U2 Origen y Estructura Interna de la Tierra

UNIDAD 2. ORIGEN Y ESTRUCTURA DE LA TIERRA

§  1. El origen de la Tierra §  2. Métodos de estudio del interior terrestre §  3. Estructura interna de la Tierra

1. Origen de la Tierra

Una nebulosa giratoria cons:tuida por enormes can:dades 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 parFculas de polvo y gas.

Las parFculas del disco giratorio se fusionaron formando cuerpos de mayor

tamaño, los planetesimales.

Las colisiones y uniones de los planetesimales originaron cuerpos

mayores, los protoplanetas.

Teoría Nebular


•  Después de formarse por “acreción” de planetesimales: •  A mayor tamaño, mayor compresión hacia el interior •  Desintegración radiac:va 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)



La colisión de un pequeño planeta pudo provocar la formación de la Luna.

DIRECTOS

MINAS

SONDEOS GEOLÓGICOS

VOLCANES

ORÓGENOS O CADENAS

MONTAÑOSAS

INDIRECTOS

DENSIDAD TERRESTRE

MÉTODO GRAVIMÉTRICO

ESTUDIO DE LA TEMPERATURA

ESTUDIO DEL MAGNETISMO

MÉTODO ELÉCTRICO

METEORITOS

MÉTODO SÍSMICO

2. Métodos de estudio del interior terrestre

(3,8 km)

(12,262 km)

Orógenos o cadenas montañosas •  Cuando se erosionan las rocas de la superficie de las cadenas montañosas u orógenos afloran los materiales formados a cierta profundidad.

2. Métodos de estudio del interior terrestre: directos

=

r2gG

43π r

3

2dmMGF ⋅

=

ρ =MV

gmF ⋅=2dmMGgm ⋅

=⋅ M=r2⋅gG

Para un cuerpo situado en la superficie terrestre F es la fuerza con la que es atraído por la :erra.

Para calcular la masa recurrimos a la ley de la gravitación universal.

Si consideramos como aproximación que la Tierra es una esfera perfecta, su volumen será:

la distancia entre los dos cuerpos es el radio terrestre

=

gG

43π r

=3g

4πrG =5,508g

cm3

Este valor de la densidad contrasta con la densidad media de las rocas que cons:tuyen los con:nentes que es de

3cmg2,7

V = 43π r

3

2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 1. Densidad Terrestre

1000

2

4

6

8

10

12

14

2900 5100

RELACION ENTRE LA DENSIDAD DE LOS MATERIALES TERRESTRES Y LA PROFUNDIDAD

Profundidad (km)

Densidad ( g/ cm

3 )

•  La densidad media de la Tierra es de 5,508 g/cm3 y la densidad media de las rocas de los con:nentes 2,7 g/cm3.

•  Wiechert pensó que el interior terrestre debería tener un material más denso.

•  La existencia de un campo magné:co t e r r e s t r e apoyaría esta hipótesis.

•  Entre los elementos que podrían formar el núcleo terrestre se encuentra el hierro.

2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 1. Densidad Terrestre

2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 2. Método gravimétrico

2dmMGgm ⋅

=⋅ 2RMGg=

3R34V ⋅⋅= π R d G

34g ⋅⋅⋅= π3R

34dM ⋅⋅= π

La aceleración de la gravedad es:

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 la:tud”:

  La gravedad es mayor a mayor la:tud: es mayor

en los polos que en el ecuador.

También deben corregirse otros datos: •  Aceleración centrífuga (ac): La aceleración centrífuga, que se opone a la gravedad, es mayor a menor la:tud, 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 al:tud: 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 :erra.

•  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 variar el valor teórico de g es la densidad de los materiales subyacentes

CTCBCALa-‐RdG g c +−+⋅⋅⋅= π34

Por tanto, si dos puntos de la superficie con idén:ca la:tud y al:tud, presentan valores teóricos diferentes a los valores reales medidos con un gravímetro, decimos que presentan anomalías gravimétricas.

• posi>vas: en zonas de mayor densidad (manto próximo a la superficie).

• nega>vas: en zonas de menor densidad.

Pueden u:lizarse para localizar yacimientos metálicos o domos salinos


+ -

TEMPERATURA DEL INTERIOR TERRESTRE

2 000 1 000

1 000

2 000

3 000

4 000

5 000

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

Tempe

ratura (0C)

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.


La tomograEa sísmica (estudio de las ondas sísmicas) muestra que el gradiente geotérmico no es el mismo en toda la :erra:  Bajo las dorsales y otras este gradiente es mayor que la media

terrestre (anomalía geotérmica posi:va)

 Bajo las fosas oceánicas hay anomalías geotérmicas nega:vas.

A mayor temperatura menor rigidez y menor velocidad de las ondas sísmicas


2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 4. Estudio del magne>smo

2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 4. Estudio del magne>smo •  Declinación magné>ca: ángulo entre el norte geográfico y el norte

magné:co (varía de un lugar a otro y de un momento a otro). •  Magnetómetro: instrumento para medir el campo magné:co. •  Mapa de declinaciones: con isógonas o líneas de igual declinación •  Anomalía magné>ca: Los

materiales locales pueden hacer variar ligeramente esa declinación.

•  Nos da información sobre la composición de las rocas

•  Inversión de la polaridad magné>ca: cambio magné:co terrestre (180º) que se produce en determinadas ocasiones.

2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 5. Método eléctrico

•  Mide la resis%vidad de las rocas (el inverso de la conduc:vidad) •  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 u:liza en prospecciones mineras con mucha exac:tud 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 primi:vos 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%, perido:tas: manto terrestre

• Acondritas: 9%, basaltos: corteza oceánica y con:nental

2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 6. Estudio de los meteoritos

Sideritos

Siderolitos

•  No confundir con las “tectitas” o rocas de impacto

Condritas Acondritas

• Los terremotos se registran con sismógrafos y así obtenemos sismogramas

• La sismología estudia los terremotos y la transmisión de sus vibraciones u ondas sísmicas.

•  Éstas se transmiten a par:r del foco o hipocentro •  El epicentro es el punto superficial situado en la ver:cal del foco.

2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 7. Método sísmico

2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos 2. 7. Método sísmico • Las ondas sísmicas son de tres :pos: •  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.

•  Su comportamiento depende de la naturaleza de los materiales que atraviesan

Ondas S Ondas L Ondas P

•  Del estudio de las ondas sísmicas se deducen una serie de capas y discon:nuidades en el interior terrestre

Discon>nuidad de Mohorovicic

Discon>nuidad de Wiecher-‐Lehman

Ondas S

Ondas P

2 4 6 8 14 10 12

1.000

2.000

3.000

4.000

5.000

6.000

Velocidad (km/s)

Profundidad (km)

Discon>nuidad de Gutenberg


Discon>nuidad de RepeR

35 y 70; 8-‐10 km

670-‐1000 km

4900-‐5150 km

2900 km

6371 km

3. Estructura interna de la :erra

-‐ Corteza

-‐ Manto

-‐  Núcleo

SIAL (silicio y aluminio) rocas graní:cas SIMA (silicio y magnesio) rocas basál:ca

SUPERIOR INFERIOR

EXTERNO INTERNO


•  Modelo dinámico: •  Litosfera •  Astenosfera •  Mesosfera •  Endosfera

Posteriormente se dis:nguieron dos modelos de la estructura terrestre: •  Modelo geoquímico o está:co:

•  Corteza •  Manto •  Núcleo

3. Estructura interna de la :erra 3.1. Modelo geoquímico

-‐ Corteza

-‐ Manto

-‐  Núcleo

CONTINENTAL (35-‐70 km) OCEÁNICA (8-‐10)

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

EXTERNO (2900-‐4900 km) INTERNO (5150-‐6371 km)

Estructura ver:cal Estructura horizontal

Capa de sedimentos Suelo oceánico Capa oceánica

DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC

DISCONTINUIDAD DE GUTENBERG

DISCONTINUIDAD DE LEHMANN-‐WIECHERT

Estructura ver:cal Estructura horizontal

Cratones o escudos Orógenos o cordilleras Plataformas

Niveles superiores Niveles intermedios Niveles profundos

Talud con:nental Llanura abisal Fosa submarina Dorsal oceánica

3. Estructura interna de la :erra 3.1. Modelo geoquímico: corteza La corteza está formada sobre todo por silicatos, y es diferente en los con:nentes y en los océanos. Densidad de 2,7-‐3 g/cm3.

-‐ Entre 35 y70 km de grosor. -‐ La edad de las rocas puede superar los 3.800 m.a. -‐  Rocas poco densas (2,7g/cm3). -‐ Es discon:nua y de composición muy heterogénea. -‐ En la horizontal se dis:nguen: escudos o cratones, orógenos y plataformas con:nentales. -‐ En la ver:cal cabe dis:nguir diferentes :pos de rocas en función de la profundidad.

CORTEZA OCEÁNICA

-‐  Entre 8 y10 km de grosor. -‐  La edad de las rocas no supera los 200 m.a.

-‐  Rocas de densidad media (3 g/cm3). -‐  Composición más homogénea. -‐  En la horizontal se dis:nguen: talud con:nental, llanura oceánica, fosa submarina y dorsal oceánica.

-‐  En la ver:cal cabe dis:nguir una capa de sedimentos, un suelo oceánico y una capa oceánica.

-‐  La capa de sedimentos es más gruesa a las orillas de los con:nentes que en medio del océano.

CORTEZA CONTINENTAL

3. Estructura interna de la :erra 3.1. Modelo geoquímico: corteza oceánica (ver>cal)

Sedimentos

Lavas almohadilladas

Diques de basalto

Gabros

Capa de sedimentos

Suelo oceánico

Capa oceánica

-‐ Es discon:nua y de composición variada: • En niveles superiores: rocas sedimentarias, volcánicas (ácidas, graní:cas) 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 :erra 3.1. Modelo geoquímico: corteza con>nental (ver>cal)

3. Estructura interna de la :erra 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 ac:vidad sísmica y volcánica.

-‐  Son normalmente los núcleos de los con:nentes. -‐  Relieve muy poco pronunciado debido a una erosión prolongada, aunque pueden aparecer recubiertos de sedimentos.

-‐  Formados por rocas metamórficas muy an:guas y magmá:cas.

En la Península Ibérica las rocas más an:guas cons:tuyen el escudo hespérico que se localiza en la zona de Galicia y la zona occidental de las dos mesetas.


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 dis:ntos :pos de corteza con:nental: "sh ie ld" (cratones o escudos) , "p lavorm" (p lataformas: escudos con sedimentos),"Orogen" (cadenas orogénicas), "Basin" (cuencas tecto-‐sedimentarias), "Large igneus province" (grandes provincias ígneas) y "Extended crust con:nental" (corteza adelgazada).


ORÓGENOS O CORDILLERAS -‐  Son zonas muy ac:vas geológicamente , con mucha ac:vidad tectónica y magmá:ca.

-‐  Forman el relieve. -‐  Formados por rocas sedimentarias y/o metamórficas entre las que aparecen rocas magmá:cas.

-‐  Los más an:guos 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.


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 :erra 3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal) PLATAFORMAS CONTINENTALES –  S o n z o n a s p e g a d a s a l o s con:nentes, de suave pendiente pero que están sumergidas entre 20 y 600 m.

–  Se acumulan los sedimentos procedentes de la erosión de los con:nentes.

TALUD CONTINENTAL –  Zona de pendiente acusada que va desde la plataforma con:nental hasta el fondo oceánico.

–  Formado por surcos o cañones s u bma r i n o s e x c a v ado s p o r corrientes de agua.

–  En su base se depositan los sedimentos procedentes de la plataforma con:nental.

3. Estructura interna de la :erra 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 rix y toda la cordillera esta fracturada por fallas transformantes.

3. Estructura interna de la :erra 3.1. Modelo geoquímico: manto • Desde la discon:nuidad de Moho hasta la de Gutenberg.

• Tiene una densidad mayor (3,3 -‐5,5g/cm3) •  Compuesto por rocas llamadas perido:tas (silicatos ricos en hierro y magnesio)

•  Con dis:nta estructura según la profundidad: entre 670-‐1000 km hay una discon:nuidad (Repey): manto superior y manto inferior

Espinela Perovskita

3. Estructura interna de la :erra 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 discon:nuidad (Wiecher-‐Lehman): núcleo externo (fluido) y núcleo interno (sólido)

LITOSFERA

ASTENOSFERA

MESOSFERA

ENDOSFERA

D. DE MOHOROVICIC

D. DE REPETTI

D. DE GUTENBERG

D. DE WIECHERT-LEHMANN

3. Estructura interna de la :erra 3.1. Modelo dinámico

3. Estructura interna de la :erra 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 (con:nentes)

3. Estructura interna de la :erra 3.1. Modelo dinámico: astenosfera • La astenosfera :ene espesor variable (100-‐300 km) y se comporta de manera plás:ca (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 par:r de penachos térmicos que ascienden a través del manto.

•  La endosfera equivale al núcleo, y :ene una parte externa fluida y una par te in terna sólida. Su movimiento g e n e r a e l c amp o magné:co terrestre.

•  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.

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