Tema 2 Origen y estructura de la Tierra

ORIGEN DEL SISTEMA SOLAR Y LA TIERRA El origen del sistema solar El origen del sistema solar La Tierra se originó a la vez que el Sistema Solar Teoría de los planetesimales: 1.Existencia de una nebulosa que se sufre un colapso gravitatorio. 2.La mayor parte de la masa se concentra en el centro de la nebulosa que originará el protosol, el resto queda girando alrededor. 3.En el protosol se consiguen Tº y Presiones suficientes para generar la fusión del hidrógeno ( ESTRELLA ( SOL) ) 4.Las altas temperaturas en las proximidades del SOL provocan la inestabilidad de las partículas más ligeras que migran a las zonas externas del disco (más frías)----- originarán los planetas gaseosos. Las partículas menos ligeras, los planetas terrestres más densos y próximos al SOL. 5.Los planetas en formación se encuentran en estado incandescente ( impactos de planetesimales y planetoides + desintegración de isótopos radiactivos aumentan la Tº) los materiales se disponen en capas según su densidad ( corteza – manto – núcleo ) 6.Los cuerpos que se concentran en la periferia del Sistema Solar dan lugar a los cometas.

TEORIA DE LOS PLANETESIMALES

Introducción: Problema de partida “Dificultad enorme para estudiar la estructura interna de la Tierra” Esto ha generado un gran desconocimiento de la estructura y dinámica interna provocando grandes interrogantes durante muchísimo tiempo Impulso métodos geofísicos

1. LOS MÉTODOS Directos: con materiales extraídos del interior de la Tierra. –Mapas Geológicos ( afloramientos rocosos ) –Minas –Sondeos Indirectos: a través de otro tipo de datos obtenidos en superficie (datos geofísicos). –Método Sísmico –Método Gravimétrico –Método Magnético –Método Eléctrico –Meteoritos

* METODOS DIRECTOS 1.1 Los Mapas Geológicos Definición: “es un mapa topográfico en el que las estructuras geológicas se simbolizan mediante signos y los afloramientos rocosos se señalan mediante colores y signos convencionales que indican edad, tipo o composición”. 1.2 El estudio geológico de las minas Existen dos tipos: explotaciones subterráneas de pozos y galerías y minas a cielo abierto. Su uso es eminentemente industrial no científico. Las más profundas se encuentran en Sudáfrica, llegan hasta los 3 km (minas de oro). En las minas ya se detecta el gradiente geotérmico de 30ºC/km.

1.3 Sondeos geológicos Se realizan orificios muy pequeños (hasta 600 mm de diámetro). La finalidad es conocer el subsuelo para la extracción de materiales o la ubicación de obras civiles. Se utiliza una sonda o barrena y se obtienen los testigos. Record: península de Kola, Rusia, 12.5 km.

MÉTODOS INDIRECTOS

Estudio de meteoritos Cuerpos sólidos que entran en la órbita de la Tierra (impactan o se desintegran en la atmósfera, estrellas fugaces). Proceden del cinturón de asteroides (Marte-Júpiter). Informan de la composición terrestre. 9% acondritas= silicatos de Fe/Ca/Mg similares a los de la corteza. 86% condritas= silicatos de magnesio muy parecidos a las peridotitas ( manto ) 5% sideritos/siderolitos: Fe/Ni/silicatos, muy parecido a la composición del núcleo.

LA DENSIDAD DE LA TIERRA d = m/v = 5,52 g/cm^3(densidad media terrestre) V. para calcular el volumen consideramos la Tierra una esfera M. para calcular la masa La densidad de las rocas superficiales es de 2,7 g/cm^3 en el interior terrestre deben existir materiales más densos.

Variación de la densidad terrestre con la profundidad

* MÉTODOS INDIRECTOS Método Sísmico Importante por la cantidad de información suministrada. Importante la cooperación entre países. Años 60: inicio de la red internacional de sismógrafos. Aparato: sismógrafo que elabora un sismograma. ONDAS SUPERFICIALES

ONDAS INTERNAS

Ondas P y S 1.La velocidad de las ondas S (3-8 km/s) es menor que la de las ondas P (6-13 km/s). 2.Las ondas S no se transmiten por líquidos ya que la rigidez es = La velocidad de las ondas P es mayor en rígido que en fluido. 4. Cambios en la velocidad de propagación de las ondas suponen cambios en el estado físico y/o composición de las capas. 5. Las zonas de cambios bruscos delimitarán las discontinuidades.

D. Mohorovicic D. Gutenberg D. Lehman

Método eléctrico - Consiste en crear un campo eléctrico de modo artificial, de intensidad eléctrica conocida y ver como se comportan las rocas (medida de la resistividad). - Con los datos obtenidos se dibujan gráficas que permiten saber tipos de rocas y profundidades. -Pierde precisión al llegar a 1 Km ( sólo válido para rocas de la corteza ) -Útil en prospección de aguas subterráneas y yacimientos metálicos

19 Aclaraciones sobre el MÉTODO ELÉCTRICO Se basa en los cambios de conductividad eléctrica de las rocas (debido a que la conductividad de las rocas es muy pequeña, se utiliza la magnitud inversa: resistividad eléctrica). Resistividad eléctrica: oposición de las sustancias al paso de corriente eléctrica. Específica de cada material. (Ohmio) ρ= K(V/I) Siendo: K= constante V= diferencia de potencial (voltios) I= intensidad de corriente (amperio) El método eléctrico consiste en crear un campo eléctrico de intensidad eléctrica conocida (I) y calcular la diferencia de potencial (V). Este método no es preciso a profundidades superiores a 1000 metros: – Cuanto mayor es la diferencia de potencial (V) mayor es la resistividad eléctrica, y por lo tanto, menor es la conductividad eléctrica (ej. Rocas porosas). – Cuanto menor es la diferencia de potencial (V) menor es la resistividad eléctrica, y por lo tanto, mayor es la conductividad eléctrica (ej. Rocas metálicas).

ESTUDIO DE LA TEMPERATURA El calor interno de la Tierra debido a calor residual tras la formación de la Tierra + calor de desintegración de los isótopos radiactivos. Gradiente geotérmico: aumento de la temperatura con la profundidad(3ºC/100m) Se mantiene en los primeros km. A mayor profundidad desciende. A partir de esa profundidad el gradiente geotérmico disminuye (si no lo hiciera la temperatura del interior de la Tierra sería de unos ºC, cuando realmente es de ºC).

Tomografía sísmica -Método novedoso: Un conjunto de ordenadores conectados con una red de sismógrafos digitales generan imágenes en 3D. -Muestra que el gradiente geotérmico no es igual en toda la Tierra, presencia de anomalías geotérmicas ( dorsales anomalías positivas, fosas negativas ) - El fundamento es el análisis de pequeñas variaciones de la velocidad de las ondas sísmicas en el interior terrestre, con aparatos de gran sensibilidad. -A mayor velocidad, mayor rigidez (+frías) Corrientes descendentes -A menor velocidad, menor rigidez (+calientes) Corrientes ascendentes

MÉTODO GRAVIMÉTRICO Se basa en el estudio de las anomalías de gravedad que se producen en distintos puntos de la superficie terrestre debido a la presencia de materiales más o menos densos en el interior de la Tierra. La aceleración de la gravedad en la Tierra viene dada por: g= 4/3πRGδ Siendo: R= radio terrestre (6400 Km). G= cte. de gravitación universal (6,67x m 3 /kg s 2 ) δ= densidad La aceleración de la gravedad media de la Tierra es: 9,8 m/s 2. El valor de la gravedad varía con la latitud, altitud, aceleración centrífuga y el relieve próximo al punto de la medida ( hay que aplicar las correcciones para calcular el valor teórico de la gravedad en cada lugar) Anomalías gravimétricas: diferencia entre el valor de la gravedad real y la gravedad teórica en un mismo punto de la superficie terrestre. – Positiva: Indica zonas con abundancia de materiales densos ( yacimientos minerales ) – Negativa: Indica zonas con abundancia de materiales poco densos ( domos salinos )

MÉTODO MAGNÉTICO Se basa en el estudio de las anomalías magnéticas debido a la presencia de rocas con propiedades magnéticas (ricas en hierro) en el interior de la Tierra La Tierra presenta un campo magnético debido a la existencia de un núcleo externo metálico y fluido en constante movimiento alrededor de un núcleo interno metálico sólido. Localización de los polos magnéticos: – Positivo: cerca del Polo Sur geográfico. – Negativo: cerca del Polo Norte geográfico. Anomalías magnéticas: son variaciones locales del campo magnético terrestre debido a la presencia de materiales ricos en hierro. – Positiva: se da en zonas con materiales ricos en hierro. – Negativa: se da en zonas con materiales pobres en hierro. Los polos magnéticos no coinciden con los polos geográficos (existe una pequeña desviación= declinación magnética). Declinación magnética: ángulo que forma el meridiano magnético con el meridiano geográfico. Isógonas: líneas que unen puntos de la superficie terrestre que presentan la misma declinación magnética (cuando las isógonas están muy juntas indican zonas con materiales ricos en hierro). Inversión de la polaridad: variación de 180º del campo magnético (estos cambios son impredecibles; la última inversión de polaridad tuvo lugar hace unos años)

Mapa de declinación magnética

Medición de la variación del campo magnético terrestre. -Relacionado con la rotación terrestre. -Origen: el núcleo terrestre. -Tiene variaciones diurnas (insolación), variaciones locales (diferencias en la corteza) y variaciones por tormentas magnéticas.

Anomalías magnéticas: en rojo por encima de lo normal, en azul por debajo. Interesante mapa global, el primero de su clase, en donde se puede ver al detalle las anomalias magneticas en la corteza terrestre que, lejos de ser homogénea, presenta múltiples variaciones y peculiaridades. El mapa oficialmente se denomina Mapa Digital de Anomalias Magneticas del Mundo (WDMAM, por sus siglas en ingles) y ha sido realizado por la empresa GETECH creada en la Universidad de Leeds y la International Association of Geomagnetism and Aeronomy (IAGA). Este mapa ayudara a conocer la composición de la corteza o a encontrar yacimientos de hierro.

Variación de la declinación de 180º. INVERSIÓN DE LA POLARIDAD. Desde el Jurásico 300 veces. En los últimos 4 Ma 12 veces. ¿Origen) La expansión del fondo oceánico y las inversiones de polaridad: claves para la tectónica de placas.

MODELOS DEL INTERIOR TERRESTRE MODELO GEOQUÍMICOMODELO DINÁMICO

MODELO GEOQUÍMICO

LA CORTEZA OCEÁNICA Espesor entre 8-10 km Mayor edad de los fondos oceánicos ( rocas) 180 millones de años. Composición ( estructura vertical ) a)Nivel superior: capa de sedimentos ( mayor cerca de los continentes y más delgada en la dorsal) b)Nivel intermedio: capa de basaltos (diques y lavas almohadilladas). Rocas básicas c)Nivel inferior: capa de gabro ( roca plutónica). Rocas básicas Nota: Basaltos y gabros son rocas básicas ( más densas ) Zonas del fondo oceánico ( estructura horizontal ) 1.Llanura abisal: son los fondos oceánicos (profundidad media 4000m). Islas volcánicas y guyots. 2.Fosa submarina: depresiones largas y profundas asociadas a las zonas de subducción tectónica ( fosa más profunda m “Fosa de las Marianas) 3.Dorsales oceánicas: son cordilleras submarinas(1-4 km de altitud, 1500 km de anchura y km de longitud). Presentan una fractura central estrecha (Rift ) por donde sale el magma y permite la expansión de los fondos marinos. Asociadas a fallas transformantes.

Mapa fondo oceánico

La corteza continental Aparece en continentes. Grosor km –Estructura vertical Muy heterogénea en composición ( rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias) a)Niveles superiores: rocas sedimentarias, magmáticas ( ácidas) y metamórficas bajo grado. b)Niveles intermedios: rocas con metamorfismo más intenso y magmáticas de carácter ácido- intermedio c)Niveles más profundos: rocas muy metamorfizadas y magmáticas. Se trata de rocas básicas. –Estructura horizontal  Corteza continental emergida : Escudos o cratones (estables, sin apenas actv. sísmica ni volcánica. Rocas ígneas y metamórficas de unos 2500 M.a y relieves suaves por la erosión. Ej. Escudo de El Congo, Siberiano, Báltico o canadiense. Áreas orogénicas: relieves visibles de los continentes, todo tipo de rocas. Ej. Pirineos, Himalaya...  Corteza continental sumergida: Plataforma continental: sumergida en el océano, desde los 20 hasta los 600 m, sedimentos variados. Talud continental: conecta la plataforma continental con el fondo oceánico. Pendiente acusada. Atravesado por cañones submarinos.

El manto Hasta los 2900 km. Entre la discontinuidad de Mohorovicic y la discontinuidad de Gutenberg. 70% de la masa del planeta. Manto Superior: desde la disc. De Moho a los 400 km ,3 gr/cc Manto de transición: desde 400 a 700 km Manto Inferior: desde 700 a 2900 km ,5gr/cc. Se cree que los materiales son principalmente silicatos de hierro y magnesio. La roca predominante es la peridotita, rocas plutónicas ultrabásicas, color verdoso y mineral dominante el olivino. A medida que profundizamos en el manto aumenta la presión con lo que es posible un cambio en la composición mineralógica con estructuras cristalinas más compactas.

El núcleo Es la capa mas interna de la Tierra Compuesto principalmente por hierro (mayoritariamente ) y níquel. Además otros elementos que rebajen su densidad como el O y el S. Núcleo externo: estado líquido, se extiende desde los km. Zona de transición desde los 4900 – 5150 km. Núcleo interno: estado sólido, se extiende desde los km. Composición: a partir del estudio de los siderolitos y sideritos.

MODELO DINÁMICO LITOSFERA Capa rígida, de espesor variable dividida en bloques o PLACAS LITOSFÉRICAS. Abarca la corteza + la parte superficial del manto. Litosfera continental ( km) de espesor/Litosfera oceánica (50 km) de espesor. El límite entre Litosfera y Astenosfera es variable y queda señalado como una zona en la que las ondas P y S reducen mucho su velocidad, delimitando el llamado canal de baja velocidad o “Astenosfera “.

ASTENOSFERA Hasta los 400 km. Irregular ( en zonas del manto superior) Las ondas se propagan a 7.6 km/s cuando deberían propagarse a una vel. superior a 8 km/s. Rocas en estado próximo a la fusión. Se cuestiona su existencia en la actualidad. MESOSFERA Bajo la “ Astenosfera “. Hasta 2900 km de profundidad. Poco conocida. Presenta corrientes de convección en estado sólido. En contacto con el núcleo y en estado de semifusión aparece la denominada capa D’’.

ENDOSFERA Núcleo externo: Densidad: 10 g/cm3 Origen del campo magnético terrestre al desplazarse el hierro fundido. Origen de las auroras boreales. Núcleo interno: Densidad: 13 g/cm3 Es sólido. Motivo: las altas presiones, que aumentan el punto de fusión.

La aurora boreal es un fenómeno que se da en latitudes muy septentrionales, como Laponia, donde ocurre durante más de 200 días al año. En Finlandia se refieren a la aurora boreal como "Revontuli" que viene a significar algo así como Fuego del Zorro, ya que según las creencias laponas, este maravilloso espectáculo se producía por las chispas que saltaban al chocar las colas de los zorros con la nieve. Los asiáticos creen que después de ver la aurora boreal vivirán más felices. Para los "Inuit", los rayos que inundan el cielo serían las almas juguetonas de los niños que mueren al nacer. Otra de las creencias más extendidas es la de signo de fertilidad. Para los científicos "el Revontuli" se produce al chocar los protones y electrones cargados, y emitidos por el sol en forma de viento solar, contra átomos y moléculas de nuestra atmósfera, debido a la atracción del campo magnético de la Tierra. Esta explosión y liberación de energía da como resultado los rayos de colores que vemos, y que se producen a una altura de entre 90 km y 150 km de altura. Pueden ser de color verde amarillento, rojo o azul, en función de si son átomos de oxígeno o iones de hidrógeno. Las auroras boreales se producen tanto en invierno como en verano, siempre que no haya Sol de Medianoche, ya que entonces la luz continua del día nos impediría verlas. La mejor época es septiembre - octubre y febrero - marzo y la mejor hora del día entre las 21:00 h y las 23:30 h. En el Polo Norte se llama aurora boreal y en el Polo Sur se la conoce como aurora austral.