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TEMA 2. ORIGEN Y
ESTRUCTURA DE LA TIERRA
     El origen de la Tierra
     Métodos de estudio del interior terrestre
     Estructura interna de la Tierra




                       (Presentación de Encarna Alcacer para
                       Biología-Geología de 1º de bachillerato)
1. Origen de la Tierra
1. Origen de la Tierra
        Teoría Nebular    Una nebulosa giratoria constituida por
                           enormes cantidades de polvo y gas,
                                comenzó a concentrarse.


                         La atracción gravitatoria hizo que se formase una
                           gran masa central o protosol, entorno al cual
                            giraba un disco de partículas de polvo y gas.


                                   Las partículas del disco giratorio se
                                fusionaron formando cuerpos de mayor
                                      tamaño, los planetesimales.




                                Las colisiones y uniones
                                 de los planetesimales
                                  originaron cuerpos
                                      mayores, los
                                     protoplanetas.
1. Origen de la Tierra
1. Origen de la Tierra
     • Después de formarse por “acreción” de planetesimales:
         • A mayor tamaño, mayor compresión hacia el interior
         • Desintegración radiactiva en el interior
     • Resultado: fusión parcial y diferenciación gravitatoria

     • Así se formaron núcleo, manto y corteza
     • Y las capas fluidas quedaron en el exterior:
       hidrosfera y atmósfera




                                     • Después los seres vivos cambiaron
                                     sensiblemente el planeta (sobre
                                     todo la atmósfera, con su oxígeno y
                                     la capa de ozono)
1. Origen de la Tierra




                         La colisión de un pequeño planeta pudo provocar la
                                         formación de la Luna.
2. Métodos de estudio del interior terrestre
2. Métodos de estudio del interior terrestre: directos




                         Orógenos o cadenas montañosas
                         • Cuando se erosionan las rocas de la
              (3,8 km)
                         superficie de las cadenas montañosas u
                         orógenos afloran los materiales formados a
    (12,262 km)          cierta profundidad.
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
         2. 1. Densidad Terrestre
Para calcular la masa recurrimos a la ley            Si consideramos como aproximación que la Tierra es
de la gravitación universal.                         una esfera perfecta, su volumen será:


       M⋅m
   F= G 2                       M⋅m                             R2 ⋅ g              4
                                                                                 V = πR
                                                                                        3
        d               m ⋅ g= G 2                           M=
                                 d                               G                  3
   F =m⋅g
                               la distancia entre los dos
                             cuerpos es el radio terrestre

Para un cuerpo situado en la superficie terrestre F es                    Este valor de la densidad
la fuerza con la que es atraído por la tierra.                            contrasta con la densidad
                                                                          media de las rocas que
                                                                          constituyen los continentes
         R 2g    g                                                        que es de 2,7 g3
     M    G = G = 3g = 5,52
                                                                                           cm

   d= =
                                                                     g
                                                                   cm3
     V 4 π R 3 4 π R 4π RG
        3      3
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 1. Densidad Terrestre                                 RELACION ENTRE LA DENSIDAD DE LOS MATERIALES
                                                                    TERRESTRES Y LA PROFUNDIDAD
  • La densidad media de la Tierra
    es de 5,52 g/cm3 y la densidad
    media de las rocas de los 14
    continentes 2,7 g/cm3.
                                                       12
  • Wiechert pensó que el



                                 Densidad ( g/ cm3 )
    interior terrestre debería                         10
    tener un material más
    denso.                                             8

   • Entre los elementos que                           6
     podrían formar el núcleo
                                                       4
     terrestre se encuentra el
     hierro.                                           2
  • La existencia de un campo
    magnético        terrestre                                1000             2900              5100
    apoyaría esta hipótesis.                                                Profundidad (km)
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 2. Método gravimétrico
   La aceleración de la gravedad es:
            M⋅ m                           M
    m ⋅ g= G 2                         g= G 2
             d                             R
                4                           4                       4
           V=     ⋅ π ⋅ R3           M = d ⋅ π ⋅ R3            g=     π ⋅ G⋅ d⋅ R
                3                                                   3
                                            3
   Los valores de g variarán según el punto de la superficie terrestre considerado
      puesto que no es una esfera perfecta.



   Para R debe hacerse una “corrección de latitud”:
      La gravedad es mayor a mayor latitud: es mayor
   en los polos que en el ecuador.
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 2. Método gravimétrico
    También deben corregirse otros datos:

    • Aceleración centrífuga (ac): La aceleración centrífuga, que se opone a la
      gravedad, es mayor a menor latitud, es decir, es baja en los polos (nula) y
      alta en el ecuador, así pues, en los polos hay mayor gravedad.

    • Corrección de aire libre (CAL): La gravedad es mayor a menor altitud: es
      mayor a nivel del mar que en lo alto de una montaña.

    • Corrección de Bouguer (CB): La gravedad en la superficie del océano será
      menor que en un punto de la superficie a nivel del mar por el defecto de
      masa del agua con respecto a la tierra.

    • Corrección Topográfica (CT): La presencia o ausencia de masa debido al
      relieve próximo también afecta a la gravedad. Si aplicamos las correcciones
                                                      oportunas, lo único que puede
         4
      g = π ⋅ G ⋅ d ⋅ R - ac + CAL − CB + CT          variar el valor teórico de g es la
         3                                            densidad de los materiales
                                                      subyacentes
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 2. Método gravimétrico
                                 Por tanto, si dos puntos de la superficie
                                 con idéntica latitud y altitud, presentan
                                 valores teóricos diferentes a los
                                 valores reales medidos con un
                                 gravímetro, decimos que presentan
                                 gravímetro
                                 anomalías gravimétricas.
                                 •positivas:
                                           en zonas de mayor densidad
                                 (manto próximo a la superficie).
                                 •negativas:   en   zonas    de    menor
                                 densidad.
                                 Pueden utilizarse para localizar
                           -     yacimientos metálicos o domos salinos
          +
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 3. Estudio de la temperatura
                                              TEMPERATURA
                                         DEL INTERIOR TERRESTRE

            Temperatura (0C)   5 000

                               4 000

                               3 000

                               2 000

                               1 000

                                       1 000   2 000   3 000   4 000   5 000   6 000
                                               Profundidad (km)

          Existe un gradiente geotérmico                                       que     va
          reduciéndose con la profundidad.
          En la superficie (30-50 km) el gradiente
          geotérmico es de 1ºC cada 33 m de profundidad
          (3ºC por cada 100 m)
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 3. Estudio de la temperatura




      • Se puede observar que las temperaturas del manto son superiores a los
        puntos de fusión de la mayoría de las rocas, pero el material que forma
        el manto no esta fundido totalmente debido a la presión que existe a
        esas profundidades.
      • En el núcleo externo la temperatura es mayor que los puntos de fusión
        de los materiales que allí se encuentran, por ello se supone que el núcleo
        externo esta líquido.
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 3. Estudio de la temperatura
     La tomografía sísmica (estudio de las ondas sísmicas) muestra que el
     gradiente geotérmico no es el mismo en toda la tierra:
     Bajo las dorsales y otras este gradiente es mayor que la media
     terrestre (anomalía geotérmica positiva)
     Bajo las fosas oceánicas hay anomalías geotérmicas negativas.




            A mayor temperatura menor rigidez y menor velocidad de las ondas sísmicas
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 4. Estudio del magnetismo
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 4. Estudio del magnetismo
   • Declinación magnética: ángulo entre el norte geográfico y el norte
     magnético (varía de un lugar a otro y de un momento a otro).
   • Magnetómetro: instrumento para medir el campo magnético.
   • Mapa de declinaciones: con isógonas o líneas de igual declinación
   • Anomalía magnética: Los
     materiales locales pueden
     hacer variar ligeramente esa
     declinación.
   • Nos da información sobre la
     composición de las rocas
   • Inversión de la polaridad
     magnética: cambio
     magnético terrestre (180º)
     que se produce en
     determinadas ocasiones.
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 5. Método eléctrico
   • Mide la resistividad de las rocas (el inverso de la conductividad)
   • Se crea un fuerte campo eléctrico con dos “electrodos de corriente”, y
     se mide la intensidad del campo creado con dos “electrodos de
     potencial”




   • Es muy preciso a poca profundidad, y se utiliza en prospecciones
     mineras con mucha exactitud y en la búsqueda de aguas subterráneas.
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 6. Estudio de los meteoritos
   • Son fragmentos rocosos que orbitan en el
     sistema solar, como restos de los primitivos
     planetesimales.
   • Por eso su estructura y composición nos dan
     datos del interior terrestre.
   • Son:
        • Sideritos: 4%, Fe y Ni: núcleo terrestre

       • Siderolitos: 1%, Fe y silicatos: Núcleo
         terrestre

       • Condritas: 86%, peridotitas: manto
         terrestre

       • Acondritas: 9%, basaltos: corteza
         oceánica y continental
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 6. Estudio de los meteoritos
                                         Sideritos
                       Siderolitos




                        Condritas
                                            Acondritas



                      • No confundir con las “tectitas” o rocas de impacto
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 7. Método sísmico
    • La sismología estudia los terremotos y la transmisión de sus
      vibraciones u ondas sísmicas.
    • Éstas se transmiten a partir del foco o hipocentro
    • El epicentro es el punto superficial situado en la vertical del foco.




      • Los terremotos se registran con sismógrafos y así
        obtenemos sismogramas
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 7. Método sísmico
  • Las ondas sísmicas son de tres tipos:
  • Primarias (P): son las más rápidas (6-13 km/s), y se propagan tanto por
    sólidos como por líquidos (pero más lentas por líquidos). Longitudinales.
  • Secundarias (S): van más lentas (3-8 km/s), y se propagan solo por sólidos
    (puesto que en líquidos la rigidez es nula). Son transversales.
  • Superficiales (L y R): son las más lentas pero las más peligrosas.
       Ondas P                Ondas S                  Ondas L




    • Su comportamiento depende de la naturaleza de los materiales que
     atraviesan
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 7. Método sísmico
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 7. Método sísmico
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
   2. 7. Método sísmico
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
     2. 7. Método sísmico
    • Del estudio de las ondas sísmicas se deducen una serie de capas y
     discontinuidades en el interior terrestre
                                                             Velocidad (km/s)
                  Discontinuidad
  35 y 70;                                     2   4   6   8  10    12    14
                  de Mohorovicic
  8-10 km
                  Discontinuidad
670-1000 km                            1.000
                    de Repetti

                                       2.000

  2900 km      Discontinuidad de       3.000
                   Gutenberg
                                     Ondas S
                                       4.000

               Discontinuidad de       5.000
4900-5150 km
               Wiecher-Lehman
                                       6.000

                     6371 km       Profundidad (km)              Ondas P
3. Estructura interna de la tierra

              SIAL (silicio y aluminio)
               rocas graníticas
   -Corteza
              SIMA (silicio y magnesio)
               rocas basáltica


               SUPERIOR
   -Manto
               INFERIOR


               EXTERNO
   - Núcleo
               INTERNO
3. Estructura interna de la tierra
3. Estructura interna de la tierra

   Posteriormente se distinguieron
   dos modelos de la estructura
   terrestre:
   • Modelo geoquímico o estático:
       • Corteza
       • Manto
       • Núcleo

   • Modelo dinámico:
      • Litosfera
      • Astenosfera
      • Mesosfera
      • Endosfera
3. Estructura interna de la tierra
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo geoquímico                                Niveles superiores
                               Estructura vertical       Niveles intermedios
               CONTINENTAL                               Niveles profundos
                                                                     Cratones o escudos
                (35-70 km)     Estructura horizontal                 Orógenos o cordilleras
    -Corteza                                                         Plataformas
                                                   Capa de sedimentos
                           Estructura vertical     Suelo oceánico
                                                   Capa oceánica           Talud continental
               OCEÁNICA                                                    Llanura abisal
                (8-10)     Estructura horizontal                           Fosa submarina
                                                                           Dorsal oceánica
                                           DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC

    -Manto         SUPERIOR (Desde D. de Moho hasta 670 km)
                   ZONA DE TRANSICIÓN (de 670 -1000 km)
                   INFERIOR (de 1000-2900 km)
                                       DISCONTINUIDAD DE GUTENBERG


    - Núcleo       EXTERNO (2900-4900 km)
                                       DISCONTINUIDAD DE LEHMANN-WIECHERT
                   INTERNO (5150-6371 km)
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo geoquímico: corteza
   La corteza está formada sobre todo por silicatos, y es diferente en los
   continentes y en los océanos. Densidad de 2,7-3 g/cm3.
          CORTEZA CONTINENTAL                            CORTEZA OCEÁNICA


   - Entre 35 y70 km de grosor.                  - Entre 8 y10 km de grosor.
   - La edad de las rocas puede superar los      - La edad de las rocas no supera los 200
     3.800 m.a.                                    m.a.
   - Rocas poco densas (2,7g/cm3).               - Rocas de densidad media (3 g/cm3).
   - Es discontinua y de composición muy         - Composición más homogénea.
     heterogénea.                                - En la horizontal se distinguen: talud
   - En la horizontal se distinguen: escudos       continental, llanura oceánica, fosa
     o cratones, orógenos y plataformas            submarina y dorsal oceánica.
     continentales.                              - En la vertical cabe distinguir una capa
   - En la vertical cabe distinguir diferentes     de sedimentos, un suelo oceánico y
     tipos de rocas en función de la               una capa oceánica.
     profundidad.                                - La capa de sedimentos es más gruesa a
                                                   las orillas de los continentes que en
                                                   medio del océano.
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo geoquímico: corteza oceánica (vertical)




                                                    Capa de
                        Sedimentos                  sedimentos
                   Lavas almohadilladas
                                                   Suelo oceánico
                      Diques de basalto
                                                   Capa oceánica

                          Gabros
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo geoquímico: corteza continental (vertical)
   - Es discontinua y de composición variada:
   •En niveles superiores: rocas sedimentarias, volcánicas (ácidas, graníticas) y metamórficas (bajo
   metamorfismo)
   •En niveles intermedios: rocas metamórficas y volcánicas (de carácter ácido a intermedio)
   •En zonas profundas: rocas muy metamorfizadas y básicas (menos Si)
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
    CRATONES O ESCUDOS
    - Son áreas muy estables geológicamente (no han sufrido fragmentaciones ni
      deformaciones por los movimientos orogénicos), con poca actividad sísmica y
      volcánica.
    - Son normalmente los núcleos de los continentes.
    - Relieve muy poco pronunciado debido a una erosión prolongada, aunque
      pueden aparecer recubiertos de sedimentos.
    - Formados por rocas metamórficas muy antiguas y magmáticas.



                                 En la Península Ibérica las rocas más antiguas
                                 constituyen el escudo hespérico que se
                                 localiza en la zona de Galicia y la zona
                                 occidental de las dos mesetas.
3. Estructura interna de la tierra
        3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)




Fig. 1 - Mapa de las zonas geológicas de la Tierra. En la leyenda aparecen indicadas las tres
edades medias de la corteza oceánica y los distintos tipos de corteza continental: "shield"
(cratones o escudos), "platform" (plataformas: escudos con sedimentos),"Orogen"
(cadenas orogénicas), "Basin" (cuencas tecto-sedimentarias), "Large igneus province"
(grandes provincias ígneas) y "Extended crust continental" (corteza adelgazada).
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
    ORÓGENOS O CORDILLERAS
    - Son zonas muy activas geológicamente , con mucha actividad tectónica y
      magmática.
    - Forman el relieve.
    - Formados por rocas sedimentarias y/o metamórficas entre las que aparecen
      rocas magmáticas.
    - Los más antiguos son los Urales, los Apalaches y los Montes de Toledo.
    - Los más recientes son los Alpes, los Andes, el Himalaya, las montañas rocosas,
      los Pirineos, etc.
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
    PLATAFORMAS INTERIORES
    - Son depresiones entre los cratones y los escudos donde se depositan los
      sedimentos procedentes de la erosión de los orógenos.
    - Son plataformas interiores la cuenca del Ebro y la depresión del Guadalquivir.
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
    PLATAFORMAS CONTINENTALES
    – Son    zonas     pegadas   a   los
      continentes, de suave pendiente
      pero que están sumergidas entre 20
      y 600 m.
    – Se acumulan los sedimentos
      procedentes de la erosión de los
      continentes.
    TALUD CONTINENTAL
    – Zona de pendiente acusada que va
      desde la plataforma continental
      hasta el fondo oceánico.
    – Formado por surcos o cañones
      submarinos       excavados     por
      corrientes de agua.
    – En su base se depositan los
      sedimentos procedentes de la
      plataforma continental.
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
    LLANURA ABISAL
    – Son los fondos oceánicos que pueden contener islas sumergidas, volcanes submarinos y
      guyots (montes de cima plana).
    FOSA SUBMARINA
    – Depresiones largas y profundas asociadas a las zonas de subducción.
    DORSAL OCEÁNICA
    – Cadenas montañosas (1-4 km de altura), sumergidas, de gran longitud (65000 km), que
      atraviesan el centro de los océanos. En el centro se haya una depresión llamada rift y
      toda la cordillera esta fracturada por fallas transformantes.
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo geoquímico: manto
   • Desde la discontinuidad de Moho hasta la de
     Gutenberg.
   • Tiene una densidad mayor (3,3 -5,5g/cm3)
   • Compuesto por rocas llamadas peridotitas
     (silicatos ricos en hierro y magnesio)
   • Con distinta estructura según la profundidad:
     entre 670-1000 km hay una discontinuidad
     (Repetti): manto superior y manto inferior



                           Espinela                  Perovskita
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo geoquímico: núcleo

   • Su densidad va desde 10 hasta
     13 g/cm3.
   • Compuesto principalmente por
     Fe y también Ni, O y S y otros.
   • Entre 4900-5150 km hay una
     discontinuidad (Wiecher-
     Lehman): núcleo externo
     (fluido) y núcleo interno (sólido)
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo      D. DE MOHOROVICIC



   dinámico                                LITOSFERA

                                           ASTENOSFERA


                   D. DE REPETTI

                                           MESOSFERA




                    D. DE GUTENBERG




                                           ENDOSFERA
                  D. DE WIECHERT-LEHMANN
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo dinámico: litosfera
   • La litosfera es la capa dinámica externa y corresponde a corteza más la
    parte superior del manto por encima de la astenosfera.
   • Es rígida y está formada por placas litosféricas (12 mayores y otras
    menores)




   • Con un espesor de unos 50 km (océanos) y unos 300 km (continentes)
3. Estructura interna de la tierra
   3.1. Modelo dinámico: astenosfera
  • La astenosfera tiene espesor variable (100-300 km) y se comporta de
    manera plástica (sobre ella “flotan” las placas de la litosfera). Formada por
    silicatos de Fe y Mg, en un estado de semifusión (la velocidad de las ondas
    sísmicas disminuye). Se forma a partir de penachos térmicos que
    ascienden a través del manto.
  • La mesosfera equivale al resto del manto hasta los 2900 km. Es sólida y
     rígida, pero permite la existencia de corrientes de convección, desde la
     zona D. Y a veces es atravesada por plumas térmicas ascendentes que
     originarán puntos calientes.
    • La endosfera equivale
      al núcleo, y tiene una
      parte externa fluida y
      una     parte    interna
      sólida. Su movimiento
      genera      el    campo
      magnético terrestre.
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Tema 2 origen y estructura de la tierra eat

  • 1. TEMA 2. ORIGEN Y ESTRUCTURA DE LA TIERRA  El origen de la Tierra  Métodos de estudio del interior terrestre  Estructura interna de la Tierra (Presentación de Encarna Alcacer para Biología-Geología de 1º de bachillerato)
  • 2. 1. Origen de la Tierra
  • 3. 1. Origen de la Tierra Teoría Nebular Una nebulosa giratoria constituida por enormes cantidades de polvo y gas, comenzó a concentrarse. La atracción gravitatoria hizo que se formase una gran masa central o protosol, entorno al cual giraba un disco de partículas de polvo y gas. Las partículas del disco giratorio se fusionaron formando cuerpos de mayor tamaño, los planetesimales. Las colisiones y uniones de los planetesimales originaron cuerpos mayores, los protoplanetas.
  • 4. 1. Origen de la Tierra
  • 5. 1. Origen de la Tierra • Después de formarse por “acreción” de planetesimales: • A mayor tamaño, mayor compresión hacia el interior • Desintegración radiactiva en el interior • Resultado: fusión parcial y diferenciación gravitatoria • Así se formaron núcleo, manto y corteza • Y las capas fluidas quedaron en el exterior: hidrosfera y atmósfera • Después los seres vivos cambiaron sensiblemente el planeta (sobre todo la atmósfera, con su oxígeno y la capa de ozono)
  • 6. 1. Origen de la Tierra La colisión de un pequeño planeta pudo provocar la formación de la Luna.
  • 7. 2. Métodos de estudio del interior terrestre
  • 8. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: directos Orógenos o cadenas montañosas • Cuando se erosionan las rocas de la (3,8 km) superficie de las cadenas montañosas u orógenos afloran los materiales formados a (12,262 km) cierta profundidad.
  • 9. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 1. Densidad Terrestre Para calcular la masa recurrimos a la ley Si consideramos como aproximación que la Tierra es de la gravitación universal. una esfera perfecta, su volumen será: M⋅m F= G 2 M⋅m R2 ⋅ g 4 V = πR 3 d m ⋅ g= G 2 M= d G 3 F =m⋅g la distancia entre los dos cuerpos es el radio terrestre Para un cuerpo situado en la superficie terrestre F es Este valor de la densidad la fuerza con la que es atraído por la tierra. contrasta con la densidad media de las rocas que constituyen los continentes R 2g g que es de 2,7 g3 M G = G = 3g = 5,52 cm d= = g cm3 V 4 π R 3 4 π R 4π RG 3 3
  • 10. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 1. Densidad Terrestre RELACION ENTRE LA DENSIDAD DE LOS MATERIALES TERRESTRES Y LA PROFUNDIDAD • La densidad media de la Tierra es de 5,52 g/cm3 y la densidad media de las rocas de los 14 continentes 2,7 g/cm3. 12 • Wiechert pensó que el Densidad ( g/ cm3 ) interior terrestre debería 10 tener un material más denso. 8 • Entre los elementos que 6 podrían formar el núcleo 4 terrestre se encuentra el hierro. 2 • La existencia de un campo magnético terrestre 1000 2900 5100 apoyaría esta hipótesis. Profundidad (km)
  • 11. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 2. Método gravimétrico La aceleración de la gravedad es: M⋅ m M m ⋅ g= G 2 g= G 2 d R 4 4 4 V= ⋅ π ⋅ R3 M = d ⋅ π ⋅ R3 g= π ⋅ G⋅ d⋅ R 3 3 3 Los valores de g variarán según el punto de la superficie terrestre considerado puesto que no es una esfera perfecta. Para R debe hacerse una “corrección de latitud”:  La gravedad es mayor a mayor latitud: es mayor en los polos que en el ecuador.
  • 12. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 2. Método gravimétrico También deben corregirse otros datos: • Aceleración centrífuga (ac): La aceleración centrífuga, que se opone a la gravedad, es mayor a menor latitud, es decir, es baja en los polos (nula) y alta en el ecuador, así pues, en los polos hay mayor gravedad. • Corrección de aire libre (CAL): La gravedad es mayor a menor altitud: es mayor a nivel del mar que en lo alto de una montaña. • Corrección de Bouguer (CB): La gravedad en la superficie del océano será menor que en un punto de la superficie a nivel del mar por el defecto de masa del agua con respecto a la tierra. • Corrección Topográfica (CT): La presencia o ausencia de masa debido al relieve próximo también afecta a la gravedad. Si aplicamos las correcciones oportunas, lo único que puede 4 g = π ⋅ G ⋅ d ⋅ R - ac + CAL − CB + CT variar el valor teórico de g es la 3 densidad de los materiales subyacentes
  • 13. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 2. Método gravimétrico Por tanto, si dos puntos de la superficie con idéntica latitud y altitud, presentan valores teóricos diferentes a los valores reales medidos con un gravímetro, decimos que presentan gravímetro anomalías gravimétricas. •positivas: en zonas de mayor densidad (manto próximo a la superficie). •negativas: en zonas de menor densidad. Pueden utilizarse para localizar - yacimientos metálicos o domos salinos +
  • 14. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 3. Estudio de la temperatura TEMPERATURA DEL INTERIOR TERRESTRE Temperatura (0C) 5 000 4 000 3 000 2 000 1 000 1 000 2 000 3 000 4 000 5 000 6 000 Profundidad (km) Existe un gradiente geotérmico que va reduciéndose con la profundidad. En la superficie (30-50 km) el gradiente geotérmico es de 1ºC cada 33 m de profundidad (3ºC por cada 100 m)
  • 15. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 3. Estudio de la temperatura • Se puede observar que las temperaturas del manto son superiores a los puntos de fusión de la mayoría de las rocas, pero el material que forma el manto no esta fundido totalmente debido a la presión que existe a esas profundidades. • En el núcleo externo la temperatura es mayor que los puntos de fusión de los materiales que allí se encuentran, por ello se supone que el núcleo externo esta líquido.
  • 16. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 3. Estudio de la temperatura La tomografía sísmica (estudio de las ondas sísmicas) muestra que el gradiente geotérmico no es el mismo en toda la tierra: Bajo las dorsales y otras este gradiente es mayor que la media terrestre (anomalía geotérmica positiva) Bajo las fosas oceánicas hay anomalías geotérmicas negativas. A mayor temperatura menor rigidez y menor velocidad de las ondas sísmicas
  • 17. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 4. Estudio del magnetismo
  • 18. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 4. Estudio del magnetismo • Declinación magnética: ángulo entre el norte geográfico y el norte magnético (varía de un lugar a otro y de un momento a otro). • Magnetómetro: instrumento para medir el campo magnético. • Mapa de declinaciones: con isógonas o líneas de igual declinación • Anomalía magnética: Los materiales locales pueden hacer variar ligeramente esa declinación. • Nos da información sobre la composición de las rocas • Inversión de la polaridad magnética: cambio magnético terrestre (180º) que se produce en determinadas ocasiones.
  • 19. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 5. Método eléctrico • Mide la resistividad de las rocas (el inverso de la conductividad) • Se crea un fuerte campo eléctrico con dos “electrodos de corriente”, y se mide la intensidad del campo creado con dos “electrodos de potencial” • Es muy preciso a poca profundidad, y se utiliza en prospecciones mineras con mucha exactitud y en la búsqueda de aguas subterráneas.
  • 20. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 6. Estudio de los meteoritos • Son fragmentos rocosos que orbitan en el sistema solar, como restos de los primitivos planetesimales. • Por eso su estructura y composición nos dan datos del interior terrestre. • Son: • Sideritos: 4%, Fe y Ni: núcleo terrestre • Siderolitos: 1%, Fe y silicatos: Núcleo terrestre • Condritas: 86%, peridotitas: manto terrestre • Acondritas: 9%, basaltos: corteza oceánica y continental
  • 21. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 6. Estudio de los meteoritos Sideritos Siderolitos Condritas Acondritas • No confundir con las “tectitas” o rocas de impacto
  • 22. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 7. Método sísmico • La sismología estudia los terremotos y la transmisión de sus vibraciones u ondas sísmicas. • Éstas se transmiten a partir del foco o hipocentro • El epicentro es el punto superficial situado en la vertical del foco. • Los terremotos se registran con sismógrafos y así obtenemos sismogramas
  • 23. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 7. Método sísmico • Las ondas sísmicas son de tres tipos: • Primarias (P): son las más rápidas (6-13 km/s), y se propagan tanto por sólidos como por líquidos (pero más lentas por líquidos). Longitudinales. • Secundarias (S): van más lentas (3-8 km/s), y se propagan solo por sólidos (puesto que en líquidos la rigidez es nula). Son transversales. • Superficiales (L y R): son las más lentas pero las más peligrosas. Ondas P Ondas S Ondas L • Su comportamiento depende de la naturaleza de los materiales que atraviesan
  • 24. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 7. Método sísmico
  • 25. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 7. Método sísmico
  • 26. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 7. Método sísmico
  • 27. 2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 7. Método sísmico • Del estudio de las ondas sísmicas se deducen una serie de capas y discontinuidades en el interior terrestre Velocidad (km/s) Discontinuidad 35 y 70; 2 4 6 8 10 12 14 de Mohorovicic 8-10 km Discontinuidad 670-1000 km 1.000 de Repetti 2.000 2900 km Discontinuidad de 3.000 Gutenberg Ondas S 4.000 Discontinuidad de 5.000 4900-5150 km Wiecher-Lehman 6.000 6371 km Profundidad (km) Ondas P
  • 28. 3. Estructura interna de la tierra SIAL (silicio y aluminio) rocas graníticas -Corteza SIMA (silicio y magnesio) rocas basáltica SUPERIOR -Manto INFERIOR EXTERNO - Núcleo INTERNO
  • 29. 3. Estructura interna de la tierra
  • 30. 3. Estructura interna de la tierra Posteriormente se distinguieron dos modelos de la estructura terrestre: • Modelo geoquímico o estático: • Corteza • Manto • Núcleo • Modelo dinámico: • Litosfera • Astenosfera • Mesosfera • Endosfera
  • 31. 3. Estructura interna de la tierra
  • 32. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico Niveles superiores Estructura vertical Niveles intermedios CONTINENTAL Niveles profundos Cratones o escudos (35-70 km) Estructura horizontal Orógenos o cordilleras -Corteza Plataformas Capa de sedimentos Estructura vertical Suelo oceánico Capa oceánica Talud continental OCEÁNICA Llanura abisal (8-10) Estructura horizontal Fosa submarina Dorsal oceánica DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC -Manto SUPERIOR (Desde D. de Moho hasta 670 km) ZONA DE TRANSICIÓN (de 670 -1000 km) INFERIOR (de 1000-2900 km) DISCONTINUIDAD DE GUTENBERG - Núcleo EXTERNO (2900-4900 km) DISCONTINUIDAD DE LEHMANN-WIECHERT INTERNO (5150-6371 km)
  • 33. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico: corteza La corteza está formada sobre todo por silicatos, y es diferente en los continentes y en los océanos. Densidad de 2,7-3 g/cm3. CORTEZA CONTINENTAL CORTEZA OCEÁNICA - Entre 35 y70 km de grosor. - Entre 8 y10 km de grosor. - La edad de las rocas puede superar los - La edad de las rocas no supera los 200 3.800 m.a. m.a. - Rocas poco densas (2,7g/cm3). - Rocas de densidad media (3 g/cm3). - Es discontinua y de composición muy - Composición más homogénea. heterogénea. - En la horizontal se distinguen: talud - En la horizontal se distinguen: escudos continental, llanura oceánica, fosa o cratones, orógenos y plataformas submarina y dorsal oceánica. continentales. - En la vertical cabe distinguir una capa - En la vertical cabe distinguir diferentes de sedimentos, un suelo oceánico y tipos de rocas en función de la una capa oceánica. profundidad. - La capa de sedimentos es más gruesa a las orillas de los continentes que en medio del océano.
  • 34. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico: corteza oceánica (vertical) Capa de Sedimentos sedimentos Lavas almohadilladas Suelo oceánico Diques de basalto Capa oceánica Gabros
  • 35. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico: corteza continental (vertical) - Es discontinua y de composición variada: •En niveles superiores: rocas sedimentarias, volcánicas (ácidas, graníticas) y metamórficas (bajo metamorfismo) •En niveles intermedios: rocas metamórficas y volcánicas (de carácter ácido a intermedio) •En zonas profundas: rocas muy metamorfizadas y básicas (menos Si)
  • 36. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
  • 37. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal) CRATONES O ESCUDOS - Son áreas muy estables geológicamente (no han sufrido fragmentaciones ni deformaciones por los movimientos orogénicos), con poca actividad sísmica y volcánica. - Son normalmente los núcleos de los continentes. - Relieve muy poco pronunciado debido a una erosión prolongada, aunque pueden aparecer recubiertos de sedimentos. - Formados por rocas metamórficas muy antiguas y magmáticas. En la Península Ibérica las rocas más antiguas constituyen el escudo hespérico que se localiza en la zona de Galicia y la zona occidental de las dos mesetas.
  • 38. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal) Fig. 1 - Mapa de las zonas geológicas de la Tierra. En la leyenda aparecen indicadas las tres edades medias de la corteza oceánica y los distintos tipos de corteza continental: "shield" (cratones o escudos), "platform" (plataformas: escudos con sedimentos),"Orogen" (cadenas orogénicas), "Basin" (cuencas tecto-sedimentarias), "Large igneus province" (grandes provincias ígneas) y "Extended crust continental" (corteza adelgazada).
  • 39.
  • 40. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal) ORÓGENOS O CORDILLERAS - Son zonas muy activas geológicamente , con mucha actividad tectónica y magmática. - Forman el relieve. - Formados por rocas sedimentarias y/o metamórficas entre las que aparecen rocas magmáticas. - Los más antiguos son los Urales, los Apalaches y los Montes de Toledo. - Los más recientes son los Alpes, los Andes, el Himalaya, las montañas rocosas, los Pirineos, etc.
  • 41. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal) PLATAFORMAS INTERIORES - Son depresiones entre los cratones y los escudos donde se depositan los sedimentos procedentes de la erosión de los orógenos. - Son plataformas interiores la cuenca del Ebro y la depresión del Guadalquivir.
  • 42. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal) PLATAFORMAS CONTINENTALES – Son zonas pegadas a los continentes, de suave pendiente pero que están sumergidas entre 20 y 600 m. – Se acumulan los sedimentos procedentes de la erosión de los continentes. TALUD CONTINENTAL – Zona de pendiente acusada que va desde la plataforma continental hasta el fondo oceánico. – Formado por surcos o cañones submarinos excavados por corrientes de agua. – En su base se depositan los sedimentos procedentes de la plataforma continental.
  • 43. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal) LLANURA ABISAL – Son los fondos oceánicos que pueden contener islas sumergidas, volcanes submarinos y guyots (montes de cima plana). FOSA SUBMARINA – Depresiones largas y profundas asociadas a las zonas de subducción. DORSAL OCEÁNICA – Cadenas montañosas (1-4 km de altura), sumergidas, de gran longitud (65000 km), que atraviesan el centro de los océanos. En el centro se haya una depresión llamada rift y toda la cordillera esta fracturada por fallas transformantes.
  • 44. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
  • 45. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico: manto • Desde la discontinuidad de Moho hasta la de Gutenberg. • Tiene una densidad mayor (3,3 -5,5g/cm3) • Compuesto por rocas llamadas peridotitas (silicatos ricos en hierro y magnesio) • Con distinta estructura según la profundidad: entre 670-1000 km hay una discontinuidad (Repetti): manto superior y manto inferior Espinela Perovskita
  • 46. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo geoquímico: núcleo • Su densidad va desde 10 hasta 13 g/cm3. • Compuesto principalmente por Fe y también Ni, O y S y otros. • Entre 4900-5150 km hay una discontinuidad (Wiecher- Lehman): núcleo externo (fluido) y núcleo interno (sólido)
  • 47. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo D. DE MOHOROVICIC dinámico LITOSFERA ASTENOSFERA D. DE REPETTI MESOSFERA D. DE GUTENBERG ENDOSFERA D. DE WIECHERT-LEHMANN
  • 48. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo dinámico: litosfera • La litosfera es la capa dinámica externa y corresponde a corteza más la parte superior del manto por encima de la astenosfera. • Es rígida y está formada por placas litosféricas (12 mayores y otras menores) • Con un espesor de unos 50 km (océanos) y unos 300 km (continentes)
  • 49. 3. Estructura interna de la tierra 3.1. Modelo dinámico: astenosfera • La astenosfera tiene espesor variable (100-300 km) y se comporta de manera plástica (sobre ella “flotan” las placas de la litosfera). Formada por silicatos de Fe y Mg, en un estado de semifusión (la velocidad de las ondas sísmicas disminuye). Se forma a partir de penachos térmicos que ascienden a través del manto. • La mesosfera equivale al resto del manto hasta los 2900 km. Es sólida y rígida, pero permite la existencia de corrientes de convección, desde la zona D. Y a veces es atravesada por plumas térmicas ascendentes que originarán puntos calientes. • La endosfera equivale al núcleo, y tiene una parte externa fluida y una parte interna sólida. Su movimiento genera el campo magnético terrestre.