Mecánica de Suelos

En ingeniería, la mecánica de suelos es la aplicación de las leyes de la física y las ciencias naturales a los problemas que involucran las cargas impuestas a la capa superficial de la corteza terrestre.

Roca y Suelo

La roca se considera como un agregado natural de partículas minerales unidas mediante grandes fuerzas cohesivas. Se llama roca a todo material que suponga una alta resistencia, y suelo, contrariamente, a todo elemento natural compuesto de corpúsculos minerales separables por medios mecánicos de poca intensidad, como son la agitación en agua y la presión de los dedos de la mano.

Con el paso del tiempo y debido a fenómenos de meteorización, la roca va perdiendo progresivamente su resistencia mecánica y se transforma en suelo.

La Torre de Pisa, ejemplo de un problema originado por deformaciones importantes.
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Corteza Terrestre

La corteza terrestre es la capa rocosa externa de la Tierra. Los elementos más abundantes de esta capa son el silicio, el oxígeno, el aluminio y el magnesio.

Tipos de Corteza Terrestre

Existen dos tipos de corteza terrestre: la corteza oceánica y la corteza continental.

Corteza Oceánica

La corteza oceánica cubre aproximadamente el 75% de la superficie planetaria.

Corteza Continental

La corteza continental es de naturaleza heterogénea, ya que está formada por rocas con diversos orígenes.

Manto Terrestre

El manto terrestre es la capa de la Tierra que se encuentra entre la corteza y el núcleo (supone aproximadamente el 87% del volumen del planeta).

Características

El manto se diferencia principalmente de la corteza por sus características químicas y su comportamiento mecánico.

Composición

La principal alteración mecánica en el manto se evidencia en la velocidad de las ondas sísmicas, que aumenta sustancialmente, dada la mayor densidad de los materiales del manto (ya que la velocidad de propagación de una vibración es proporcional a la densidad del material). Esa mayor densidad resulta, además del efecto del aumento de la presión, de las diferencias en su composición química, que es en realidad el principal elemento diferenciador entre corteza y manto: los materiales del manto son muy ricos en minerales máficos de hierro y magnesio, especialmente olivino y piroxeno. Debido al aumento de la proporción relativa de esos minerales, las rocas del manto —peridotita, dunita y eclogita— comparadas con las rocas de la corteza, se caracterizan por un porcentaje de hierro y magnesio mucho mayor, en detrimento del silicio y del aluminio.

El cuadro siguiente da una composición aproximada de los materiales del manto en porcentaje de su masa total (% ponderal). Nótese que la composición del manto puede no ser uniforme, siendo de esperar un aumento gradual de la proporción Fe/Mg con la profundidad; se estima que varíe de 0,25 en el manto superior a 0,6 en el manto inferior.

Características Físicas

Además de las diferencias de composición, el manto también presenta unas características físicas muy diferentes de las de la corteza (y del núcleo). En los puntos siguientes se hace una caracterización de los principales parámetros físicos del manto.

Estado del Material

El material del que se compone el manto puede presentarse en estado sólido o como una pasta viscosa, como resultado de las elevadas presiones. Sin embargo, al contrario de lo que se pueda imaginar, la tendencia en áreas de alta presión es que las rocas se mantengan sólidas, pues así ocupan menos espacio físico que los líquidos resultantes de la fusión. Además de eso, la constitución de los materiales de cada capa del manto determina el estado físico local. Así, el interior de la Tierra, incluyendo el núcleo interno, tiende a ser sólido porque, a pesar de las altísimas temperaturas, está sujeto a presiones tan elevadas que los átomos, al ser compactados, obligan a que las fuerzas de repulsión entre los átomos sean vencidas por la presión externa. En resultado, a pesar de la temperatura, la sustancia se mantiene sólida.

Temperatura

Las temperaturas del manto varían entre los 100 °C (373 K) en la zona de contacto con la corteza, hasta los 3.500 °C (3.873 K) en la zona de contacto con el núcleo, aproximadamente. Este aumento de temperatura refleja a la vez la mayor dificultad de las capas profundas en perder calor por conducción a la superficie y la mayor capacidad endógena de producir calor en profundidad (por el aumento de la desintegración radioactiva y por fricción con los materiales fluidos en movimiento en el núcleo externo).

Viscosidad

La viscosidad en el manto superior (la astenosfera) varía entre 10²¹ y 10²⁴ Pa·s, dependiendo de la profundidad.¹ Por lo tanto, el manto superior se desplaza muy lentamente, comportándose simultáneamente como un sólido y como un líquido de alta viscosidad. Ello explica el lentísimo movimiento de las placas tectónicas y los movimientos isostáticos de hundimiento y realzamiento (rebound) de las placas tectónicas cuando se altera su peso (por ejemplo, con la formación de masas de hielo y su posterior deshielo).

Densidad

La densidad en esta región aumenta linealmente de 3,4 a 4,6 (en el manto superior) y de 4,6 a 5,5 (en el manto inferior). En el manto superior, la presencia de la astenosfera marca zonas de fusión parcial. Aparentemente, en el manto inferior no ocurre ningún cambio de fase importante, a pesar de que se dan pequeños gradientes en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas a los 1.230 km y 1.540 km de profundidad. De esta forma, se cree que el aumento en la velocidad de las ondas sísmicas debe ocurrir principalmente como resultado de la compactación de un material de composición uniforme.

Se han propuesto varios modelos que sugieren que el manto inferior contiene más hierro que el manto superior. En este caso, la razón Fe/Mg variaría de 0,25 en el manto superior a 0,6 en el manto inferior. El aumento en la masa atómica media aumentaría la densidad hasta los valores observados, sin necesidad de recurrir a estructuras moleculares complejas.

Estos modelos han generado muchas discusiones, pues si el manto inferior es más denso que el superior sería difícil la existencia de movimientos de convección. Por otro lado, existiendo una convección generalizada en el manto sería difícil mantener la heterogeneidad de la composición química durante grandes intervalos de tiempo. Sin embargo, estas aparentes incoherencias se pueden limar si consideramos la existencia de celdas de convección independientes en el manto.

Subdivisiones del Manto

Si bien no existen diferencias marcadas ni discontinuidades obvias en el interior del manto, sí gradientes que reflejan el aumento de la presión y de la temperatura, es común dividir el manto en dos capas:

• El manto superior (de la Moho a los 650 km de profundidad); y
• El manto inferior (de los 650 km de profundidad al límite externo del núcleo).

Manto Superior

El manto superior (o manto externo) se inicia en la Moho, que está a una profundidad media de 6 km bajo la corteza oceánica y a una profundidad media de 35,5 km bajo la corteza continental, aunque puede alcanzar en esta última profundidades superiores a 400 km en las zonas de subducción.

Las velocidades de las ondas sísmicas medidas en esta capa son típicamente de 8,0 a 8,2 km/s, que son mayores que las registradas en la corteza inferior (6,5 a 7,8 km/s). Los datos geofísicos demuestran que entre 50 y 200 km (o más en las zonas de subducción) de profundidad ocurre una disminución en la velocidad de las ondas P (longitudinales) y una fuerte atenuación de las ondas S (transversales), de ahí que esta región sea conocida como zona de baja velocidad.

Evidencias basadas en datos geofísicos, geológicos y petrologicos, y la comparación con cuerpos extraterrestres, indican que la composición del manto superior es peridotítica. Las peridotitas son una familia de rocas ultrabásicas, mayoritariamente compuestas por olivino magnésico (aprox. un 80%) y piroxeno (aprox. un 20%). Aunque son raras en la superficie, las peridotitas afloran en algunas islas oceánicas, en capas levantadas por la orogénesis y en raras kimberlitas.

Experiencias de fusión de peridotitas muestran que su fusión parcial puede originar los basaltos oceánicos en las condiciones de presión y temperatura existentes en el manto superior. Este proceso ocurre probablemente en la zona de baja velocidad, lo que explica la reducción de las velocidades sísmicas por la fusión parcial de los materiales.

Los estudios efectuados en ofiolitas y en la litosfera oceánica demuestran que la formación de la corteza oceánica (con sus escasos 5 km de espesor medio) se efectúa a partir de la porción más superficial del manto superior. El grado de fusión parcial debe alcanzar un 25%, lo que empobrece a esta zona en componentes de temperatura de fusión baja. Existen pruebas indirectas de que el manto se vuelve menos empobrecido en silicatos con el aumento de la profundidad.

Las peridotitas del tipo granate-lerzolita (60% olivino, 30% orto y clinopiroxenos, y 10% espinelas, granates y plagioclasas), representan probablemente las peridotitas del manto primitivo, que al sufrir fusión parcial, originan magmas basálticos, dejando como residuos arzburgitas (80% olivino, 20% ortopiroxenos) y dunitas (olivino). Teniendo en cuenta las relaciones de presión y temperatura, la conclusión es que en profundidades menores la mineralogía está dominada por el complejo plagioclasa-lerzolita (que se encuentra frecuentemente en ofiolitas) y que, con el aumento de la presión, pasará a dominar el complejo espinela-lerzolita (que forma a veces nódulos en basaltos alcalinos). En presiones mayores, la mineralogía más estable es la del complejo granate-lerzolita (que forma nódulos en kimberlitas).

Manto Interno

El manto interno (o manto inferior) se inicia cerca de los 650 km de profundidad y se extiende hasta la discontinuidad de Gutenberg, situada a 2.700 - 2.890 km de profundidad, en la transición al núcleo. El manto inferior está separado de la astenosfera por la discontinuidad de Repetti, siendo pues una zona esencialmente sólida y de muy baja plasticidad.

La densidad en esta región aumenta linealmente de 4,6 a 5,5. Aparentemente, en el manto inferior no ocurre ningún cambio de fase importante, a pesar de que se dan pequeños gradientes en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas a los 1.230 km y 1.540 km de profundidad. De esta forma, se cree que el aumento en la velocidad de las ondas sísmicas debe ocurrir principalmente como resultado de la compactación de un material de composición uniforme. Se han propuesto varios modelos que sugieren que el manto inferior contiene más hierro que el manto superior.

La temperatura varía de 1.000 °C a 3.000 °C, aumentando con la profundidad y con el calor producido por la desintegración radioactiva y por conducción a partir del núcleo externo (donde la producción de calor por fricción que experimentan los flujos que generan el geomagnetismo es grande).

Corte esquemático de la Tierra, del núcleo a la exosfera.

Núcleo de la Tierra

El núcleo de la Tierra es su esfera central, la más interna de las que constituyen la estructura de la Tierra. Está formado principalmente por hierro (Fe) y níquel (Ni). Tiene un radio de 3.486 km, mayor que el planeta Marte. La presión en su interior es millones de veces la presión en la superficie y la temperatura puede superar los 6.700 °C.¹ Consta de núcleo externo líquido, aunque no todos los geofísicos están de acuerdo con esto, y núcleo interno sólido. Anteriormente era conocido con el nombre de NIFE debido a su riqueza en níquel y hierro.

Formación

Durante su formación hace unos 4.500 millones de años, la Tierra pasó por una etapa de fusión lo que permitió que, debido a la gravedad, los materiales más densos se hundieran hacia el centro, mientras que los más ligeros flotaron hacia la corteza, un proceso denominado diferenciación planetaria. A causa de esto, el núcleo terrestre está compuesto en su mayor parte de hierro (70%), junto con níquel, iridio y varios elementos pesados; otros elementos químicos densos, como el plomo o el uranio, o son muy raros en la Tierra o son propensos a combinación química con elementos más ligeros, y por tanto permanecen en la superficie. Los metales que conforman el núcleo de la Tierra sufrieron una aleación cuando el planeta aún ardía, formando con esto una estructura increíblemente densa y dura, debido a esto el planeta Tierra es el más denso del sistema solar.

Origen del Calor Interno de la Tierra

La temperatura de la Tierra aumenta con la profundidad, fenómeno conocido como gradiente geotérmico y su centro puede superar los 6.700 °C, más caliente que la superficie del Sol; se supone que los tres factores que han contribuido al calor interno de la Tierra son los siguientes:¹

• El calor liberado por la colisión de partículas durante la formación de la Tierra.
• El calor emitido cuando el hierro cristalizó para formar el núcleo interno sólido.
• El calor emitido por la desintegración radiactiva de los elementos, en especial los isótopos radiactivos de uranio (U), torio (Th) y potasio (K).

Solo el tercer factor permanece activo, y es mucho menos intenso que en el pasado; la Tierra irradia al espacio más calor del que se genera en su interior, por lo que se enfría lenta pero continuamente.

Características

La densidad media de la Tierra es de 5.515 kg/m³, la mayor del sistema solar.² Dado que la densidad media de los materiales de la superficie oscila entre 2.600 y 3.500 kg/m³, deben existir materiales más densos en el núcleo de nuestro planeta. La sismología aporta otras evidencias de la alta densidad del núcleo. Se calcula que la densidad media del núcleo es de 10.700 kg/m³.¹

Los meteoritos aportan datos sobre la composición del núcleo, ya que se cree que son restos del material a partir del cual se formó la Tierra. Hay meteoritos rocosos formados por rocas similares a las peridotitas y meteoritos metálicos compuestos por hierro y níquel; los primeros se consideran similares a las rocas que forman el manto terrestre, mientras que los segundos se supone que son representativos de la composición del núcleo. Según los últimos datos, el núcleo se compone de hierro con 5-10% de níquel y menores cantidades de elementos más ligeros, tal vez azufre y oxígeno.

Subdivisiones del Núcleo

Los datos sísmicos muestran que el núcleo está dividido en dos partes, un núcleo externo líquido de aproximadamente 2.270 km de grosor y un núcleo interno sólido con un radio de unos 1.220 km; ambos están separados por la discontinuidad de Lehmann.

Núcleo Externo

Se cree que el núcleo externo es líquido y está compuesto por hierro mezclado con níquel y pocos rastros de elementos más ligeros. La mayoría de los científicos cree que la convección del núcleo externo, combinada con la rotación de dicho núcleo causada por la rotación de la Tierra (efecto de Coriolis), causan el campo magnético terrestre a través de un proceso explicado por la hipótesis de la dinamo.

Núcleo Interno

El núcleo interno sólido fue descubierto en 1936 por Inge Lehmann y se cree que está compuesto principalmente por hierro hasta un 70%, de níquel 20% entre otros metales pesados como iridio, plomo y titanio;