Estructura interna de la Tierra Para poder comprender cómo

Estructura interna de la Tierra
Para poder comprender cómo funciona la Tierra, es necesario saber cómo es por dentro, en cuanto a
composición y en cuanto a estructura. Las exploraciones que los geólogos han podido realizar hasta el
momento, sólo alcanzaron los primeros 17 km. Para conseguir información sobre cómo es por dentro la
geósfera, se utilizan métodos indirectos. La interpretación y relación de los datos obtenidos, ha permitido
deducir que la Tierra presenta capas de diferente composición y propiedades. El estudio de la propagación
de las ondas producidas por los terremotos u ondas sísmicas, es el método indirecto más importante para
conocer las propiedades de los materiales que forman la Tierra.
Un terremoto es una liberación brusca de energía. Esta se emite en forma de ondas a partir de un punto o
foco situado en el interior de la Tierra. Es en el foco donde comienza la fractura de las rocas por la cual se
libera la energía. Cada vez que se produce un terremoto, los instrumentos llamados sismógrafos, instalados
en distintos puntos de la superficie terrestre, registran las ondas sísmicas.
Existen distintos tipos de ondas sísmicas:
- ondas internas: se propagan por el interior de la Tierra. Existen dos tipos:
Ondas primarias (P) son las primeras en registrarse en los sismógrafos. Pueden atravesar tanto materiales
sólidos como fluidos, son ondas de compresión o de dilatación;
Ondas secundarias (S) se registran en segundo lugar, son ondas tangenciales y pueden atravesar solamente
zonas sólidas (no atraviesan ni líquidos ni gases)
-ondas superficiales: se propagan solamente por la superficie de la Tierra. Son las responsables de los
temblores del suelo: además son las más lentas de las ondas sísmicas y, por lo tanto, las últimas que se
registran en los sismógrafos. Pueden ser:
Ondas Rayleigh Son ondas generadas por las ondas internas cuando alcanzan una superficie libre. En este
caso las partículas describen trayectorias elípticas y retrógradas en planos perpendiculares a la superficie,
que contiene a la dirección de propagación. Son muy lentas por su longitud de onda grande (por estas
condiciones son las ondas más devastadoras de los terremotos). Son ondas superficiales y su amplitud
disminuye exponencialmente con la profundidad. Su velocidad es menor a la de las ondas P y las S.
Ondas Love También son superficiales y se las suele denominar ondas G. Se desarrollan en superficies libres
con propiedades elásticas alteradas. Vibran sobre un plano superficial, transversal a la trayectoria. Son
dispersivas, con longitud de onda corta.
Las ondas sísmicas se registran en todo el planeta excepto en una zona comprendida entre los 103° y los
142° medidos desde el foco. Esta zona se denomina zona de sombra y se debe a que las ondas alcanzan el
núcleo terrestre con un ángulo mayor al ángulo límite y son reflejadas totalmente.
El comportamiento de las ondas P y S varía según las características de los materiales que atraviesan. Las
ondas sísmicas, al igual que los rayos de luz, modifican su dirección al pasar de un medio a otro. También
cambia su velocidad. Una variación brusca en la dirección y velocidad de propagación de las ondas sísmicas,
implica que estas han pasado de una capa a otra de distintas características, es decir, las ondas se refractan.
Las zonas internas de la Tierra donde se manifiestan cambios de velocidad y dirección de las ondas sísmicas
se denominan discontinuidades.
Estos cambios se pueden deber a cambios de la composición química o mineralógica de los materiales o
bien a cambios de estado físico.
Según las discontinuidades registradas se construye un modelo de la Tierra en el que se distinguen capas
que tienen distinta densidad y/o composición química: corteza, manto superior o externo, manto inferior o
interno, núcleo externo y núcleo interno.
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MODELO GEOQUÍMICO: ESTRUCRURA INTERNA DE LA TIERRA BASADO EN LAS DISCONTINUIDADES.
Corteza
La corteza es la capa más fina e irregular. Sólida. Su espesor varía desde los 5 Km bajo los fondos oceánicos
hasta más de 70 km en algunos puntos de los continentes. Es la menos densa, formada por elementos
químicos ligeros: su principal componente es el silicio, aunque también están presentes el magnesio,
aluminio, el oxígeno, carbono, etc.
A su vez, la corteza terrestre puede dividirse en:
a) Capa sedimentaria: la más superficial, que puede faltar. Tiene un espesor variable, desde 0 m (ausente)
hasta los 15 km. Su densidad es baja y en ella, las ondas P disminuyen su velocidad (3 a 3,5km/s). El límite
inferior de esta capa puede ser la corteza continental o la corteza oceánica.
b) Corteza Continental: de espesor entre 15 y 20 km. Puede faltar en zonas reducidas del fondo oceánico. La
velocidad de las ondas P aumentan (6,2 a 6,7km/s).
Está formada fundamentalmente por rocas plutónicas y metamórficas. La edad se distribuye de manera
desigual:
-Cratones o escudos continentales: son las regiones más antiguas. Son geológicamente estables (sin
vulcanismo ni sismicidad). Suelen ocupar zonas centrales de los continentes.
-Orógenos: son las regiones más jóvenes. Generalmente en la periferia de los continentes y con actividad
geológica.
c) Corteza oceánica: mucho más delgada y homogénea. Su espesor varía entre los 5 y 10 km. Nunca puede
faltar, es decir, que está tanto debajo de los continentes, como de los océanos. La velocidad de las ondas P
es alta (6,7 a 7,6 km/s) y su densidad también es elevada, considerando las capas externas del planeta. Su
límite inferior es la Discontinuidad de Mohorovicic, la que a una profundidad de 40 a 50 km la separa del
Manto.
La corteza oceánica está formada por cuatro niveles, de abajo hacia arriba:
-Gabros (roca plutónica)
-Gabros con diques de basalto
-Basalto (roca volcánica)
Capa sedimentaria (sedimentos y rocas sedimentarias).
Morfológicamente, está constituida por unas elevaciones a modo de cordilleras que surcan los océanos de
norte a sur, las dorsales oceánicas, con actividad volcánica; un fondo plano y extenso, la llanura abisal, y
unas depresiones muy profundas y alargadas, las fosas oceánicas.
La corteza oceánica es muy joven, con edades máximas de rocas de 180 millones de años y una distribución
de edades muy peculiar:
-Las rocas más modernas se encuentran en el entorno de las dorsales, aumentando la edad simétricamente
a ambos lados de la misma.
-las rocas más antiguas se encuentran junto a los márgenes continentales estables o en las proximidades de
las fosas.
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En la base de esta capa, que es la base de la corteza, se supone que se compensan las masas de los distintos
continentes, esto es, masas de distinta densidad y distinta penetración. (Compensación ISOSTATICA)
Manto
Esta capa es mucho más gruesa, corresponde al 82% del volumen del planeta. Su límite se sitúa a unos 2900
km contando desde la superficie media. La Discontinuidad de Repetti, ubicada entre los 250 y 750 km,
separa el manto en dos capas, la superior y la inferior:
Manto Externo: Su espesor es de 650 a 750km, con una densidad de 3,3gr/cm3. La velocidad de las ondas P
es de 8,1 a 7,8 km/s (disminuye lentamente desde Mohorovicic hacia el interior debido a la plasticidad-por
mayor temperatura- de las capas. Sus límites son la discontinuidad de Mohorovicic y la de Repetti.
Se debe tener presente que a medida que nos internamos en la Tierra, aumentan tanto la presión como la
temperatura. La plasticidad y la rigidez son las propiedades que condicionan la velocidad de las ondas en los
medios sólidos.
A los 450km de profundidad, la presión es de unas 6.000 atmósferas y la temperatura alcanza los 2000 °C
(“rocas” fluidas).
La composición mineralógica de esta capa es de rocas ultra básicas, es decir peridotitas (importantes
cantidades de silicio).
Manto Interno: Está limitado por las Discontinuidades de Repetti y Guttemberg. Tiene un espesor de unos
2.200km. Su densidad es elevada 5,5 gr/cm3.
La presión supera el millón de atmósferas por cm2 y la temperatura es de 3.000°C.
Aquí los materiales son poco silíceos.
Núcleo
Es la geósfera más interna y ocupa el 14% del volumen del planeta, un 31% de su masa total y tiene una
densidad elevada, de 9,5 a 18gr/cm3.
El núcleo es muy denso. Compuesto básicamente por hierro, níquel y azufre. El núcleo puede dividirse en
dos partes:
Núcleo externo: sus límites son las discontinuidades de Guttemberg y la de Wiechert-Lehman, localizadas a
los 5100km de profundidad, lo que le da un espesor de 2200km.
Su densidad varía entre los 9,5 y 11,5gr/cm3 y su estado es líquido (o se comporta como tal).
La composición correspondería a silicatos muy básicos, carburos, sulfuros y nitruros, pero
predominantemente e igual que el núcleo interno, de níquel y hierro; y de allí la denominación de NIFE (de
los símbolos químicos Ni y Fe).
Núcleo interno: su densidad es muy elevada, entre los 22,5 y 18 gr/cm 3. Sus límites son la discontinuidad de
Wiechert y el centro del planeta (6371km), lo que le da un espesor aproximado de 1300km.
Su temperatura es de unos 6000°C y su presión supera los tres millones de atmósferas por centímetro
cuadrado en el centro.
La composición es de hierro y níquel, con predominio de hierro –más de un 90%- .
Discontinuidades sísmicas
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Se han localizado tres discontinuidades muy manifiestas, esto es, con marcada incidencia en el
comportamiento de las ondas y otras dos menos significativas.
Las primeras tres son Mohorovicic, Guttemberg y Wiechert-Lehman y las otras dos son Conrad y Repetti.
Desde la superficie hacia el centro de la Tierra, se las encuentra en el siguiente orden:
Discontinuidad de de Mohorovicic: se la suele llamar Moho y es importante porque se ubica en la base de la
corteza, a una profundidad, según las zonas de 5-10 /40-50 km. La velocidad de las ondas P aumenta
bruscamente de 6,2 a 8,5 km/s.
Discontinuidad de Repetti: es secundaria y se ubica entre los 250 y los 750 km. La variación de la velocidad
es gradual, no brusca. Está localizada dentro del manto e indica que las capas superiores (manto superior)
están en estado semilíquido, mientras que las inferiores (manto inferior) son más rígidas. Separa al manto
en dos capas.
Discontinuidad de Guttemberg: es importante porque separa al manto del núcleo. Se localiza a los 2900km y
las ondas P reducen bruscamente su velocidad de 13 a 8 km/s. Además absorbe a las ondas S o secundarias,
lo que indica que el material se encuentra en estado líquido o más correctamente, teniendo en cuenta la
presión y temperatura, se comporta como un líquido.
Discontinuidad de Wiechert-Lehman: se localiza a los 5100km, la velocidad de las ondas p se incrementan
bruscamente de 8 a 11 km/s. Separa al núcleo externo del interno.
Los meteoritos
Los meteoritos aportan datos sobre la composición del núcleo terrestre, ya que se cree que son restos del
material a partir del cual se formó la Tierra. Son cuerpos sólidos extraterrestres que se originan en un punto
denominado “Punto Radiante” y que mantienen una órbita muy elíptica. Su edad es algo mayor a la de la
tierra. Su frecuencia es de unos 6 por hora pero en ciertas oportunidades se incrementa hasta 100 por hora,
fenómeno que se conoce como “Lluvia de Meteoritos”.
Las denominadas estrellas fugases son meteoritos de tamaño reducido, que al ingresar en la atmósfera se
vuelven incandescentes por la fricción.
Los meteoritos se pueden clasificar según su composición en:
Sideritos: Compuestos por 90% de Fe y 8,8% de Ni con densidad de 7,5 (corresponderían al núcleo
terrestre).
Siderolitos: Compuestos por Fe, Ni, MgO, FeO, SiO2 (es decir, Silicatos de Magnesio y de Hierro). Su densidad
es de 5 gr/cm3 y se corresponde con el manto terrestre.
Aerolitos: Con composición equivalente a la corteza terrestre, es decir, Silicatos de Ca y Mg y con densidad
de 3,5 gr/cm3.
Además del modelo basado en las discontinuidades, los geólogos han establecido un modelo basado en el
comportamiento. Este modelo dinámico incorpora los desplazamientos horizontales, es decir, reconoce que
los continentes se desplazan lateralmente. El modelo estático sólo explicaba movimientos verticales: los
continentes por ser más livianos flotan, sobre una corteza de composición oceánica.
Estos modelos se siguen ajustando para intentar explicar los datos obtenidos mediante nuevos
instrumentos tecnológicos: los principales son:
La prensa de yunque de diamante, que permitió reproducir experimentalmente las condiciones del centro
de la Tierra y los ordenadores que permitieron obtener imágenes tridimensionales del manto llamadas
TOMOGRAFÍAS SÍSMICAS. Estas permiten definir cambios mínimos de velocidad en el manto que se
traducen en zonas calientes o frías y por lo tanto, definen corrientes convectivas
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Modelo Dinámico
Es una división del interior de la Tierra en capas no diferenciadas por su composición sino por su dinámica,
manifestada por el comportamiento térmico.
Según el modelo dinámico la Tierra puede dividirse en cuatro capas:
La litosfera comprende la corteza y los primeros 50 km del manto, zona que los geólogos denominaron
manto litosférico. Se encuentra fragmentada en grandes porciones rígidas que se mueven una respecto a
otra, a razón de unos 2 a 20 cm al año. Estas son las placas litosféricas. La litosfera continental es más
gruesa que la litosfera oceánica.
Astenosfera: Se corresponde con una gran parte del manto superior. Constituye la capa de comportamiento
plástico sobre la que se desplazan las placas litosféricas. Su composición es similar a la del resto del manto,
pero presenta la particularidad de que una pequeña fracción de los minerales constituyentes se encuentra
fundida. Esta pequeña proporción de material fundido le da a la Astenosfera la posibilidad de deformarse
con mayor facilidad que el material situado por encima y por debajo. Conforma una zona de transición, de
algunas decenas de kilómetros de espesor, entre la litosfera (en la que los desplazamientos de las placas son
horizontales) y las capas más profundas del manto (en las que el movimiento tiene lugar en células
convectivas). La astenosfera tiene mayor espesor debajo de la delgada corteza oceánica que debajo de la
corteza continental, donde inclusive, puede no llegar a detectarse. Los datos actuales que brinda la
tomografía sísmica cuestionan seriamente la existencia universal de esta capa.
Mesosfera, se encuentra por debajo de la astenosfera. Comprende el resto del manto superior y todo el
manto inferior. A estas profundidades la rigidez de los materiales es mayor debido a las condiciones
ambientales reinantes.
Endosfera, se corresponde con el núcleo. Su parte externa es fluida mientras que su parte interna es sólida.
Esta capa marca un cambio en las propiedades físicas de las capas terrestres, ya que su parte más externa
está sometida a la circulación convectiva responsable del movimiento de las placas litosféricas.
http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/alumno/4ESO/MedioNatural1I/contenido1.htm#
Biología y Geología 1º Bach - Animaciones de Geología
La clase
tectonicadeplacasprimeroc - 02. MODELO ESTÁTICO DEL INTERIOR DEL INTERIOR DE LA TIERRA
1 la estructura interna de la tierra
El magnetismo terrestre
El fenómeno del magnetismo terrestre es el resultado del hecho de que toda la Tierra se comporta como un
enorme imán. El físico y filósofo natural inglés William Gilbert fue el primero que señaló esta similitud en
1600, aunque los efectos del magnetismo terrestre se habían utilizado mucho antes en las brújulas
primitivas.
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Polos magnéticos
Los polos magnéticos de la Tierra no coinciden con los polos geográficos de su eje. El polo norte magnético
se sitúa hoy cerca de la costa oeste de la isla Bathurst en los Territorios del Noroeste en Canadá, casi a
1.290 km al noroeste de la bahía de Hudson. El polo sur magnético se sitúa hoy en el extremo del
continente antártico en Tierra Adelia, a unos 1.930 km al noreste de Little America (Pequeña América).
Las posiciones de los polos magnéticos no son constantes y muestran notables cambios de año en año. Las
variaciones en el campo magnético de la Tierra incluyen una variación secular, el cambio en la dirección del
campo provocado por el desplazamiento de los polos. Esta es una variación periódica que se repite después
de 960 años. También existe una variación anual más pequeña, al igual que se da una variación diurna, o
diaria, que sólo es detectable con instrumentos especiales.
Teoría de la dínamo
Las mediciones de la variación muestran que todo el campo magnético tiene tendencia a trasladarse hacia
el Oeste a razón de 19 a 24 km por año. El magnetismo de la Tierra es el resultado de una dinámica más que
una condición pasiva, que sería el caso si el núcleo de hierro de la Tierra estuviera compuesto por materia
sólida magnetizada. El hierro no retiene un magnetismo permanente a temperaturas por encima de los
540 °C, y la temperatura en el centro de la Tierra puede ascender a los 6.650 °C. La teoría de la dinamo
sugiere que el núcleo de hierro es líquido (excepto en el mismo centro de la Tierra, donde la presión
solidifica el núcleo), y que las corrientes de convección dentro del núcleo líquido se comportan como las
láminas individuales en una dinamo, creando de este modo un gigantesco campo magnético. El núcleo
sólido interno gira más despacio que el núcleo exterior, explicándose así el traslado secular hacia el Oeste.
La superficie irregular del núcleo exterior puede ayudar a explicar algunos de los cambios más irregulares en
el campo.
Paleomagnetismo o Magnetismo remanente
Estudios de antiguas rocas volcánicas muestran que al enfriarse se “congelaban” con sus minerales
orientados en el campo magnético existente en aquel tiempo. Mediciones mundiales de estos depósitos
minerales muestran que a través del tiempo geológico la orientación del campo magnético se ha desplazado
con respecto a los continentes, aunque se cree que el eje sobre el que gira la Tierra ha sido siempre el
mismo. Por ejemplo, el polo norte magnético hace 500 millones de años estaba al sur de Hawái y durante
los siguientes 300 millones de años el ecuador magnético atravesaba los Estados Unidos. Para explicar esto,
los geólogos creen que diferentes partes de la corteza exterior de la Tierra se han desplazado poco a poco
en distintas direcciones. Si esto fuera así, los cinturones climáticos habrían seguido siendo los mismos, pero
los continentes se habrían desplazado lentamente por diferentes “paleolatitudes”.
El comportamiento de los minerales respecto de la atracción de un campo magnético puede ser de dos
tipos:
- Minerales Diamagnéticos: no se ven atraídos por el imán
-Minerales Paramagnéticos: se orientan según el campo magnético.
Cuando se origina un mineral paramagnético (rocas ígneas) o cuando sedimenta (en un ambiente
sedimentario), como está sujeto al campo magnético de la Tierra, se orienta respecto de éste. Por lo tanto,
midiendo la orientación de estos minerales, se sabe cual era la dirección del campo magnético en ese
momento.
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Se dice que una roca tiene polaridad positiva cuando sus minerales están orientados según el campo actual
magnético y polaridad negativa, cuando el campo es inverso al actual.
Historia de la Tectónica de Placas
Los continentes se mueven
El primero en proponer la idea de que los continentes podían haber estado unidos en el pasado geológico
fue Alfred Wegener en 1910, él se basó en el hecho de que las costas de América del Sur y de África
coinciden al juntarlas. A esto se aunó la semejanza en cuanto a los organismos que vivieron en uno y otro
continente, y la continuación de algunos rasgos geológicos como cordilleras o rocas del mismo tipo.
De esta idea se desprendieron otras teorías sobre la formación de las cadenas montañosas. Originalmente
se pensaba que las cadenas montañosas se habían formado por el enfriamiento y contracción de la Tierra.
Pero la existencia de montañas muy elevadas dio pie a pensar que su origen era otro, así surgieron teorías
que ponían al movimiento de los continentes como el mecanismo que dio origen a las montañas.
Estas teorías se sustentaban también en el conocimiento que se tenía del interior de la Tierra a través del
estudio de los sismos y en el fenómeno de isostasia, el cual se refiere a la flotación de un cuerpo de menor
densidad sobre uno de mayor densidad. De la isostasia se sabía que los continentes podían tener
movimientos verticales, por lo que no sería extraño que también pudieran moverse horizontalmente.
No solo se pensó que Sudamérica y África habían estado unidas sino que también otros lugares como:
Australia y La India, Europa y Norteamérica. Estas parejas de lugares compartían la misma fauna antes del
Cenozoico, pues se habían encontrado esqueletos de los mismos animales prehistóricos y como los
animales no podían cruzar el extenso mar, se había llegado a pensar que pudo existir algún tipo de "puentes
intercontinentales". Aunque con la teoría de la deriva continental esto se hacía innecesario. Se podían
juntar evidencias de organismos y rasgos geológicos que coincidían en uno y otro continente como piezas
de un rompecabezas (Fig. 2).
Otras posibles pruebas eran las variaciones climáticas
drásticas en algunos lugares como las evidencias de
glaciaciones en el ecuador y la existencia de carbón
mineral en la Antártica. Esto significaba que los
continentes se habían movido. O bien, que los polos
eran los que se habían movido.
Controversia sobre la deriva continental
A pesar de las evidencias sobre la deriva continental,
quedaba un factor muy importante sin resolver: el
mecanismo que ocasionó el movimiento de los
continentes. Wegener mismo propuso que la fuerza
que movía los continentes era la resultante de la
interacción de la fuerza centrífuga y la fuerza de
gravedad. Esta resultante empujaba a los continentes
lejos de los polos, por eso fue llamada "fuerza polófuga". El problema de esta fuerza es que en realidad es
demasiado débil para mover los continentes.
Aunque no se conocía el mecanismo de la deriva continental, esta idea siguió en la mente de muchos
investigadores. Por ejemplo, F. B. Taylor (1910) sugirió que la formación de cadenas montañosas convexas
hacia el sur se debía a que los continentes habían derivado hacia el sur. Él proponía que los continentes
habían comenzado a moverse cuando la Tierra aumentó su velocidad de rotación al capturar a la Luna. Esta
fantástica teoría no explicaba la formación de montañas en tiempos muy antiguos de la Tierra.
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Otro científico, Du Toit, propuso que los continentes navegan sobre el manto movidos por la fuerza de
hundimiento que producía el depósito de sedimentos al pie del continente debida a la erosión
(geosinclinal), la cual provoca que el continente se incline y comience a moverse, este movimiento a su vez
ocasiona fracturas que utiliza el magma para salir produciendo una fuerza de tracción que también empuja
al continente. Esta hipótesis resultó muy interesante, pero no contó con ninguna prueba cuantitativa.
En 1928 se celebró un simposio sobre la deriva continental en Nueva York, ahí se reunieron muchos
científicos cuya conclusión final fue que la teoría de la deriva continental era digna de tomarse en cuenta
por los testimonios que la apoyaban, pero existían objeciones de peso en contra su contra. La poca
credibilidad de los mecanismos propuestos como motor de la deriva ocasionó que la misma teoría de la
deriva continental se hiciera a un lado durante algún tiempo. Muchos científicos no creían que el manto
sólido bajo la corteza pudiera permitir que los continentes se desplazaran.
Entre 1923 y 1926, el científico irlandés John Joly propuso que a causa de la mala conductividad térmica de
la corteza, el calor radiactivo que se genera en la Tierra se acumula debajo de la corteza y funde el manto, lo
que provoca una convección térmica (Fig. 3). La convección es el fenómeno que observamos cuando
hervimos agua, en donde las partículas calientes suben y las frías bajan, generando una corriente vertical de
agua.
La hipótesis de Joly fue la base de la teoría de la convección en
el manto, cuyo principal exponente: Griggs (1939), la aplicó a la
deriva continental. Posteriormente A. Holmes postuló que la
convección también podía llevarse a cabo en el manto sólido.
A pesar de esta estupenda respuesta a la pregunta sobre el
mecanismo que movía a los continentes, la deriva continental
fue perdiendo el apoyo de la mayoría de los investigadores,
que la guardaron en el cajón de los recuerdos hasta que las
investigaciones del magnetismo terrestre la volvieron a sacar a
la luz.
El magnetismo terrestre
El magnetismo de la Tierra se conocía desde mucho tiempo
atrás con el uso de la brújula. Pero la brújula no apunta
exactamente al norte geográfico, existen una "declinación" e "inclinación" magnéticas, que junto con la
intensidad magnética definen el campo magnético en un determinado lugar.
El campo magnético de la Tierra se parece bastante al campo dipolar que genera un imán esférico aunque
con algunas irregularidades.
La incógnita fundamental sobre el magnetismo terrestre es: ¿porque la Tierra tiene un campo magnético?
La primera explicación fue que el núcleo de la Tierra era un enorme imán permanente, pero la alta
temperatura en el núcleo hacía esto poco probable.
La teoría más interesante fue la de considerar el centro de la Tierra como una dínamo autoexcitable
propuesta por Edward Bullard en 1955. Esta idea de la dínamo involucraba la existencia de convección
térmica en lugar de bobinas y escobillas como las dínamos comunes. Esta teoría es la de más aceptación en
la actualidad.
El magnetismo fósil
No todas las sustancias pueden ser imanes. Existen tres principales tipos de sustancias: las ferromagnéticas,
que se pueden convertir en imanes por inducción magnética y adquieren lo que se conoce como
"magnetismo remanente"; las paramagnéticas, que se imantan muy débilmente sin convertirse en imanes; y
las diamagnéticas, que no se imantan
El magnetismo remanente es muy fuerte en las rocas volcánicas porque se enfrían partiendo de altas
temperaturas bajo la acción del campo magnético terrestre, en este caso se llama "termomagnetismo
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remanente". La temperatura en la que adquieren el magnetismo las rocas se llama "punto de Curie" en
honor de la científica Francesa de origen polaco que trabajó con elementos radiactivos.
Los paleomagnetólogos conocen la dirección del campo magnético terrestre en épocas pasadas al estudiar
el magnetismo remanente de las rocas. Por estos estudios se descubrió que muchas rocas tenían un
magnetismo remanente en la dirección contraria al campo magnético actual. La explicación a esto era: o
que las rocas se habían magnetizado de otra forma, o que el campo magnético terrestre había cambiado.
L. Néel sugirió que la inversión de la imantación dentro de la roca era posible. Lo cual se comprobó
experimentalmente en la ilmenita-hematita. Esto parecía resolver el problema. Sin embargo, en los años
siguientes se encontraron algunas pruebas que apoyaban la idea de la inversión del campo magnético
terrestre, como rocas ígneas en forma de diques con dirección de magnetización inversa al material que lo
rodeaba o estratos de rocas sedimentarias en los que se observaban diversas direcciones de magnetización
pasando desde la dirección actual del campo hasta girar completamente en una dirección inversa, lo que
era evidencia de que los polos magnéticos de la Tierra se mueven
(Fig. 6).
Al aceptar la teoría de la inversión del campo magnético terrestre,
surgen ahora otras preguntas: ¿Cuantas veces se ha invertido el
campo magnético de la Tierra y por que se invierte?
Nueva perspectiva de la deriva continental
Los paleomagnetólogos ingleses fueron los que empezaron a ver los
estudios magnéticos desde una nueva perspectiva. Con ayuda de un
instrumento llamado "magnetómetro astático de Blackett" pudieron
medir magnetismos remanentes débiles como el de las rocas
sedimentarias y metamórficas, y vieron que la dirección de la
magnetización no era la misma para todas las rocas, sino que existían
dos direcciones principales en las rocas de Inglaterra. Al interpretar
este cambio, ellos propusieron que Inglaterra misma se había
movido.
La hipótesis de los ingleses del movimiento de la Gran Bretaña
implicaba aceptar la deriva continental pero había quienes opinaban que fueron los polos magnéticos los
que se movieron y no los continentes.
Esta controversia llevó a la realización de muchas investigaciones en el campo del paleomagnetismo, se
trazaron varias trayectorias de migración polar con base en datos de uno y otro país, las cuales no
coincidían. De hecho, parecía casi imposible encontrar la forma de agrupar todos los datos de migración
polar de forma coherente, hasta que se tuvo que aceptar que no solo los polos se han movido, sino que los
continentes también se habían movido.
Los datos paleomagnéticos ayudaron mucho a entender como había sido el movimiento de los continentes,
por ejemplo: se calculó la posición que tuvo Australia a lo largo de la historia de la Tierra y como se fue
moviendo hasta la posición que tiene ahora; y en Japón las mediciones de magnetismo remanente
condujeron a pensar que la isla se había doblado por la mitad en un ángulo de unos 40 grados en el
terciario.
Finalmente fue aceptada, por la mayoría de los hombres de ciencia, la idea de que la deriva de los
continentes y la migración polar eran conjuntamente la explicación de las diferentes direcciones de
magnetización que se habían observado por todo el mundo.
¿La Tierra se enfría o se calienta?
En la Tierra, la fuente más importante de energía es el calor producido por la desintegración radiactiva de la
materia. La cantidad de calor que fluye desde el interior de la Tierra se conoce como "flujo térmico
terrestre". La temperatura aumenta con la profundidad y la razón de este aumento se conoce como
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"gradiente geotérmico", pero el gradiente geotérmico no se mantiene constante a grandes profundidades
(Fig. 7).
En las zonas continentales la mayor parte del calor
proviene de la corteza en donde existe mayor cantidad
de material radiactivo. Sin embargo, en los océanos las
mediciones de flujo térmico han dado resultados muy
similares a los de los continentes, lo que llevó a los
científicos a preguntarse de donde venía el calor en los
océanos. Al tratar de resolver esta pregunta se pensó
nuevamente en la teoría de las corrientes de convección
en el manto como mecanismo para la transmisión de
calor. Y se descubrió que los fenómenos térmicos en la
Tierra están ligados con los fenómenos eléctricos y
magnéticos.
Se sabe que la edad de la Tierra es de unos 4,500
millones de años, lo cual se ha estimado a partir de la
desintegración de elementos radiactivos; esta misma
desintegración ocasionó el calentamiento de la Tierra, y
aunque en la actualidad la temperatura se mantiene
constante es de esperarse que cuando la cantidad de
material radiactivo disminuya por su degradación
natural, entonces la tierra comenzará a enfriarse dentro
de muchos miles de años.
La expansión del fondo oceánico y la migración polar
Cuando se comenzó a estudiar el fondo de los océanos después de la segunda guerra mundial cambiaron
muchas de las ideas de los geólogos sobre la corteza oceánica. Se descubrieron en el fondo marino largas
cordilleras que dividen los grandes océanos y varias fallas de desplazamiento lateral que cortaban a estas
cordilleras. Además se dieron cuenta que en las cordilleras oceánicas, en las fallas laterales y en las largas
depresiones del piso oceánico conocidas como trincheras, era donde ocurría la gran mayoría de los eventos
sísmicos.
Arthur Holmes y posteriormente J. Y. Wilson, basados en la hipótesis de la expansión del fondo oceánico de
H. Hess, aportaron una idea que revolucionó las ciencias de la Tierra: que el suelo oceánico no es una
formación inmutable, sino que se crea nuevo suelo oceánico constantemente en las cordilleras submarinas,
también llamadas dorsales, y termina por hundirse en el manto en las trincheras movido por las corrientes
de convección en el manto. Esto explica de modo claro la deriva continental y las cadenas de islas que se
forman al avanzar la corteza oceánica sobre un manantial de lava, de tal forma que las islas más alejadas de
la cordillera oceánica son las de mayor antigüedad. En general, esta nueva teoría pudo explicar muy bien la
mayoría de los fenómenos geológicos que se habían observado.
La teoría de la expansión del fondo oceánico dio impulso al estudio oceanográfico y del magnetismo de
dicho fondo. Las mediciones magnéticas de la corteza oceánica arrojaron una distribución en bandas de
anomalías positivas y negativas. La explicación a esta distribución se buscó en la diferente composición de
las rocas, hasta que F. Vine y D. Matthews por un lado, y L. Morley y A. Larochelle por otro, atribuyeron el
bandeamiento a la inversión del campo magnético y la expansión del fondo oceánico. También se observó
que las anomalías son simétricas a uno y otro lado de las dorsales en donde nace y se crea el nuevo suelo
oceánico, confirmando dicha expansión.
Con estos bandeamientos se pudo conocer la historia del campo magnético terrestre, sus inversiones y la
duración de cada episodio en el que el campo fue positivo o negativo. Vine y Wilson calcularon los perfiles
teóricos de las anomalías magnéticas en el fondo oceánico con valores razonables para la cronología de las
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inversiones y la expansión del fondo oceánico, obteniendo un ajuste casi perfecto entre su perfil calculado y
el observado.
Otra confirmación se obtuvo de los sedimentos del fondo marino, cuya magnetización también presentaba
bandas, pero verticales, con inversiones en la polaridad, respetando los intervalos de tiempo observados en
otras anomalías.
Al estudiarse las fallas laterales en el suelo marino se llegó a la conclusión de que no son fallas
transcurrentes ordinarias, y se les llamó "fallas de transformación" porque solo actúan como fallas de
movimiento lateral en la zona comprendida entre dos crestas de cordillera oceánica.
J. Heirtzler y sus colegas analizaron datos del fondo oceánico tomados durante 20 años y vieron que las
anomalías en casi todos los océanos son muy similares, así pudieron unir puntos con igual anomalía
magnética. Al conocer la edad de estas anomalías se trazaron isócronas que unían lugares de igual edad.
Ahora, las coincidencias geométricas entre los continentes pudieron ser bien acopladas con base en los
datos magnéticos y las isócronas. La mejor forma de acoplar los continentes no es por la línea de costa sino
por la curva batimétrica de 900 m, esto es tomando en cuenta la plataforma continental.
La teoría de las Placas Tectónicas
La tectónica de placas considera que la litósfera está dividida en varios grandes segmentos relativamente
estables de roca rígida, denominados placas que se extienden por el globo como caparazones curvos sobre
una esfera. Existen siete grandes placas como la Placa del Pacífico y varias más chicas como la Placa de
Cocos frente al Caribe.
Por ser las placas parte de la litósfera, se extienden a profundidades de 100 a 200 km. Cada placa se desliza
horizontalmente relativa a la vecina sobre la roca más blanda inmediatamente por debajo. Más del setenta
por ciento del área de las placas cubre los grandes océanos como el Pacífico, el Atlántico y el Océano Indico.
Chile se enfrenta a la placa de Nazca que es alimentada desde la Cordillera Mezo-dorsal del Pacífico por
surgimiento del magma que crea nuevo fondo marino y la empuja hacia la placa Sudamericana,
produciéndose un fenómeno de subducción, origen de los sismos ocasionados por este choque.
La placa de Nazca se desplaza a una velocidad relativa de aproximadamente 9 cm por año con respecto a la
placa Sudamericana, introduciéndose bajo ella según un plano inclinado (plano de Benioff). En el largo
plazo, estas fuerzas tectónicas han causado el plegamiento de la placa Sudamericana y la formación de las
cadenas de la Cordillera de los Andes y la Cordillera de la Costa.
Debido a que la zona de contacto entre las placas está sometida a grandes presiones a causa del
movimiento convergente, ambas placas están mutuamente acopladas y previo a la ruptura se deforman
elásticamente a lo largo de su interfase común.
Inmediatamente antes de la ruptura sólo una pequeña área, firmemente acoplada, resiste el movimiento de
las placas. Cuando el acoplamiento en la última zona de resistencia (una "aspereza sísmica") es
sobrepasado, el esfuerzo acumulado es liberado bruscamente, enviando ondas de choque a través de la
tierra. La ruptura comienza en el hipocentro del terremoto, esto es, bajo el epicentro, y luego se propaga a
lo largo de una zona cuya extensión depende de la importancia del evento.
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Obsérvese que, según lo dicho, el borde de subducción es lugar de concentración de sismos; y el destino
final de la placa que se hunde es alcanzar el magma a gran profundidad y completar así el ciclo de
convección térmica.
Desplazamiento de las Placas Tectónicas
Recapitulando sobre el tema, sabemos que la capa superior del globo terrestre, ocupada por continentes y
océanos, no es una masa compacta, sino que, a modo de un gran puzzle, está conformada por bloques o
placas tectónicas. Se han identificado siete placas mayores y varias menores. Estas placas están en
constante movimiento (se desplazan), separándose unas de otras o chocando entre ellas, de ahí, que los
bordes de las placas sean zonas de grandes cambios en la corteza terrestre.
Placas litosféricas.
La litosfera está constituida por siete (7) grandes placas y otras menores, que se mueven rígidamente con
relación a la astenosfera. Las placas mayores son: Pacífica, Norteamericana, Sudamericana, Euroasiática,
Africana, Australoíndica y Antártica. La placa Pacífica es la de mayor extensión y sólo está formada de
litosfera oceánica; las otras seis restantes, son placas mixtas, formadas por litosfera continental y oceánica.
Las placas menores o subplacas son: de Nazca, Arábiga, de Cocos, Caribe, de las Filipinas, de Escotia y de
Juan de Fuca.
Las placas litosféricas se mueven continuamente pero a velocidades muy lentas, de unos pocos centímetros
por año. Este movimiento es impulsado por la distribución desigual del calor en el interior de la Tierra,
generando corrientes convectivas.
La convección térmica del núcleo de la Tierra, calienta desde abajo el material de las capas de la mesosfera
y astenosfera que se encuentran entre la litosfera y el núcleo, originando en ellas “corrientes de
convección”, que transfieren el calor del núcleo hasta la base de la litosfera más fría. Las corrientes de
convección ascienden y se separan en la base de la litosfera, la cual sufre tensión y se rompe en numerosas
fracturas escalonadas (fallas directas o normales) a ambos lados de la línea de sutura o rift, formando una
depresión tectónica estrecha y larga, que sería la iniciación de un futuro océano. A través de la línea de
sutura, que es una grieta profunda que atraviesa la litosfera, asciende desde la astenosfera el material
rocoso fundido (magma basáltico) que se derrama a ambos lados de la sutura, recubriendo el fondo de la
depresión tectónica y formando nueva corteza oceánica. . Los fragmentos de la litosfera dividida son
desplazados horizontalmente y en sentido opuesto sobre la astenosfera, debido a la acción de las corrientes
convectivas y al descenso gravitatorio como consecuencia de la pendiente originada en la zona de tensión.
Allí, donde las corrientes convectivas convergen, descienden y se introducen en la astenosfera, arrastran la
base de litosfera, originando una zona deprimida o fosa oceánica, por compresión.
Las placas litosféricas presentan distintos tipos de bordes, estos son:
1. Bordes de placas divergentes o de expansión: Se produce por la separación entre dos placas, como
sucede en las dorsales oceánicas. Esta separación está vinculada con la formación de nueva litosfera
oceánica, producto del vulcanismo submarino de lava basáltica, y a la formación de una cuenca
oceánica, como es el caso del océano Pacífico, océano Atlántico, océano Índico.
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2. Bordes de placas convergentes. Se produce por el acercamiento de dos placas litosféricas. Comprende
tres casos:
a) Convergencia de placas litosféricas continental y oceánica: se produce por el acercamiento de una
placa litosférica oceánica a una placa litosférica continental. En este caso, la placa litosférica
oceánica de menor espesor pero más densa, se hunde bajo la placa litosférica continental, menos
densa. Este proceso se denomina “subducción” y da origen a la formación de una “fosa” frente al
margen continental, que se rellena de sedimentos provistos desde el continente y parte de los
sedimentos marinos transportados por la placa oceánica. Estos sedimentos son plegados,
fracturados y levantados por compresión, y adosados al borde de la placa continental, conformando
lo que se denomina “prisma de acreción”. Este tipo de colisión da origen a la formación de
cordilleras de plegamiento, asociada con magmatismo, metamorfismo y sismicidad. Podemos
mencionar algunos ejemplos: la convergencia de la placa de Nazca (placa oceánica) y la placa
Sudamericana (placa continental), que origina la formación de la Cordillera de los Andes. La zona
que indica la subducción es la “fosa de Atacama”.
b) Convergencia de placas litosféricas continentales: se produce cuando los bordes de ambas placas
litosféricas continentales se acercan y colisionan, de tal manera que, ambos bordes de placa se
pliegan, fracturan y forman grandes cordilleras, con algo de vulcanismo y sismos. Estas cordilleras
quedan en el interior de la nueva masa continental. Un ejemplo actual, es el choque de los bordes
continentales de las placas Euroasiática y la Australoíndica, que originó los montes del Himalaya y la
meseta del Tibet; otro ejemplo, es la colisión de la placa Africana con la porción occidental (Europa)
de la placa Euroasiática, que originó la cordillera de los Alpes.
c) Convergencia de placas litosféricas oceánicas: se produce cuando los bordes de una placa litosférica
mixta choca con el borde de una placa litosférica oceánica. En este, caso la placa litosferica
oceánica subduce, originando una fosa entre ambos bordes. La fusión parcial de la placa litosférica
oceánica al introducirse en la astenosfera, produce magmatismo que asciende a través del
segmento de la litosfera oceánica de la placa mixta, formando arcos de islas volcánicas, próximas al
borde continental de la placa mixta. Ejemplos: islas Aleutianas, islas Marianas, islas Tongas.
3. Bordes de placas de falla transformante: se produce cuando dos placas se deslizan horizontalmente y
paralelamente una respecto de la otra; sin ningún movimiento que haga separar o converger las placas. El
plano según el cual se produce el movimiento es una fractura casi vertical que se extiende por todo el
espesor de la litosfera y se denomina “falla transformante”. Esta situación origina importantes sismos, pero
no magmatismo ni formación de cordilleras. El ejemplo más importante es el de la falla de San Andrés, que
se encuentra en la zona de California, al oeste de América del Norte; en este caso, la placa Pacífica roza a la
placa Norteamericana y se desplaza en dirección noroeste.
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El ciclo de Wilson
La distribución de las placas y por tanto, de los continentes, ha cambiado a lo largo del tiempo, ya
que pueden fragmentarse y unirse unos con otros. El Ciclo de Wilson, propuesto por Tuzo Wilson,
nos explica de forma ordenada, el proceso de apertura y cierre de los océanos, y la fragmentación y
posterior unión de los continentes, que provoca la formación de cordilleras, y resume todo lo que
sucede en los bordes constructivos y destructivos sobre la litosfera.
En el ciclo se pueden distinguir las siguientes fases:
1. El continente se fragmenta por acción de puntos calientes que abomban y adelgazan la corteza
hasta romperla, originándose un rift continental (como el Rift africano).
2. En la línea de fragmentación se empieza a formar litosfera oceánica (borde constructivo) que
separa los fragmentos continentales. Si continúa la separación el rift es invadido por el mar y se va
transformando en una dorsal oceánica. Los continentes quedan separados por una pequeña cuenca
oceánica (como el actual mar Rojo).
3. El proceso continúa y los continentes se separan progresivamente. Entre ellos aparece una cuenca
oceánica ancha, con una dorsal bien desarrollada (como el Océano Atlántico actual).
4. Cuando la cuenca oceánica alcanza cierto tamaño y es suficientemente antigua, los bordes de
contacto con los fragmentos continentales se vuelven fríos y densos y comienzan a hundirse debajo
de los continentes y se genera un borde de destrucción. En esta zona se origina una cadena
montañosa que va bordeando al continente (orógeno tipo andino, como la cordillera de los Andes).
La corteza oceánica se desplaza desde el borde constructivo al de destrucción como una cinta
transportadora, por lo que la cuenca oceánica deja de crecer (como el Océano Pacífico).
5. Dada la forma esférica de la Tierra, otros bordes constructivos pueden empujar a los fragmentos
continentales en sentido contrario, con lo que la cuenca oceánica se va estrechando (como en el
Mar Mediterráneo).
6. Finalmente al desaparecer la cuenca oceánica las dos masas continentales chocas (obducción) y se
origina un continente único (supercontinente), y sobre la sutura que cierra el océano se forma una
cordillera (orógeno tipo himalayo, como la cordillera del Himalaya).
El desplazamiento de las placas se realiza sobre una superficie esférica, por lo que los
continentes terminan por chocar y soldarse, formándose una gran masa continental,
un supercontinente (Pangea como lo llamó Wegener). Esto ha ocurrido varias veces a lo largo de la
historia de la Tierra. El supercontinente impide la liberación del calor interno, por lo que se fractura y
comienza un nuevo ciclo.
Así pues, las masas continentales permanecen y unen y fragmentan en cada ciclo, mientras que las cuencas
oceánicas se crean y destruyen.
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La Atmósfera
Formación
La atmósfera es la envoltura gaseosa que rodea a la Tierra. Comenzó a formarse hace unos 4600 millones de
años con el nacimiento de la Tierra. La mayor parte de la atmósfera primitiva se perdería en el espacio, pero
nuevos gases y vapor de agua se fueron liberando de las rocas que forman nuestro planeta.
La atmósfera de las primeras épocas de la historia de la Tierra estaría formada por vapor de agua, dióxido
de carbono (CO2) y nitrógeno, junto a muy pequeñas cantidades de hidrógeno (H2) y monóxido de carbono
pero con ausencia de oxígeno. Era una atmósfera ligeramente reductora hasta que la actividad fotosintética
de los seres vivos introdujo oxígeno y ozono (a partir de hace unos 2 500 o 2000 millones de años) y hace
unos 1000 millones de años la atmósfera llegó a tener una composición similar a la actual.
También ahora los seres vivos siguen desempeñando un papel fundamental en el funcionamiento de la
atmósfera. Las plantas y otros organismos fotosintéticos toman CO2 del aire y devuelven O2, mientras que la
respiración de los animales y la quema de bosques o combustibles realiza el efecto contrario: retira O2 y
devuelve CO2 a la atmósfera.
Composición
Los gases fundamentales que forman la atmósfera son:
% (en vol)
Nitrógeno
78.084
Oxígeno
20.946
Argón
0.934
CO2
0.033
Otros gases de interés presentes en la atmósfera son el vapor de agua, el ozono y diferentes óxidos de
nitrógeno, azufre, etc.
También hay partículas de polvo en suspensión como, por ejemplo, partículas inorgánicas, pequeños
organismos o restos de ellos, NaCl del mar, etc. Muchas veces estas partículas pueden servir de núcleos de
condensación en la formación de nieblas (smog o neblumo) muy contaminantes.
La atmósfera se divide en diversas capas:
La troposfera llega hasta un límite superior (tropopausa) situado a 9 Km de altura en los polos y los 18 km
en el ecuador. En ella se producen importantes movimientos verticales y horizontales de las masas de aire
(vientos) y hay relativa abundancia de agua. Es la zona de las nubes y los fenómenos climáticos: lluvias,
vientos, cambios de temperatura, ... y la capa de más interés para la ecología. La temperatura va
disminuyendo conforme se va subiendo, hasta llegar a -70ºC en su límite superior.
La estratosfera comienza a partir de la tropopausa y llega hasta un límite superior (estratopausa), a 50 km
de altitud. La temperatura cambia su tendencia y va aumentando hasta llegar a ser de alrededor de 0ºC en
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la estratopausa. Casi no hay movimiento en dirección vertical del aire, pero los vientos horizontales llegan a
alcanzar frecuentemente los 200 km/h, lo que facilita el que cualquier sustancia que llega a la estratosfera
se difunda por todo el globo con rapidez. Por ejemplo, esto es lo que ocurre con los CFC que destruyen el
ozono. En esta parte de la atmósfera, entre los 30 y los 50 kilómetros, se encuentra el ozono, importante
porque absorbe las dañinas radiaciones de onda corta.
La mesosfera, que se extiende entre los 50 y 80 km de altura, contiene sólo cerca del 0,1% de la masa total
de aire. Es importante por la ionización y las reacciones químicas que ocurren en ella. La disminución de la
temperatura combinada con la baja densidad del aire en la mesosfera determina la formación de
turbulencias y ondas atmosféricas que actúan a escalas espaciales y temporales muy grandes. La mesosfera
es la región donde las naves espaciales que vuelven a la Tierra empiezan a notar la estructura de los vientos
de fondo, y no sólo el freno aerodinámico.
La ionosfera se extiende desde una altura de casi 80 km sobre la superficie terrestre hasta 640 km o más. A
estas distancias, el aire está enrarecido en extremo. Cuando las partículas de la atmósfera experimentan
una ionización por radiación ultravioleta, tienden a permanecer ionizadas debido a las mínimas colisiones
que se producen entre los iones. La ionosfera tiene una gran influencia sobre la propagación de las señales
de radio. Una parte de la energía radiada por un transmisor hacia la ionosfera es absorbida por el aire
ionizado y otra es refractada, o desviada, de nuevo hacia la superficie de la Tierra. Este último efecto
permite la recepción de señales de radio a distancias mucho mayores de lo que sería posible con ondas que
viajan por la superficie terrestre.
La región que hay más allá de la ionosfera recibe el nombre de exosfera y se extiende hasta los 9.600 km, lo
que constituye el límite exterior de la atmósfera. Más allá se extiende la magnetosfera, espacio situado
alrededor de la Tierra en el cual, el campo magnético del planeta domina sobre el campo magnético del
medio interplanetario.
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