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

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 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 fluídas 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)

CONCLUSIONES DIRECTAS CONCLUSIONES POR DEDUCCIÓN ¿CÓMO CONOCER EL INTERIOR TERRESTRE? Métodos directos indirectos CONCLUSIONES DIRECTAS PERO MUY LIMITADAS CONCLUSIONES POR DEDUCCIÓN la densidad terrestre el método gravimétrico estudio de la temperatura magnetismo terrestre método eléctrico estudio de los meteoritos estudio de las ondas sísmicas La observación de materiales volcánicos, Los sondeos (hasta 12 km.) Las minas (hasta 3 km., el estudio de rocas profundas, etc.

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

ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS: 2: Métodos de estudio del interior terrestre 2. Método gravimétrico Contrastando los valores teóricos con los valores reales obtenidos experimentalmente, surgen ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS: Positivas: cuando los materiales son más densos. Negativas: cuando son menos. Pueden utilizarse para localizar yacimientos

2: Métodos de estudio del interior terrestre 3. Estudio de la temperatura Esiste un gradiente geotérmico que se va reduciendo con la profundidad (En la superficie es de 3ºC/100m)

2: Métodos de estudio del interior terrestre 4. Magnetismo terrestre

2: Métodos de estudio del interior terrestre 4. Magnetismo terrestre Declinación magnética: ángulo entre el norte geográfico y el norte magnético (varía de un lugar a otro y de un momento a otro). 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

2: Métodos de estudio del interior terrestre 5. Método eléctrico Mide la resistividad de las rocas (el inverso de la conductividad) Se crea un fuerte campo eléctrico con dos “electrodos de potencial”, y se mide la intensidad del campo creado con dos “electrodos de potencial” Es muy preciso a poca superficie, y se utiliza en prospecciones mineras y de aguas subterráneas..

2: Métodos de estudio del interior terrestre 6. Estudio de 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. Meteoritos: Sideritos (4%, Fe y Ni) Siderolitos (1%, Fe y silicatos) Condritas (86%, peridotitas) Acondritas (9%, basaltos) No confundir con las “tectitas” o rocas de impacto

2: Métodos de estudio del interior terrestre 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 Las ondas sísmicas son de tres tipos: Primarias o P. De compresión, son las más rápidas (unos 10 km/s), y se propagan tanto por sólidos como por líquidos. Longitudinales Secundarias o S. Van más lentas (unos 5 km/s), y se propagan solo por sólidos. Son transversales Superficiales.. Se generan al llegar a la superficie las ondas P y S. Son las más lentas pero las más peligrosas Escarpe de falla Frentes de onda Falla Ondas L Ondas P Ondas S + Su velocidad depende de la naturaleza de los materiales que atraviesan + Cada cambio en la velocidad provoca un cambio en la dirección de la onda (refracción)

2: Métodos de estudio del interior terrestre

INFORMACIÓN APORTADA POR LOS TERREMOTOS Método sísmico La velocidad de propagación de las ondas sísmicas en el interior terrestre sufre variaciones graduales y, a veces, cambios bruscos denominados discontinuidades. Discontinuidad de Mohorovicic Discontinuidad de Gutenberg Discontinuidad de Lehman 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 2 000 4 000 6 000 670 2 900 5 150 Ondas P Velocidad (km/s) Ondas S Manto Núcleo Profundidad (km) Las discontinuidades sísmicas se utilizan para diferenciar las capas del interior del planeta.

3. Estructura interna de la Tierra

ESTRUCTURA DE LA TIERRA 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 MANTO NÚCLEO CORTEZA CONTINENTAL CORTEZA OCEÁNICA

ESTRUCTURA DE LA TIERRA UNIDADES GEOQUÍMICAS CORTEZA MANTO NÚCLEO Desde la base de la corteza hasta 2900 km. Representa el 83% del volumen total de la Tierra. Densidad del manto superior 3,3 g/cm3. Densidad del manto inferior 5,5 g/cm3. Desde los 2900 km al centro del planeta. Representa el 16% del volumen total del planeta. Densidad alta (10 a 13 g/cm3). Compuesto principalmente por hierro y níquel. CORTEZA CONTINENTAL CORTEZA OCEÁNICA Entre 25 y 70 km. Muy heterogénea. Rocas poco densas (2,7 g/cm3). Edad de las rocas entre 0 y 4000 M. a. Entre 5 y 10 km. Más delgada. Rocas de densidad media (3 g/cm3). Edad de las rocas entre 0 y 180 M. a.

Estructura horizontal de la corteza MODELO GEOQUÍMICO Estructura horizontal de la corteza

ESTRUCTURA DE LA TIERRA Si el criterio utilizado para distinguir las capas concéntricas que forman el planeta, es el comportamiento mecánico entonces hablamos de unidades dinámicas: Litosfera, manto superior sublitosférico, manto inferior, núcleo externo y núcleo interno Sondeo más profundo Mina más profunda Murmansk Rusia 12 km Litosfera oceánica Carletonville Suráfrica 3,8 km Litosfera Litosfera continental Moho Moho Moho MANTO SUPERIOR SUBLITOSFÉRICO Manto inferior 2230 km Zona de subducción Manto inferior Núcleo externo Núcleo interno Núcleo externo 2885 km MANTO SUPERIOR SUBLITOSFÉRICO Núcleo interno 1216 km MANTO INFERIOR

Manto superior sublitosférico ESTRUCTURA DE LA TIERRA UNIDADES DINÁMICAS Manto superior sublitosférico LITOSFERA MANTO INFERIOR NÚCLEO EXTERNO NÚCLEO INTERNO La más externa. Rígida. La litosférica oceánica de 50 a 100 km de espesor. La litosfera continental de 100 a 200 km. Formada por placas. Capa plástica. Hasta los 670 km de profundidad. Materiales en estado sólido. Existen corrientes de convección con movimientos de 1 a 12 cm por año. Fluido de viscosidad elevada Incluye el resto del manto. 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. Formado por hierro sólido cristalizado. Su tamaño aumenta a algunas décimas de milímetro por año.

MODELO DINÁMICO

MODELO DINÁMICO La ASTENOSFERA tiene espesor variable (100-300 km) y se comporta de manera plástica (sobre ella “flotan” las placas de la litosfera). Su existencia es muy discutida, y puede no ser continua. La MESOSFERA equivale al resto del manto. Es sólida y rígida, pero permite la existencia de corrientes de convección. Y a veces es atravesada por plumas térmicas ascendentes que originarán puntos calientes La ENDOSFERA equivale al núcleo, y tiene una parte externa fluída y una parte interna sólida Su movimiento genera el campo magnético terrestre