistema en el qual la Terra gira sobre ella mateixa i descriu òrbites al voltant d’un Sol fix. La seva hipòtesi no va ser acceptada i la teoria geocèntrica, formulada en detall en l’Almagest de Ptolemeu (~90 – ~168), va dominar el pensament del món occidental durant més de 800 anys. En aquest model, la Terra es considera l’astre fix i central i els moviments astronòmics s’expliquen mitjançant trajectòries circulars complexes. Al segle XVI, quan es publicà el llibre De Revolutionibus Orbium Coelestium, de Nicolau Copèrnic (1473 – 1543), es va acceptar la teoria heliocèntrica, malgrat l’oposició frontal de l’Església catòlica. Les nombroses i detallades observacions astronòmiques que foren possibles gràcies al descobriment del telescopi van fer inviable mantenir la concepció proposada per Ptolemeu.
D’altra banda, la teoria heliocèntrica també va establir que el planeta Terra no estava en repòs. Els principals moviments periòdics són la rotació sobre el seu propi eix, que dona lloc a la successió del dia i la nit, i la translació respecte al Sol. El planeta també és afectat per moviments de segon ordre, com ara la precessió dels equinoccis, la nutació i el balanceig de Chandler.
Prenent com a referència el Sol, la rotació terrestre té un període de 24 h (dia solar), però si es prenen com a referència les estrelles, la duració de la rotació és aproximadament 3 min i 56 s més curta; aquest període s’anomena dia sideri. La diferència entre el dia solar i el sideri s’explica per l’efecte de moviment de translació de la Terra. La translació es defineix com el moviment que descriu la Terra al voltant del Sol, una òrbita el·líptica al llarg de 365 dies, 5 h i 47 min (any tropical). El moviment el·líptic suposa que la distància respecte al Sol varia al llarg de l’any. En el punt més proper (periheli), on es troba a primers de gener, la distància és de 147,5 milions de km, mentre que en el punt més llunyà (afeli) arriba als 152,6 milions de km i s’hi troba a primers de juliol.
El sistema Sol-Terra genera un moment de força que provoca un moviment del pol nord terrestre respecte a l’el·lipse que descriu la Terra en la seva translació, cosa que origina un moviment circular de l’eix de rotació que es coneix com precessió dels equinoccis. La periodicitat no és exacta, ja que depèn de diversos efectes, però s’estima que se situa entre 25.700 i 25.900 anys, valor que es coneix com a any platònic.
La Terra també es veu afectada per la nutació, una oscil·lació de l’eix de rotació en direcció vertical que provoca que els cercles originats per la precessió no siguin perfectes. Aquest moviment fou descobert al segle XVIII i es pot explicar pels efectes gravitatoris de la Lluna. La nutació provoca un desplaçament d’arc de 9" cada 18,6 anys.
Ja al final del segle XI s’identificà l’anomenat balanceig de Chandler, un petit moviment oscil·latori de l’eix de rotació, el període del qual és de 433 dies, que produeix el desplaçament de l’eix al llarg d’una circumferència irregular d’entre 3 i 15 m de diàmetre. L’origen d’aquest moviment és encara incert, tot i que s’ha relacionat amb fluctuacions climàtiques, canvis de salinitat, variacions en la massa atmosfèrica o moviments interns. El 28 de gener de 2006 s’observà una desaparició d’aquest moviment, que es perllongà durant sis setmanes i per a la qual no s’ha trobat encara una explicació clara.
L’estudi de l’interior de la Terra
Fins ben entrat el segle XX el coneixement sobre l’interior del planeta Terra fou molt pobre, sobretot perquè era impossible inspeccionar-lo directament. Cal recordar que el radi de la Terra fa uns 6.400 km; fins i tot en l’actualitat la perforació més profunda realitzada, que necessità 19 anys de feina continuada, només va permetre accedir a uns 12 km de fondària, un 0,2% del radi terrestre. Això fa que fins al desenvolupament de mètodes d’exploració indirectes, fonamentalment sísmics, les teories sobre l’estructura interna de la Terra es basaren en especulacions de tipus filosòfic.
Els avenços dels clàssics
Aristòtil proposà un model basat en els quatre elements essencials. El planeta, format exclusivament per l’element “terra", estaria envoltat d’una esfera concèntrica d’aigua, una d’aire i finalment una de foc, més enllà de la qual es trobaria el món dels astres i l’eternitat. Aquesta visió, assimilada pel cristianisme, dominà el pensament occidental cristià al llarg de l’edat mitjana i fou defensada per pensadors com Albert Magne (~1200 – 1280) i Tomàs d’Aquino (1225 – 1274).
Per a Descartes, la Terra era un antic Sol. Per bé que es va fixar molt en les mides de les diverses capes, no va buscar un fonament geològic sobre el qual sostenir la seva teoria.
A partir de fonts diverses.
Al principi de l’edat moderna, la discussió sobre l’interior de la Terra es va reprendre amb força entre els grans filòsofs. La primera contribució rellevant d’aquest període va ser, probablement, la formulada per René Descartes (1596 – 1650) en l’obra Principia philosophiae (1644). Proposava que l’interior del planeta, que seria un antic Sol, s’estructurava en una sèrie de capes concèntriques de diferents característiques. De l’exterior a l’interior les capes serien formades per aire, roques lleugeres, aire, aigua, roques pesants, matèria primitiva i foc central. Aquest model de Terra buida explicava la formació de les muntanyes pel col·lapse de la capa externa de roca lleugera, desgastada per l’acció del Sol sobre la capa interna d’aire.
Al cap de vint anys, el jesuïta Athanasius Kircher (1602 – 1680) proposà un model força diferent, amb el propòsit de donar explicació a les erupcions volcàniques. A partir de l’observació empírica, obtinguda en coves i mines, que la temperatura augmenta amb la fondària, es plantejà la presència d’un foc central molt actiu, connectat amb l’exterior mitjançant diferents conductes per on circularia l’aigua, la calor i els vapors subterranis.
Des del final del segle XVII i durant tot el segle XVIII es formularen teories molt diverses amb l’objectiu bàsic d’explicar la formació del relleu i l’origen del diluvi universal descrit a l’Antic Testament. Encara que força imaginatius, aquests models intenten explicar per primera vegada alguns fets observats per diversos científics de l’època com ara la superposició de diverses capes sedimentàries, la variació del camp magnètic, l’aparició sobtada de noves illes d’origen clarament volcànic o les observacions sobre la gravetat fetes amb plomades. Cal remarcar que Newton fou un dels primers a teoritzar sobre l’estructura de la Terra des d’una òptica científica moderna, en postular que els models de “Terra buida", com el proposat per Descartes, eren incompatibles amb els estudis sobre la gravetat, ja que aquestes teories implicaven que la densitat a l’interior del planeta havia de ser molt més alta que en les roques de superfície.
El gran terratrèmol de Lisboa de l’1 de novembre de 1755, l’epicentre del qual probablement era a uns 200 km al sud-oest de Lisboa, no solament va destruir la ciutat sinó que es va poder notar a gran part de l’Europa occidental. Els seus enormes efectes tant econòmics com socials van provocar un renovat interès sobre els fenòmens naturals durant la Il·lustració. A l’inici del segle XIX, l’estudi de la Terra ja no era en mans de filòsofs o teòlegs sinó que se n’ocupaven físics i matemàtics, que formulaven teories des dels laboratoris, i geòlegs, que recorrien el terreny. Van sorgir grans disputes sobre assumptes com ara si el mecanisme responsable de la formació de les roques era el neptunisme o el plutonisme, o bé si l’interior de la terra era sòlid o fluid, que es discutien per primer cop amb arguments científics. La teoria que postulava el caràcter fluid de l’interior de la Terra es basava en el valor elevat del gradient geotèrmic observat prop de la superfície, que implicaria que els silicats del mantell es fondrien a uns 80 o 100 km de fondària: aquesta teoria es va veure reforçada per l’observació de les laves fluides expulsades pels volcans. D’altra banda, des del marc teòric, André-Marie Ampère (1775 – 1836) observà que una Terra en fusió no podria resistir els esforços generats per les marees lunars, i Poisson va predir que la temperatura de fusió de les roques augmenta amb la pressió. Per la seva banda, William Hopkins (1793 – 1866) va afirmar que, per tal d’explicar les mesures astronòmiques de la precessió i la nutació, cal una coberta sòlida, de com a mínim 1.000 km. Més endavant lord Kelvin (1824 – 1907) refinà aquests arguments i arribà a la conclusió que aquesta coberta sòlida havia de tenir un gruix d’entre 2.000 i 2.500 km. A partir d’observacions de meteorits, Édouard Roche (1820 – 1883) va formular el primer model de Terra amb un nucli constituït per ferro. Ja al tombant del segle XX, Emil Wiechert (1861 – 1928) i Eduard Suess (1831 – 1914) van presentar models basats en l’estudi de la densitat dels diversos materials i de la forma del planeta. Wiechert proposà un mantell format per silici envoltant un nucli de ferro. El de Suess era un model de tres capes que va esdevenir molt popular, amb un nucli format per ferro i níquel –s’anomenava nife–, una capa evolvent formada per silici i magnesi, anomenada sima, i, finalment, la capa externa que inclou els continents o sial, formada, bàsicament, per silici i alumini. Malgrat que totes aquestes teories s’hi anaven acostant, a l’inici del segle XIX l’estructura interna de la Terra no era ben establerta. A tall d’exemple, el químic Svante August Arrhenius (1859 – 1927) encara defensava que el nucli del planeta era un reservori de gas, envoltat d’una capa de material rocós en fusió i d’una capa externa sòlida. Va caldre esperar l’aportació de la sismologia per a establir els trets que avui s’accepten sobre l’estructura del planeta.
Sismologia i estructura interna de la Terra
Les ones P (primàries) són longitudinals. Les partícules pateixen compressió i dilatació i vibren en la mateixa direcció en què es propaga la vibració. Les ones S (secundàries) són transversals, és a dir, vibren en direcció perpendicular a la de la propagació. La fletxa verda indica el moviment proporcionat al sistema; la fletxa lila mostra la direcció del moviment.
A partir de fonts diverses.
Arran del gran terratrèmol de Lisboa del 1755, el pensador anglès John Michell (1724 – 1793) va proposar per primer cop que l’energia alliberada en el terratrèmol podia viatjar en forma d’ones de compressió elàstica a través del planeta, és a dir, que la Terra es podia comportar com un sòlid elàstic. La falta de la instrumentació científica necessària per a enregistrar aquestes ones va retardar més d’un segle el progrés de la sismologia. A la primera meitat del segle XIX, gràcies al treball d’Augustin-Louis Cauchy (1789 – 1857), Siméon Denis Poisson (1781 – 1840), George Gabriel Stokes (1819 – 1903) i lord Rayleigh (1842 – 1919), entre d’altres, es desenvolupà la teoria de la propagació elàstica en materials sòlids. Es van descriure les ones de volum primàries (P) i secundàries (S), així com les ones de superfície; així es va fixar, molt abans de l’obtenció de les primeres dades experimentals, el marc teòric de la sismologia. L’enginyer irlandès Robert Mallet (1810 – 1881) se sol associar amb el naixement de la sismologia experimental, ja que el 1857, arran de l’estudi d’un terratrèmol a Nàpols, afirmà que a partir del registre de les ones sísmiques és possible localitzar l’epicentre dels terratrèmols. Al final del segle XIX s’instal·laren els primers sismòmetres, encara molt poc precisos, i molt aviat l’anàlisi de les dades recollides va permetre fixar els grans trets de l’estructura de la Terra.
Els trets principals de l’estructura interna de la Terra no van ser establerts fins fa uns 50 anys.
A partir de fonts diverses.
El 1906 Richard D. Oldham (1858 – 1936) va observar que les ones P mostren un retard respecte al temps de propagació esperat proper als 10 min per a distàncies superiors als 120° o 130º (1º = 111,11 km) de l’epicentre. Per explicar aquest retard proposà que la regió central del planeta, el nucli, ha de tenir una velocitat de propagació petita i situà el seu límit en els 3.800 km. Al cap de set anys, Beno Gutenberg (1889 – 1960) va corregir els errors en la formulació d’Oldham (que de fet comparava fases S directes amb ones S reflectides sota la superfície) i situà el límit entre el nucli i el mantell en els 2.900 km de fondària, valor acceptat actualment. També al principi del segle XX, Andrija Mohorovičić (1857 – 1936) va descobrir el límit inferior de l’escorça a partir de l’anàlisi de les ones generades per un terratrèmol a la vall de Kupa (Croàcia). Tot i que no s’observen ones S (que només es propaguen en un mitjà sòlid) propagades a través del nucli, la major part de sismòlegs del prin-cipi de segle continuaven pensant en un nucli sòlid. Això va canviar el 1926 gràcies al treball de Harold Jeffreys (1891 – 1989), que demostrà el caràcter fluid del nucli a partir de l’estudi de la rigidesa deduïda de la deformació de la Terra sota l’acció de les marees, que resulta ser molt menor que la deduïda a partir de la propagació de les ones sísmiques. El 1936 la sismòloga danesa Inge Lehmann (1888 – 1993), analitzant els registres d’un sisme a Nova Zelanda, va mostrar que era necessari comptar amb la presència d’un nucli intern per a explicar l’arribada de determinades fases del sisme de feble amplitud. Treballs posteriors van fixar el radi d’aquest nucli intern entre els 1.200 i els 1.250 km. El seu caràcter sòlid no es va poder establir fins a la dècada de 1960, gràcies a l’estudi dels modes propis de la Terra generats pel gran terratrèmol del 22 de maig de 1960 a Xile, que permeteren obtenir els valors de la velocitat de cisalla i de la densitat en el nucli. Pel que fa a la dinàmica de l’escorça, la comunitat científica no va acceptar la teoria de plaques fins a la descoberta de l’expansió dels fons oceànics, també a la dècada de 1960.
La velocitat de les ones sísmiques són força heterogènies dins de cada capa de la Terra, de manera que les dades que es donen per caracteritzarles sempre són una mitjana o un rang de variació. Pel que fa a la composició, tampoc és possible resumir en una taula la varietat. Entre les dues zones de mantell hi ha una zona de transició entre els 410 i els 660 km de fondària.
A partir de fonts diverses
La Terra es divideix radialment en una escorça molt prima (entre 3 i 70 km, amb un valor mitjà proper als 35 km), formada majoritàriament per roques màfiques (silicats de magnesi i ferro) en els oceans i per roques fèlsiques més lleugeres (silicats de sodi, potassi i alumini) sota els continents, i un mantell que s’estén fins els 2.890 km de fondària i que és format per roques silícies en estat sòlid però en condicions de temperatura i pressió que les fan suficientment dúctils per a fluir a escales temporals grans. Més endins, un nucli extern, situat entre els 2.890 i els 5.150 km i format, bàsicament, per ferro i níquel en estat fluid; i un nucli intern, format majoritàriament per ferro en estat sòlid.
El nucli terrestre
El model estàtic clàssic de l’estructura interna de la Terra es basa en les propietats químiques de les capes, mentre que el model dinàmic es basa en el comportament mecànic dels materials. Totes les distàncies s’expressen en quilòmetres.
A partir de fonts diverses.
El nucli constitueix aproximadament el 30% de la massa de la Terra i el 16% del seu volum. Es considera que és format molt majoritàriament per ferro, si bé aquesta interpretació és indirecta i deriva de tres punts fonamentals; cal que el nucli sigui metàl·lic per a explicar el camp magnètic, cap altre element de propietats similars abunda en l’Univers i, finalment, la seva alta densitat permet compensar les febles densitats dels materials de l’escorça i justificar, així, la densitat mitjana de la Terra.
Se sol fer una analogia entre el mantell i el nucli de la Terra i les dues grans famílies de meteorits observats. Els meteorits rocosos serien l’anàleg del mantell, mentre que els fèrrics, compostos per un aliatge de níquel i ferro, serien l’anàleg del nucli terrestre. L’estudi de la densitat d’aliatges de ferro a alta pressió ha permès deduir la presència d’una petita proporció d’altres components més lleugers, com ara el sofre o l’oxigen. La magnetització en les roques més antigues que afloren en superfície indica que el camp magnètic terrestre ja era actiu fa almenys 3.500 Ma. Per tant, l’estructura bàsica del planeta ha persistit durant, almenys, tres quartes parts de l’edat del planeta.
Les propietats del nucli extern i intern
A partir d’experiments de laboratori, s’estima que la temperatura al centre de la Terra és de 6.900 ± 1.000 K, i que la pressió és 1,3-3,5 milions de vegades superior que la de la superfície terrestre.
Actualment és ben establerta la diferenciació entre el nucli intern, de 1.221 km de radi i en estat sòlid, i el nucli extern, que s’estén entre els 1.221 km i els 3.481 km de radi i és format per material en fusió en estat líquid. Se sol admetre que els nuclis intern i extern no es diferencien químicament i que el nucli intern es forma per solidificació del nucli extern provocada pel progressiu refredament del planeta. Les dades sísmiques indiquen que el límit entre els nuclis extern i intern és una discontinuïtat de primer ordre, amb un gruix inferior a 5 km.
El contrast entre el nucli i el mantell és extremament fort; en termes de densitat és comparable a l’existent entre l’atmosfera i les roques de l’escorça; i en termes de viscositat, al contrast entre l’aigua dels oceans i les roques. La velocitat sísmica de les ones P en el límit exterior del nucli extern és de l’ordre de 8,1 km/s (davant els 13,6 km/s en el mantell inferior) mentre que la velocitat de les ones S és nul·la, ja que no es poden propagar a través d’un medi fluid. La velocitat de l’ona P s’incrementa gradualment en el nucli extern fins a arribar als 10,3 km/s en el límit amb el nucli intern, on pateix una discontinuïtat. En el nucli intern la velocitat de les ones P és quasi constant i passa d’11 km/s en el límit exterior a 11,2 km/s al centre del planeta. Les ones S sembla que presenten un comportament similar, amb velocitats que varien entre els 3,5 i els 3,67 km/s, tot i que aquests valors no són ben determinats.
La presència de materials lleugers al nucli extern ha fet pensar en una possible estratificació radial, però els estudis realitzats sembla que confirmen que el nucli extern és homogeni, amb l’excepció dels seus límits superior i inferior. El límit superior és molt difícil d’investigar mitjançant les ones sísmiques; tot i que hi ha indicis d’una possible estratificació en els primers 50 o 100 km del nucli extern, ara per ara els resultats no són concloents. En el límit amb el nucli intern sembla que existeix un gradient de baixa velocitat d’uns 150 km de gruix.
L’estudi de les ones de volum i dels modes normals indiquen que el nucli intern té una estructura heterogènia i anisotròpica. L’anisotropia provoca que les ones que es propaguen en direcció paral·lela a l’eix de rotació terrestre viatgin entre l’1 i el 3% més ràpid que les propagades en el pla equatorial. L’origen d’aquesta anisotropia encara és incert, tot i que es relaciona amb la presència d’inclusions de fluids orientades, de textures estratificades o d’orientacions preferencials de cristalls. També s’ha posat de manifest darrerament la presència d’heterogeneïtats importants en el nucli intern, que provoquen que l’hemisferi oriental sigui menys anisotròpic que l’occidental. D’altra banda, l’observació de variacions relatives en els temps d’arribada de certes fases sísmiques, així com l’estudi detallat d’alguns modes propis, apunten que probablement existeix una rotació diferencial entre el nucli intern i l’extern. El valor d’aquesta rotació diferencial encara no és ben establert, però es considera que el nucli intern gira en direcció est a raó d’uns 0,2º per any més ràpid que el nucli extern.
L’origen del camp magnètic terrestre
Segons el model de la geodinamo, les cel·les convectives en el nucli extern formen una regió cilíndrica situada en el nucli extern i amb eix paral·lel al de rotació de l’esfera. Les cel·les són paral·leles entre si i el flux s’organitza de manera similar als rodets d’un mecanisme de coixinet, de manera que els cilindres alterns roten en sentit contrari.
Kageyama i Sato, 1997 / American Geophysical Union.
La importància primordial del nucli terrestre és la seva relació amb la creació i el manteniment del camp magnètic terrestre mitjançant l’anomenada geodinamo. William Gilbert (1544 – 1603) va ser el primer a suggerir, al segle XVII, que el camp magnètic de la Terra és semblant al d’una esfera magnetitzada. Carl Friedrich Gauss (1777 – 1855) demostrà formalment, ja al segle XIX, que l’origen del camp magnètic ha de raure en l’interior del planeta.
L’alineament general de les línies magnètiques en direcció nord-sud mostra que el camp magnètic terrestre és fonamentalment dipolar. Aquest camp podria ser creat per un corrent elèctric de direcció esto-est en el nucli, però per a mantenir aquest corrent caldria una aportació contínua d’energia, ja que en cas contrari el camp desapareixeria en un període d’uns 10.000 anys. El model de la geodinamo, o dinamo autoinduïda, va ser formulat a la dècada de 1940 per Walter Elsasser (1904 – 1991) i Edward Criop Bullard (1907 – 1980) per resoldre aquest problema i manté encara la seva vigència. En aquest model, la rotació d’un disc metàl·lic en l’eix d’un camp magnètic provoca que les càrregues es concentrin a l’exterior del disc. En connectar aquesta zona amb l’eix del camp, el corrent elèctric generat reforça el camp magnètic original, fins a arribar a una situació d’autoinducció. En el cas de la Terra, aquest model implica l’existència d’un fluid conductor de l’electricitat en el nucli extern subjecte a convecció; el nucli actua aleshores com una dinamo que manté i regenera el camp magnètic.
La convecció del nucli extern es produeix a causa de la inestabilitat inherent de la densitat, que pot ser produïda per efecte de la temperatura o per canvis en la composició química. En qualsevol dels dos supòsits, cal explicar l’origen de l’energia necessària per a mantenir el procés convectiu. Es proposen quatre possibles orígens. La primera possibilitat és que si el nucli intern s’està refredant, solidificant i separant del nucli extern, la calor latent de solidificació pot ser suficient per a generar l’escalfament necessari per a aportar energia a la dinamo. Una segona possible font d’energia seria la desintegració d’isòtops radioactius, com ara l’urani 238 o el potassi 40, presents en el mantell i l’escorça. Però no hi ha proves que aquests elements siguin presents en el nucli. La tercera opció és la calor primordial, és a dir, la calor produïda durant la formació de la Terra com a origen de la convecció en el nucli extern. En quart lloc es pot pensar en una convecció de tipus químic; aleshores el procés es podria explicar per la cristal·lització de cristalls densos en el nucli extern, que caurien cap a les zones més internes i serien substituïts per líquids menys densos. Cal observar, però, que la magnetització de les roques indica que l’estructura bàsica del nucli no ha sofert canvis, mentre que si la convecció es produeix per modificacions en la composició, els canvis semblen inevitables a escala geològica.
Per tant, amb una gran quantitat de fluid conductor subjecte a convecció i una permanent font d’energia, ja s’explica la dinamo. No obstant això, els models de tipus hidrodinàmic indiquen que perquè es generin processos de tipus convectiu al nucli cal que la Terra descrigui el seu moviment de rotació (que genera la força de Coriolis) i que existeixi un nucli intern sòlid.
Hi ha evidències que el camp magnètic s’ha invertit centenars o potser milers de vegades en la història geològica. De fet, l’observació d’aquestes variacions a les roques dels fons oceànics va tenir un paper primordial per a l’acceptació de la teoria de plaques a la dècada de 1960. Se sap que el camp magnètic terrestre es pot invertir completament en un període de temps curt, de només uns quants milers d’anys. Aquestes brusques inversions es poden reproduir en dinamos de laboratori i se solen atribuir a la naturalesa caòtica dels processos magnetohidràulics, però encara no poden ser explicades ni predites.
Cal remarcar que bona part del coneixement sobre el nucli encara és molt especulatiu, ja que, a causa de les extremes condicions de temperatura i pressió necessàries, no ha estat possible construir un model de laboratori en el qual un flux convectiu d’un fluid generi realment un camp magnètic.
El mantell terrestre
El mantell s’estén des del límit intern de l’escorça, que es troba, de mitjana, a poques desenes de km de la superfície, i el nucli extern, a 2.890 km de fondària. És per tant la capa més gran de la Terra i ocupa el 84% del seu volum. Se sol dividir en tres seccions en funció de la seva composició química: el mantell superior, entre l’escorça i els 410 km, la zona de transició, entre els 410 i els 660 km de fondària, i el mantell inferior. També cal diferenciar, en la zona més profunda del mantell, l’anomenada capa D’’, que actua com un límit tèrmic entre el mantell i el nucli.
Des del punt de vista de les propietats físiques, la divisió és diferent. La zona més superficial forma part, juntament amb l’escorça, de la litosfera, que es caracteritza per la seva rigidesa i el comportament elàstic. Per sota es troba l’astenosfera, constituïda per materials que a causa de les condicions de pressió i temperatura es comporten plàsticament; aquest tret fa possible els desplaçaments de les plaques tectòniques i els ajustaments verticals de tipus isostàtic. Per sota dels 660 km, un fort increment de les velocitats sísmiques i de la densitat marca l’inici de la mesosfera, que es caracteritza per un augment amb la profunditat de la rigidesa.
El mantell és constituït bàsicament per silicats, amb una presència de ferro i magnesi molt superior a la de l’escorça. Els minerals més representatius són l’olivina i el piroxè. La temperatura varia entre els 500-900 ºC prop del límit amb l’escorça i els més de 3.500 ºC al límit inferior del mantell. Aquestes temperatures excedeixen el punt de fusió dels minerals que el constitueixen, però la pressió litostàtica fa que el mantell es mantingui en estat sòlid.
El mantell superior
La peridotita és la roca predominant al mantell superior. És una roca ígnia intrusiva de color fosc, en general, i d’elevada densitat.
Theklan.
El mantell superior és constituït fonamentalment per peridotites, roques ultrabàsiques compostes en el 80% per olivina i en el 20% de piroxè. Com a resultat de processos tectònics, és possible observar aquestes roques en alguns punts concrets de la superfície terrestre, entre els quals cal destacar els afloraments d’Oman i, dins la península Ibèrica, les peridotites de Ronda.
En el límit superior del mantell es produeix un augment sobtat de la velocitat de les ones sísmiques P, que arriben a valors típics de 8,1 km/s. Aquest límit entre l’escorça i el mantell és la discontinuïtat de Mohorovičić, sovint anomenada Moho. La seva posició pot variar entre els 3 i els 70 km en funció de si l’escorça és de tipus continental o oceànic. Per sota de la discontinuïtat de Moho, la velocitat de les ones sísmiques s’incrementa de forma gradual, tot i que hi ha proves de la presència d’almenys una discontinuïtat al voltant dels 80 km de fondària, coneguda com discontinuïtat de Hales i que sembla que s’associa a una transició de fase de les peridotites. També s’han detectat variacions laterals significatives en la part més superficial del mantell. En les zones de rift (on se separen les plaques tectòniques) que presenten activitat sísmica i volcànica, la velocitat de les ones tendeix a ser més baixa: pot ser de 7,9 km/s per les ones P i de 4,7-4,8 km/s per les ones S. Les zones continentals estables tenen valors més elevats, que arriben als 8,2-8,4 km/s per l’ona P. Es creu que aquestes variacions es deuen a canvis tèrmics, si bé poden reflectir també canvis en la composició química.
La presència d’una capa de baixa velocitat en el mantell superior actualment és ben establerta, tot i que és difícil d’identificar en els registres sísmics. El model PREM (Preliminary Reference Earth Model) situa els límits superior i inferior d’aquesta zona en els 80 i 220 km de fondària, respectivament, tot i que s’ha vist que la seva posició varia de forma significativa a escala regional. Aquesta zona de baixa velocitat del mantell superior s’identifica amb l’astenosfera, la regió amb baixa viscositat situada per sota de la litosfera. Consegüentment, la posició del seu límit superior, conegut com discontinuïtat de Gutenberg (nom que abans es donava a la discontinuïtat entre el mantell i el nucli), es correspon amb el gruix de la litosfera i té una gran importància en l’estudi de la tectònica de plaques.
En el mantell superior la velocitat de les ones sísmiques depèn de la direcció de propagació. Aquest fenomen, conegut com anisotropia sísmica, s’associa amb l’orientació preferencial de l’olivina en resposta a l’estat d’esforços present o passat del mantell superior; és present tant a la litosfera com al mantell sublitosfèric. El seu estudi permet posar de manifest les direccions del flux del material dins el mantell o veure com els efectes dels grans episodis tectònics afecten el conjunt de la litosfera.
La presència dels anomenats hot-spots (punts calents), regions volcàniques on el mantell superior té una temperatura anormalment alta i que romanen fixes respecte a la tectònica de plaques, sembla que indica l’existència de canals verticals, coneguts com plomes, que aportarien material calent des del límit entre el nucli i el mantell fins a les zones més superficials.
A partir de fonts diverses.
Velocitat de les ones P i de les ones S i densitat en el mantell superior segons el model de referència PREM (Preliminary Reference Earth Model), enunciat el 1981, que és el més acceptat pel que fa a la descripció i inter-pretació de les discontinuïtats de l’estructura interna de la Terra.
A partir de dades de l’autor.
Per sota dels 200 km, el mantell presenta poca estructuració, amb un augment constant de la velocitat de les ones sísmiques fins arribar a la zona de transició. Aquesta zona és compresa entre dues fortes discontinuïtats en el perfil de velocitat sís-mica, situades a 410 i 660 km de fondària, respectivament. Si bé avui en dia aquestes discontinuïtats, conegudes simplement com 410 i 660, es poden identificar clarament en diversos tipus de registres sísmics, no van ser descrites amb precisió fins al final dels anys seixanta. L’anàlisi de fases sísmiques reflectides en aquestes discontinuïtats mostra que són, en ambdós casos, força primes, amb gruixos que oscil·len entre els 4 i els 15 km. Geològicament, aquestes discontinuïtats corresponen a transicions de fase en l’olivina, que es transforma en el mineral espinel·la a la 410 i passa d’espinel·la a perovskita (CaTiO3) a la 660.
La posició d’aquestes discontinuïtats no és uniforme sinó que presenten variacions topogràfiques atribuïdes a variacions laterals de temperatura, que sembla que són compreses entre els ± 20 km. S’estima que un augment de 100 ºC suposaria l’aprimament de la zona de transició de 13 km. Si l’origen de les discontinuïtats fos purament un canvi de fase, aquestes variacions haurien d’estar inversament correlacionades. L’existència d’aquesta correlació inversa és encara dubtosa. Alguns autors indiquen que els salts de velocitat són menors que els esperats si el mantell fos format únicament per olivina i en dedueixen la presència d’ortopiroxè, granat i clinopiroxè. L’estudi detallat de les variacions topogràfiques d’aquestes discontinuïtats permet obtenir informacions sobre la distribució lateral de zones fredes i calentes del mantell superior, que poden estar relacionades amb els límits dels corrents convectius ascendents i descendents.
D’altra banda, els estudis realitzats en continents estables apunten que probablement la tectònica litosfèrica no arriba a la zona de transició, amb l’excepció de les zones de subducció i, potser, els hot-spots. A gran escala, les zones de subducció sembla que provoquen una depressió d’entre 20 i 50 km en la 660. La possible elevació de la 410 en aquestes zones és molt més incerta. Tampoc no és ben documentat encara l’efecte dels hot-spots sobre la posició d’aquestes discontinuïtats.
Al principi de la dècada de 1990 es va descriure una altra discontinuïtat en la zona de transició, situada a 520 km. Els resultats més recents sembla que confirmen que aquesta discontinuïtat existeix, encara que no és global, i que implica un canvi de velocitat molt menor que en el cas de les discontinuïtats a 410 i 660 km.
El mantell inferior
El mantell inferior s’estén dels 660 als 2.890 km de fondària i presenta una estructura relativament uniforme, sense discontinuïtats radials com les observades en la zona de transició. Els minerals en aquesta regió tenen majoritàriament una estructura cristal·lina de tipus perovskita, amb predomini dels òxids de magnesi i ferro. Les fases sísmiques d’aquesta zona mostren molt poca complexitat, la qual cosa es tradueix en uns perfils de velocitat uniformes, amb valors que creixen monòtonament de 10,7 a 13,7 km/s per a les ones P i de 5,9 a 7,2 km/s per a les ones S.
En comparació amb el seu veí nucli extern, el mantell inferior té una temperatura més freda i presenta moviments convectius més lents. Per tant, el límit entre ambdues capes es caracteritza per una important discontinuïtat tèrmica i química. Aquesta zona, amb un gruix d’entre 50 i 350 km, coneguda com a capa D", té una estructura sísmica força complexa, que inclou una capa de molt baixa velocitat situada just per sobre del límit amb el nucli.
Convecció i estructura tridimensional del mantell
Esquema dels processos convectius en el mantell. En general es considera que el mantell té una única capa convectiva, si bé alguns models geoquímics ja inclouen dues capes i diversos autors pensen que un model de diverses capes convectives superposades seria més realista.
A partir de fonts diverses.
El nombre creixent d’estacions sísmiques digitals de banda ampla distribuïdes per tot el planeta, juntament amb la millora en la potència de càlcul dels ordinadors, han fet possible en les últimes tres dècades l’obtenció d’informació força detallada sobre les variacions laterals de les propietats físiques, fent possible per primer cop l’obtenció d’una visió tridimensional de l’interior del planeta que discrepa de la visió homogènia de les zones acotades per la seva fondària.
Pel que fa al mantell, la principal metodologia per a arribar a aquestes imatges és la tomografia sísmica. La zona d’estudi es divideix en cel·les distribuïdes en diferents capes; la mida de les cel·les defineix la resolució de la imatge obtinguda. A partir d’un model de velocitat inicial i del temps de propagació d’un nombre important de sismes, registrats en diverses estacions distribuïdes per la zona d’estudi, es busca quines variacions relatives de velocitat cal introduir a cada cèl·lula del model per a ajustar correctament el conjunt de les dades. D’aquesta manera es detecten les pertorbacions que pateix el temps de propagació en cada estació, i així es poden definir zones de l’interior del planeta on la velocitat de les ones augmenta o disminueix respecte al model general; aquestes zones després es correlacionen amb processos tectònics, anomalies tèrmiques o canvis de composició. De forma genèrica, el material més fred tendeix a ser més rígid i incompressible, cosa que fa que la velocitat de propagació sísmica sigui més alta. Pel contrari, el material calent acostuma a tenir una densitat relativa més baixa i una velocitat sísmica més lenta.
Aquest tipus de treballs es va iniciar al principi dels anys vuitanta i s’han anat refinant de forma contínua, tant pel que fa a la quantitat de dades disponibles com pel que fa a les tècniques utilitzades. A partir del anys noranta es van introduir mètodes que tenien en compte la presència d’anisotropia en el conjunt del mantell, de manera que fos possible determinar les direccions dels moviments laterals de material. La dècada següent es van desenvolupar tècniques tomogràfiques que analitzen el soroll de fons enregistrat de forma contínua en les estacions sísmiques, és a dir, allò que queda enregistrat quan no hi arriben terratrèmols. Aquest soroll prové en gran mesura de l’onatge en els oceans i permet, mitjançant un processament complex, obtenir imatges tomogràfiques en zones amb poca sismicitat natural.
A escala global, a la zona superior del mantell s’identifiquen com a zones de propagació ràpida els escuts continentals, és a dir, les zones on les plaques han estat exposades en superfície durant milers de milions d’anys i, per tant, han tingut temps per a refredar-se. El mateix succeeix amb les zones més antigues de l’escorça oceànica, properes als marges continentals. Les dorsals oceàniques, on es produeix l’acreció de nova escorça, apareixen molt ben definides en el mantell superior com a capes de velocitat lenta, relacionades directament amb l’ascens de material calent des dels nivells inferiors del mantell. Les zones de subducció, relativament fredes, apareixen com a zones amb velocitats altes. Les seccions tomogràfiques verticals mostren clarament com s’incrementa el gruix litosfèric al llarg de les plaques oceàniques, en anar de la dorsal fins a la zona de subducció. Aquest reflex de la tectònica en el mantell es dona fins a fondàries de 250-300 km. Sota les zones oceàniques, especialment en aquelles que es mouen més ràpidament, s’observa el fenomen de l’anisotropia, amb la direcció de propagació ràpida paral·lela a la direcció de desplaçament de la placa. En zones continentals l’anisotropia també existeix, si bé té una distribució força més complexa i varia sensiblement amb la fondària. Actualment és ben documentada la presència d’anisotropia fins a l’inici de la zona de transició.
A més fondària del mantell, l’amplitud de les heterogeneïtats s’esmorteeix. Les dorsals d’expansió ràpida encara apareixen com a zones de velocitat lentes, però les dorsals menys actives ja no són visibles. Es pot observar com les zones de subducció travessen la discontinuïtat 660 i penetren fins el mantell inferior. A 1.500 km de fondària, ja en el mantell inferior, algunes de les antigues zones de subducció, com ara la placa de Farallon i la Tetis, encara es poden identificar.
La capa D’’, que suposa el límit entre mantell i nucli, mostra variacions laterals importants. Al voltant de la placa de l’oceà Pacífic se situa una zona amb velocitats elevades, mentre que s’identifiquen dues zones de baixa velocitat sota el Pacífic central i sota el sud-est de l’Atlàntic i l’Àfrica meridional. Es considera que les àrees de velocitat ràpides poden indicar la posició d’antigues zones de subducció, que s’haurien propagat fins a la part més profunda del mantell, mentre que les àrees de velocitat lenta, conegudes com superplomes, correspondrien a l’arrel profunda dels hot-spots.
Una de les aplicacions més habituals dels models tomogràfics és l’estudi de les propietats dels moviments convectius al mantell, de gran importància, ja que són els responsables dels moviments de les plaques tectòniques que formen la litosfera. L’existència de moviments convectius en el mantell no es va fer evident fins al final de la dècada de 1960, quan es va acceptar la teoria de plaques. Tot i que ja havia estat formulada per Alfred Lothar Wegener (1880 – 1930), aquesta teoria no va ser plenament acceptada fins que es va constatar que l’edat de les plaques oceàniques augmenta en allunyar-se de les dorsals. L’aportació de la tomografia sísmica és establir amb detall l’extensió vertical de dorsals i zones de subducció, i definir així la geometria de les cèl·lules de convecció. Les dorsals oceàniques corresponen a les zones de moviment ascendent, mentre que les zones de subducció defineixen les zones de moviment descendent. Aquests corrents sembla que arriben fins a la capa D’’, al límit inferior del mantell.
Els models físics més simples que estudien de forma genèrica la convecció indiquen que l’amplada i el gruix de les cèl·lules convectives són similars. En canvi, en el mantell terrestre les cèl·lules convectives són molt més amples (prop de 10.000 km) que no pas gruixudes (uns 3.000 km), fonamentalment perquè les roques del mantell inferior són més viscoses que al mantell superior. Els models numèrics recents mostren que les plaques tectòniques no es mouen de forma passiva per sobre de les cèl·lules de convecció del mantell, sinó que en controlen les propietats. La migració dels continents, les dorsals i les fosses modifica de forma contínua les condicions de contorn, la qual cosa provoca un variació passiva del mantell. En general es considera que el mantell té una única capa convectiva, si bé alguns models geoquímics ja inclouen dues capes i diversos autors pensen que un model de diverses capes convectives superposades seria més realista.
Els corrents convectius es manifesten també en altres observacions geofísiques, com ara les anomalies gravimètriques, la topografia dinàmica o les velocitats de divergència horitzontal de les plaques. L’anàlisi d’aquests models farà possible entendre millor la influència de factors com ara la presència de variacions mineralògiques en els models tomogràfics o la distribució d’elements radio-actius en el mantell.
L’escorça terrestre
L’escorça és la capa més superficial i prima de la Terra i representa només l’1% del volum del plane-ta. Des d’un punt de vista dinàmic, l’escorça forma la part superior de la litosfera i té, per tant, un paper fonamental en els processos tectònics que afecten el planeta. El seu gruix és molt variable, ja que pot oscil·lar entre els 3-8 km sota els oceans i els més de 70 km sota les grans serralades orogèniques, com ara l’Himàlaia. El límit amb el mantell superior, la discontinuïtat de Mohorovičić, és un límit de tipus petrològic entre roques màfiques i silíciques i es manifesta bàsicament per la variació de la velocitat de propagació de les ones P, que passen de valors de 6,5-7,3 km/s, a l’escorça inferior, a 8,1 km/s al mantell superior.
Mapa dels diferents tipus d’escorça a la Terra.
United States Geological Survey.
El coneixement sobre el gruix de l’escorça i les seves propietats físiques està estretament lligat als mètodes d’exploració sísmica, desenvolupats a partir de la dècada de 1970. La realització de multitud d’experiments, tant als oceans com a les zones continentals, ha permès elaborar compilacions força detallades de les propietats de l’escorça a escala global, amb resolucions de fins a 2º de latitud i longitud. Malgrat això, les dades disponibles tenen una distribució molt irregular i no fan possible estudis de detall en moltes zones del planeta.
El gradient tèrmic, creixent, en la part superficial de l’escorça és d’uns 30 ºC/km, si bé l’augment es fa sensiblement menor a l’escorça inferior. En arribar a la discontinuïtat de Mohorovičić la temperatura es troba entre els 200 i els 400 ºC. La composició química de l’escorça també és molt variable, ja que s’hi troben roques ígnies, metamòrfiques i sedimentàries.
Tant des del punt de vista de la composició mineralògica com des de l’evolutiu o el morfològic, es pot afirmar que el planeta és format per dues escorces molt diferenciades, l’escorça oceànica i la continental.
L’escorça oceànica
Les plaques tectòniques creixen a les dorsals oceàniques, on el mantell fos (el magma) puja i dona lloc a noves muntanyes. Les plaques xoquen a les fosses oceàniques, que són zones de subducció, on l’escorça oceànica d’una de les plaques s’enfonsa dins el mantell per sota de l’altra placa.
A partir de fonts diverses.
L’escorça oceànica cobreix el 55% de la superfície del planeta i constitueix la part més recent de la Terra sòlida, ja que la seva edat màxima és d’uns 180 Ma (el 4,5% de l’edat de les roques més antigues de l’escorça continental). Té una densitat mitjana al voltant de 3 g/cm3 i un gruix mitjà de 6 km. L’escorça oceànica es forma de manera contínua a les dorsals oceàniques. Les laves basàltiques que sorgeixen de les dorsals llisquen de forma simètrica sobre els seus vessants i en refredar-se, se solidifiquen formant laves en coixí (pillow-lavas). El nou material provoca el desplaçament de l’escorça més antiga en direcció perpendicular a la dorsal, i així origina l’expansió dels fons oceànics. En trobar una massa continental, més gruixuda i de densitat més baixa, l’escorça oceànica es veu forçada a subduir, és a dir, a submergir-se cap al mantell superior i integrar-se de nou en els moviments convectius del mantell. Aquest procés dinàmic provoca que l’escorça oceànica es renovi de forma contínua i que la seva edat i el seu gruix augmentin de forma bastant regular entre la dorsal i la zona de subducció.
L’escorça oceànica és formada fonamentalment per basalts i gabres i s’estructura en tres capes ben diferenciades. La capa superior és formada pels sediments aportats, fonamentalment, per l’erosió de l’escorça continental. Aquesta capa no existeix prop de les dorsals i tendeix a engruixir-se prop dels marges continentals. El seu gruix mitjà és d’uns 500 m i les velocitats d’ona P són properes als 2 km/s. La segona capa és de composició basàltica i és formada per les laves en coixí i fractures verticals, o dykes. Té un gruix de 2-3 km i la velocitat de les ones P està entre 2,5 i 6,4 km/s. Finalment, la inferior és formada per dics verticals de basalt, diorites i gabres, té gruixos de 4 o 5 km i velocitats de 6,5-7,3 km/s.
Des del punt de vista morfològic, l’escorça oceànica es pot dividir en dorsals oceàniques, planures abissals i marges continentals. Les dorsals constitueixen un sistema continu de serralades volcàniques que s’estenen al llarg de més de 60.000 km pel centre de les grans conques oceàniques. Tenen una alçada relativa al fons del mar de fins a 2.000 m i en la zona central presenten un rift, o vall intermèdia, d’uns 25-50 km d’amplada, pel qual aflora el material del mantell. Aquestes dorsals són tallades lateralment cada pocs centenars de quilòmetres per falles transformants, que provoquen desplaçaments laterals d’unes quantes desenes de quilòmetres.
Les planures abissals formen la part més gran de l’escorça oceànica. Es tracta d’extenses superfícies gairebé planes amb fondàries d’entre 3.000 i 5.000 m. El relleu preexistent ha estat recobert per dipòsits sedimentaris, que solen acumular-se en capes ben definides estratigràficament.
Al marge passiu atlàntic, en primer terme, s’identifica la plataforma (blau clar, prop de la costa), el talús (zona de gran desnivell) i l’inici de la planura abissal. L’amplada de la plataforma canvia significativament entre una zona i l’altra.
A partir de l’autor i fonts diverses.
Els marges continentals són la frontera entre l’escorça oceànica i la continental. Poden ser de tipus actiu o passiu. Els marges actius, que es troben fonamentalment al voltant de l’oceà Pacífic, representen zones de destrucció d’escorça oceànica mitjançant la subducció i tenen una gran activitat volcànica i sísmica associada a aquest procés. En alguns casos no representen pròpiament el límit amb l’escorça continental, sinó amb els arcs insulars. Morfològicament els marges actius solen presentar fosses oceàniques, que constitueixen els punts més profunds de la superfície terrestre, la més profunda de les quals és la fossa de les Marianes, amb una fondària d’11.000 km. Els marges passius són aquells en els quals la subducció no s’ha activat, sinó que la transició entre escorça oceànica i continental es fa de forma gradual. Els millors exemples d’aquest tipus de marge es troben a la zona de contacte entre l’oceà Atlàntic i les costes occidentals d’Europa i d’Àfrica. Són constituïts per tres zones: la plataforma continental, amb fondàries de fins a 200 m i una extensió típica de 70 km (però que pot oscil·lar entre el 0 i els 1.500 km), el talús continental, on el relleu s’aprofundeix fortament fins a arribar a valors de 3.000-5.000 m, i la zona de contacte amb la planura abissal.
L’escorça continental
Els continents i les grans illes representen el 29% de la superfície del planeta, mentre que el conjunt de l’escorça continental, que inclou les plataformes continentals, arriba fins al 45% de la superfície de la Terra. La seva edat mitjana és d’uns 1.500 Ma, si bé les roques més antigues arriben als 3.800 Ma. La densitat mitjana de l’escorça continental és d’uns 2,84 g/cm3, és a dir, sensiblement més lleugera que l’escorça oceànica. La seva composició química és dominada per l’òxid de silici, que representa el 60,6% en massa de l’escorça, i l’òxid d’alumini, que arriba al 16%.
Bona part dels continents són formats per escuts i plataformes, és a dir, per zones estables durant llargs períodes geològics que conformen els cratons, masses continentals que pel fet de ser molt rígides no han estat sotmeses a fragmentacions ni deformacions des de fa molt de temps, raó per la qual són planes o de relleu molt baix. Al voltant d’aquests cratons se situen zones extensament deformades associades a les grans cadenes orogèniques i als rifts o zones d’extensió cortical. Tota aquesta diversitat de possibilitats es reflecteix en què el gruix de l’escorça continental oscil·la entre 15-20 km prop de zones extenses fins a més de 70 km sota les grans cadenes orogèniques, per bé que el gruix del 95% de l’escorça continental està entre 22 i 56 km, amb un valor mitjà de 39 km.
Donada la seva complexitat, l’escorça continental no té una estructura clara com en el cas de l’escorça oceànica. Fins la dècada de 1970, se solia dividir en tres capes: sediments, capa granítica i capa basàltica. Des de les darreres dècades, fruit del gran nombre de campanyes d’exploració sísmica i geofísica realitzades en diversos contextos tectònics, se sap que l’estructura de l’escorça continental és molt heterogènia i irregular, raó per la qual ja no es fa servir la distinció clàssica. Però a escala regional, i especialment en zones estables, es poden definir fins a tres zones ben diferenciades. La velocitat de propagació de les ones P a l’escorça superior està entre 5,6 i 6,3 km/s, que correspon a roques granítiques i metasedimentàries. En arribar a uns 10-15 km de fondària, la velocitat passa a valors de 6,4-6,7 km/s, que indica que trobem les roques plutòniques i metamòrfiques que formen l’escorça intermèdia. Finalment, l’escorça inferior, situada immediatament per sobre de la discontinuïtat de Mohorovicic, presenta velocitats de 6,8-7,3 km/s. En les zones cobertes per conques sedimentàries recents, la capa més superficial de l’escorça pot presentar gruixos d’alguns quilòmetres amb velocitat de les ones P inferior a 4 km/s.
L’origen de les roques que constitueixen els escuts es relaciona amb la solidificació dels components més lleugers del magma amb edats d’uns 3.800 Ma. Aquests materials acostumen a tenir una densitat petita, que impedeix que es puguin reciclar en processos de subducció. La formació de nova escorça continental es produeix en els marges continentals que envolten els cratons. En convergir dues plaques tectòniques, els materials sedimentaris dipositats originàriament en el fons de l’oceà es deformen, mitjançant mecanismes de fractura i deformació, fins a arribar a formar noves cadenes orogèniques que s’incorporen a l’escorça continental preexistent. Aquest procés es pot repetir al llarg de la història geològica, i origina zones continentals formades per l’acreció de materials de diverses èpoques.