UNIDAD 14 EL INTERIOR DE LA TIERRA LOS

UNIDAD 14 EL INTERIOR DE LA TIERRA

LOS COMIENZOS DE NUESTRO PLANETA 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. Uno de los protoplanetas acabó formando la Tierra. PODEMOS SUPONER QUE NUESTRO PLANETA SE FORMÓ HACE MÁS DE 4. 500 ma

CONTENIDOS 1. Métodos de estudio del interior de la Tierra: 1. 1 Métodos directos 1. 2 Métodos indirectos 2. Modelo Geoquímico 1. Modelo dinámico

MÉTODOS DE ESTUDIO DE LA ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

Ondas P Ondas S Ondas L

LOS MÉTODOS DE ESTUDIO n MÉTODOS DIRECTOS n MÉTODOS INDIRECTOS

MÉTODO DIRECTO PARA EL ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE: MAPAS GEOLÓGICOS

MÉTODO DIRECTO PARA EL ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE: ESTUDIOS GEOLÓGICOS DE MINAS. EXPLOTACIÓN A CIELO ABIERTO EN LA SIERRA DE CARTAGENA- LA UNIÓN. (Foto de los años 70)

RESTOS DE LA EXPLOTACIÓN A CIELO ABIERTO EN LA SIERRA DE CARTAGENA- LA UNIÓN. (Foto actual) Escombreras Nivel freático cortado por la topografía

MÉTODO DIRECTO PARA EL ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE: SONDEOS GEOLÓGICOS

ALGUNOS EJEMPLOS DE SONDEOS Sondeo de Kola Localización: Área de Pechenga-Zapolyarny, Ppenínsula de Kola (Rusia) Tamaño: El pozo SG-3 (12. 262 m. ). Es el pozo más profundo perforado hasta la actualidad. Objetivo: Conocer la Corteza Continental profunda Duración: 1970 a 1989 Problemas: En el funcionamiento de la tecnología utilizada

Proyecto: Mohole Localización: I. Guadalupe Tamaño: 197 m. Objetivo: acceder al manto Duración: 1958 -1966 Problemas: Abandonado por razones políticas y alto costo FUENTE: http: //personales. ya. com/geopal/Geoesfera/M%E 9 todos%20 de%20 estudio-2. htm

MÉTODOS INDIRECTOS n n n Estudio de meteoritos. Método gravimétrico. Método geomagnético. Método geotérmico. Método sísmico.

ESTUDIO DE METEORITOS n n Los meteoritos son cuerpos celestes que se han formado junto con el resto del Sistema Solar, a partir de la misma nebulosa, hace unos 4. 500 millones de años, por lo que su composición debe ser similar. Existen distintos tipos de meteoritos:

NOMBRE CARACTERÍSTICAS SIDERITOS Son los más abundantes. Formados por Fe + Ni AEROLITOS Formados por silicatos SIDEROLITOS CONDRITAS CARBONÁCEAS Su composición es una mezcla de los anteriores Contienen materia orgánica FOTO

Los meteoritos Cuando impactan con la superficie terrestre producen en ella cráteres de impacto, y pueden sacar a la superficie rocas del interior. El estudio de meteoritos aporta información sobre: Abundancia de los elementos químicos que existen en el Sistema Solar Composición de las capas internas de la Tierra Edad del Sistema solar sideritos siderolitos aerolitos tectitas

El método sísmico se basa en los cambios en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas. Básicamente las ondas P y las S. Velocidad (m/s) MÉTODOS INDIRECTOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE: EL MÉTODO SÍSMICO sismograma Profundidad (Km) La representación gráfica de la velocidad de propagación es lo que llamamos sismograma. Si la velocidad con la que se propagan no cambiara querría decir que el medio que atraviesan es homogéneo. No hay capas diferentes. Velocidad (m/s) Estos cambios en la velocidad se producen cuando las ondas atraviesan medios de distinta composición química, o que tienen un estado de agregación diferente: sólido, fluido, líquido. Por ejemplo, cuando corremos por la arena llevamos una velocidad distinta que si lo hacemos por una acera, o por el agua. Profundidad (Km)

SISMÓGRAFO SISMOGRAMA

Métodos sísmicos Son métodos indirectos que estudian las vibraciones sísmicas que se propagan en todas direcciones atravesando la Tierra y llegan hasta su superficie produciendo terremotos. Sismógrafo Soporte rígido Sismograma Tipos de ondas sísmicas Ondas P Ondas L Ondas S Péndulo rígido y pesado Aguja registradora

INTERNAS: ondas P y ondas S TIPOS DE ONDAS SÍSMICAS: SUPERFICIALES: ondas R y ondas L Las ondas P tienen la misma dirección de propagación que de vibración. Las ondas S la tienen perpendicular. DIREC DE VIBRACIÓN

ONDAS P

ONDAS S

ONDAS SUPERFICIALES (“L” y “R”)

Dinámica cortical Discontinuidades Los métodos sísmicos han permitido establecer con bastante precisión la existencia de discontinuidades en el interior de la Tierra. 2 Discontinuidad de Mohorovicic 4 6 Velocidad (km/s) 8 10 12 14 1. 000 2. 000 Discontinuidad de Gutenberg 3. 000 Ondas S 4. 000 Discontinuidad de Wiecher-Lehman 5. 000 6. 000 Profundidad (km) Ondas P

Wiechert-Lehmann 12 Gütemberg 14 Repetti V (Km/s) Conrad Mohorovicic REGISTRO DE LA VELOCIDAD DE LAS ONDAS P y S E INTERPRETACIÓN CON ELLAS DE LA ESTRUCTURA INTERNA LA TIERRA ondas P Canal de baja velocidad 10 corteza superior inferior manto externo 6000 5000 1000 2 A los cambios de velocidad se le denominan “discontinuidades”, existiendo 2 primarias, que determinan la corteza, el manto y el núcleo, y 3 secundarias, que subdividen a su vez a éstas. 4000 4 ondas S 3000 6 2000 8 interno núcleo Km

n n La velocidad de las ondas sísmicas aumenta con la profundidad. Se observan cambios en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas a profundidades concretas. Esto ha permitido concluir que la Tierra está compuesta por capas con propiedades físicas y composición variable. Se llama DISCONTINUIDAD a la superficie de separación entre materiales diferentes del interior terrestre.

n n Del estudio de las ondas sísmicas, se deduce que existen unas discontinuidades en el interior terrestre Discontinuidad de Mohorovicic: Se encuentra a una profundidad de 10 Km. en zonas oceánicas y unos 20 a 30 Km. en zonas continentales. Separa la capa externa de la intermedia. Discontinuidad de Gutenberg: Se encuentra a una profundidad de 2900 Km, esta discontinuidad fue descubierta, ya que esta profundidad desaparecen las ondas S, por lo que se da por supuesto que el medio es fluido (magma). Separa la capa intermedia del núcleo. Existen dos discontinuidades más, mucho menos marcadas que las anteriores, la primera situada a 650/670 Km (discontinuidad de Repetti), divide, la capa intermedia, el Manto, en dos subcapas, Manto inferior y Manto superior. La segunda, situada 5000 Km (discontinuidad de Lehman Wiechert), dentro del la interior (Núcleo), dividiendo este en dos subcapas, Núcleo interno y Núcleo externo. El cambio que se produce en las ondas P a esta profundidad nos da a entender un cambio de estado en material del núcleo por lo que deducimos que la parte externa se encuentra en estado fundido mientras que la capa más interna es sólida.

MÉTODO GRAVIMÉTRICO n La gravedad obedece a la ley de la gravitación universal (Todos los cuerpos se atraen con un fuerza directamente proporcional a su masa e inversamente proporcional al cuadrado de sus distancias) , enunciada por Newton. n La gravimetría detecta anomalías de la gravedad, las cuales permiten calculara la densidad y el espesor de la corteza terrestre.

n n Una técnica gravimétrica es el estudio de las "anomalías gravimétricas", que aporta datos sobre el interior de la Tierra. Una anomalía de la gravedad es la diferencia entre los valores calculados teóricamente y los reales. Los valores reales se miden con un aparato llamado gravímetro.

Las anomalías pueden ser: POSITIVAS cuando el valor medido supera al valor teórico calculado NEGATIVAS cuando el valor medido es inferior al valor teórico calculado. En presencia de un cuerpo de alta densidad, aumenta el valor de atracción, y se produce una anomalía gravimétrica positiva En presencia de un cuerpo de baja densidad, disminuye el valor de atracción, y se produce una anomalía gravimétrica negativa FUENTE: http: //personales. ya. com/geopal/Geoesfera/meto%20 indi%20 no%20 sismico. htm

Permite: • • • cuencas sedimentarias intrusiones volcánicas cuerpos mineralizados fallas zonas de subducción, etc. Deducir la existencia de dos tipos de corteza de diferente composición: • corteza oceánica formada por basalto (densidad = 3 g/cm 3) corteza continental, formada por granito (densidad = 2, 7 glcm 3) Interpretar • Deducir la situación de: • algunos procesos tectónicos de elevación o hundimiento que afectan a la corteza terrestre.

n Existe una condición de equilibrio gravimétrico entre la corteza y el manto que es conocido como ISOSTASIA (condición de equilibrio ideal a la que tiende la Tierra debido a la fuerza de la gravedad).

n El equilibrio isostático puede romperse cuando: n n Se forma una cordillera. Se erosiona un bloque montañoso. Aumenta la temperatura terrestre hasta fundir un bloque de hielo. Cuando esto sucede el equilibrio isostático tiende a reestablecerse gracias a movimientos verticales llamados epirogénicos.

MÉTODOS INDIRECTOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE: METODO GRAVIMÉTRICO Anomalia gravimétrica= g gravímetro - g teórico nivel mar

El valor de g puede sufrir cambios de unos puntos a otros (aunque se trata de desviaciones muy pequeñas). Las causas de dichas variaciones se deben a la densidad de los materiales del subsuelo. Si las rocas del interior son muy densas (por ejemplo, minerales metálicos) el valor de g será mayor del esperado. Por el contrario para materiales poco densos los valores de g obtenidos serán menores. Por ejemplo, la presencia de bolsas de petróleo asociadas a domos salinos (materiales de baja densidad) originan valores de g bajos.

MÉTODOS INDIRECTOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE: EL MÉTODO MAGNÉTICO Los polos magnéticos no coinciden con los geográficos. Al ángulo que los separa se le llama declinación magnética

Bandeado simétrico de anomalías magnéticas a ambos lados de una dorsal

MÉTODOS INDIRECTOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE: EL MÉTODO ELÉCTRICO MÉTODO ELECTRICO: se mide la conductividad o la resistividad de los Materiales del subsuelo.

MÉTODOS INDIRECTOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE: TOMOGRAFÍA SÍSMICA

MÉTODO GEOTÉRMICO n La temperatura de la Tierra aumenta con la profundidad. n Se denomina gradiente geotérmico el aumento de temperatura que se produce cada 100 metros. n Su valor medio es de 3º C. Este valor puede variar de unas zonas a otras. n Por ejemplo, la presencia de masas fundidas (magma) cerca de la superficie hace que el valor del gradiente sea mayor del esperado.

n n El origen del calor interno es desconocido. La teoría más aceptada expone que se debe al calor remanente que aún posee la Tierra desde sus orígenes y a la desintegración de elementos radioactivos. Este valor no aumenta proporcionalmente con la profundidad, ya que, si fuera así, el núcleo de la Tierra estaría a más de 200. 000ºC , lo cual equivaldría a un estado gaseoso explosivo. Se estima que la temperatura en el centro de la Tierra es de unos 6000 ºC.

VALORES DE TEMPERATURA SEGÚN PROFUNDIDAD FUENTE: http: //www. iesabdera. com/bg/bgb 1/web-3/222_mtodo_geotrmico. html

n Cuando medimos sobre un punto de la superficie terrestre esperamos encontrar los siguientes valores teóricos: n n n Valor del gradiente térmico: 3ºC. Valor de la gravedad: 9, 8 m/seg Valor de la intensidad magnética: 0, 4 oersted. Si el valor medido es distinto al esperado decimos que existe una anomalía, positiva o negativa según sea mayor o menor del valor de referencia. Con estos datos podemos sacar conclusiones acerca de la naturaleza de los materiales del interior terrestre.

El Interior de la Tierra

Principales discontinuidades y su interpretación Corteza Discontinuidad de Mohorovicic DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC 30 km Manto Su profundidad en los continentes oscila entre 25 y 70 km y en los océanos entre 5 y 10 km. DISCONTINUIDAD DE GUTENBERG Se encuentra a 2900 km de profundidad. Separa el manto del núcleo. Discontinuidad de Gutenberg Núcleo 2 900 km 5 150 km Discontinuidad de Lehman En ella la velocidad de las ondas P cae bruscamente y las ondas S dejan de propagarse. DISCONTINUIDAD DE LEHMAN Esta discontinuidad separa el núcleo externo fundido del interno sólido.

Modelos del interior de la Tierra BASADO EN LA COMPOSICIÓN DE LOS MATERIALES BASADO EN EL COMPORTAMIENTO FÍSICO DE LOS MATERIALES Corteza Litosfera Astenosfera Mesosfera Núcleo externo Manto Núcleo interno

7 km 35 Comparación entre los modelos del interior terrestre Estructura basada en la composición Corteza Discontinuidad de Mohorovicic Composición Densidad Silicatos ricos en Al 2, 8 Manto superior 2900 Discontinuidad de Gutenberg Silicatos ricos en Fe y Mg 5, 5 Discontinuidad de Lehman Núcleo interno Litosfera Sólido 5% de fusión Astenosfera Sólido Mesosfera 300 2900 9, 9 Núcleo externo 5170 Sólido Estructura basada en las km características físicas 50 -200 3, 3 670 Estado Fluido Hierro (Fe) 13, 6 Sólido Núcleo externo Núcleo interno 5100

CORTEZA: rocas con silicio, aluminio y magnesio. Es la capa más superficial y la menos densa, con una densidad media de 2, 7 g/cm 3 y una profundidad media de 30 kilómetros. Presenta una gran variabilidad, desde 5 km bajo los océanos, a los 70 km bajo las grandes cordilleras. Aparentemente, es la más heterogénea, tal vez por ser la mejor conocida. Desde el punto de vista composicional y genético se presentan dos variedades bien definidas: - Corteza oceánica: Si y Mg (más densa 2, 9 g/cm 3) -Corteza continental: Si y Al. Separada del manto por la discontinuidad de Mohorovicic.

Relieve de la corteza

CORTEZA OCÁNICA CORTEZA CONTINENTAL

MANTO: Formado por peridotitas (roca formada por minerales ferromagnesianos oscuros como el olivino) De mayor densidad que la corteza. En términos generales, los cambios estructurales en los minerales que lo componen hacen que varíe de densidad y rigidez en profundidad, originándose dos divisiones: MANTO SUPERIOR MANTO INFERIOR (d=3, 3 g/cm 3) (d=5, 5 g/cm 3). Separados por la discontinudidad de Repetti. Separado del núcleo por la discontinuidad de Gutenberg

Núcleo: (desde los 2. 900 hasta los 6. 370 km). La densidad es muy alta, de tal manera que su composición debe ser parecida a los sideritos (meteoritos de hierro). Está constituido en su mayor parte por una aleación de hierro y níquel. El comportamiento de las ondas S nos muestra dos partes muy diferenciadas, separadas hacia los 5. 100 kilómetros por la discontinuidad de Lehmann: -NÚCLEO EXTERNO Fe-Ni y elementos ligeros, O, S y Si. -NÚCLEO INTERNO Fe-Ni. D=13 g/cm 3 d=10 g/cm 3

Núcleo externo: Fundido, puesto que las ondas S no lo atraviesan. La temperatura alcanza los 5. 000 grados. La menor densidad con respecto al interno hace pensar que, además de hierro y níquel, puede haber otros elementos, fundamentalmente, azufre y, en menor cantidad, silicio y oxígeno. Presenta fuertes corrientes de convección.

Núcleo interno: Sólido, evidenciado por una mayor velocidad de las ondas P. Por su mayor densidad se piensa que su contenido en azufre es mucho menor que el del Núcleo externo. Esta circunstancia, junto con las mayores presiones existentes en el interior, posibilita su estado sólido pese a existir mayores temperaturas (superiores a 6000 º C).

En el Núcleo está el origen del campo magnético terrestre. Su convección genera una corriente de electrones que crea por inducción ese campo magnético (hipótesis de la dinamo autoinducida). Los cambios de polaridad detectados en el campo magnético terrestre podrían estar causados por cambios drásticos en la distribución de las corrientes de convección del Núcleo.

Unidades geoquímicas Si el criterio utilizado para distinguir las capas concéntricas que forman el planeta, es la composición química entonces hablamos de unidades geoquímicas: Corteza, manto y núcleo. UNIDADES GEOQUÍMICAS CORTEZA CONTINENTAL MANTO CORTEZA OCEÁNICA Entre 5 y 10 km. Entre 25 y 70 km. Más delgada. Muy heterogénea. Rocas poco densas Rocas de densidad media (3 g/cm 3). (2, 7 g/cm 3). Edad de las rocas entre 0 y 4000 M. a. entre 0 y 180 M. a. NÚCLEO Desde la base de la corteza hasta 2900 km. Desde los 2900 km al centro del planeta. Representa el 83% del volumen total de la Tierra. Representa el 16% del volumen total del planeta. Densidad del manto superior 3, 3 g/cm 3. Densidad alta (10 a 13 g/cm 3). Densidad del manto inferior 5, 5 g/cm 3. Compuesto principalmente por hierro y niquel.

Unidades dinámicas UNIDADES DINÁMICAS LITOSFERA ASTENOSFERA Capa plástica y La más externa. más densa que la Rígida. La litosfera. Hasta los litosférica oceánica 670 km de de 50 a 100 km de profundidad. espesor. La Materiales en litosfera continental estado fundido de 100 a 200 km. (primeros 150 Comportamiento Km. ) Existen rígido y elástico. corrientes de Fragamentada en convección con placas movimientos de 1 a 12 cm por año. MESOSFERA NÚCLEO EXTERNO Incluye el resto del manto bajo la astenosfera. Sus rocas están sometidas a corrientes de convección. En su base se encuentra la capa D’’ integrada por los “posos del manto”. Llega a los 5150 km. Se encuentra en estado líquido. Tienen corrientes de convección y crea el campo magnético terrestre. NÚCLEO INTER Formado por hierro sólido cristalizado. Su tamaño aumenta algunas décimas de milímetro por año.

Una imagen del interior terrestre Mina más profunda Corteza oceánica Corteza continental Carletonville Suráfrica 3, 8 km Murmansk Rusia 12 km Litosfera Moho Sondeo más profundo Moho ASTENOSFERA Zona de subducción Manto 2270 km Manto ASTENOSFERA Núcleo externo Núcleo interno Núcleo externo 2885 km Núcleo interno 1216 km MESOSFERA

CORTEZA CONTINENTAL Disc. Repetti MANTO INFERIOR ENDOSFERA Disc. Gütemberg NÚCLEO EXTERNO Disc. Lehman-Wiechert NÚCLEO INTERNO ESTRUCTURA GEOQUÍMICA MESOSFERA Disc. Conrad CORTEZA OCEÁNICA Disc. Mohorovicic Canal de baja velocidad MANTO SUPERIOR Capas composicionales ESTRUCTURA DINÁMICA LITOSFERA ESTRUCTURA DE LA TIERRA