Estructura y composición de la Tierra

Presentación del tema: "Estructura y composición de la Tierra"— Transcripción de la presentación:

1 Estructura y composición de la Tierra

2 Métodos de estudio Directos Indirectos
Sondeos Minas Volcanes Erosión de cordilleras Se basan en observaciones y estudios directos sobre las rocas o sus manifestaciones y/o estructuras Indirectos Método eléctrico Tomografía sísmica Densidad terrestre Gravedad terrestre Magnetismo terrestre Comparación con meteoritos Ondas sísmicas Basados en el estudio de determinadas propiedades físicas de la Tierra

3 ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA
Conocer el interior de la Tierra, su estructura y su composición, no es una tarea fácil. Los métodos DIRECTOS (sondeos, perforaciones, …) sólo permiten conocer una mínima parte de nuestro planeta: Unos 15 Km de los 6371 Km que hay hasta el centro de la Tierra. Los métodos que mejores resultados han dado son los indirectos, y entre ellos destaca el método sísmico. El método sísmico se basa en los cambios en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas.

4 Sondeos de investigación
Métodos directos Acceder al interior terrestre Minas y sondeos Minería subterránea  Las minas son excavaciones que se realizan para extraer minerales (3,8 km).  Los sondeos son perforaciones taladradas en el subsuelo (12 km). Sondeos de investigación

5 Métodos directos Estudiar materiales que vienen del interior terrestre hasta la superficie Volcanes Océano Atlántico Suráfrica Lavas que expulsan los volcanes Kimberlitas Grafito Diamante MANTO  El magma, al ascender, arrastra fragmentos de rocas del interior. Rocas profundas expuestas por erosión

6 Método gravimétrico También deben corregirse otros datos: Aceleración centrífuga (Ac) Corrección de aire libre (Cal) Corrección de Bouguer (CB) Corrección Topográfica (CT) Para R debe hacerse una “corrección de latitud” Si aplicamos las correcciones oportunas, lo único que puede variar el valor teórico de g es la densidad de los materiales subyacentes

7 Positivas: cuando los materiales son más densos.
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 anomalías gravimétricas. Positivas: cuando los materiales son más densos. Negativas: cuando son menos. Pueden utilizarse para localizar yacimientos

8 Método magnético La Tierra posee un campo magnético que sólo se puede explicar si existe un núcleo metálico externo fundido en movimiento alrededor de un núcleo interno metálico sólido, que funcionarían como una enorme dinamo (geodinamo). El campo magnético funciona gracias al movimiento de la masa fluida metálica provocada por la rotación terrestre y las corrientes convectivas generadas por el calor interno. Existen dos polos magnéticos que no coinciden con los polos geográficos. El magnetismo se puede medir mediante magnetómetros, es el método geofísico de prospección más antiguo y además ha sido un método fundamental para explicar la tectónica de placas.

9 La existencia del campo magnético terrestre nos protege de las radiaciones del espacio, ya que las partículas cargadas quedan atrapadas en las líneas campo magnético (cinturones de Van Allen). Además, este hecho provoca las auroras boreales y australes, ya que debido a colisiones de estas partículas con los iones de gases que hay en la atmósfera, se producen emisiones de energía en el espectro visible generando imágenes de colores

10 Mediante los magnetómetros se mide el campo magnético en un punto determinado y se establece la declinación magnética (ángulo entre el norte geográfico y el norte magnético, que puede cambiar de un lugar a otro y de un momento a otro). A partir de estos datos se realiza un mapa de declinaciones (con isógonas o líneas de igual declinación). En determinados puntos, se pueden observar anomalías magnéticas (variaciones de la declinación de la zona) que nos aportan información de la composición de las rocas Las anomalías magnéticas detectadas a través de estudios magnéticos sobre el terreno se explican por variaciones en las propiedades físicas de las rocas pero por encima de ciertas temperaturas ya no se detectan y por eso el alcance de este método no va más allá de los 30 a 40 km.

11 la distancia entre los dos cuerpos es el radio terrestre
Densidad Terrestre 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 Este valor de la densidad contrasta con la densidad media de las rocas que constituyen los continentes que es de Para un cuerpo situado en la superficie terrestre F es la fuerza con la que es atraído por la tierra.

12 Densidad Terrestre La densidad media de la Tierra es de 5,52 g/cm3 y la densidad media de las rocas de los continentes 2,7 g/cm3. RELACION ENTRE LA DENSIDAD DE LOS MATERIALES TERRESTRES Y LA PROFUNDIDAD Profundidad (km) Densidad ( g/ cm3 ) Wiechert pensó que el interior terrestre debería tener un material más denso. Entre los elementos que podrían formar el núcleo terrestre se encuentra el hierro. La existencia de un campo magnético terrestre apoyaría esta hipótesis.

13 Estudio de la temperatura
La Tierra emite calor desde su interior originando un flujo geotérmico, responsable de la generación de magmas y de la existencia de volcanismo en la superficie. Las fuentes de este calor son: El calor residual del proceso de formación del planeta. La fricción entre las capas de diferente naturaleza que se desplazan unas respecto a otras como consecuencia de la rotación terrestre. Los cambios de estado asociados a la diferenciación de los materiales del interior, como ocurre con la formación del núcleo sólido a partir de material fundido. La desintegración de elementos radiactivos del interior, que liberan y transmiten energía de tal forma que calientan los materiales de los que forman parte.

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15 En la base de la corteza, la temperatura debe estar cerca de los 700ºC
La Tª en el límite entre manto superior/inferior habrá subido hasta los 2000ºC La Tª en el límite entre núcleo externo/interno está en torno a los 3800ºC La temperatura en el núcleo debe permitir que el hierro y níquel que lo componen estén fundidos en el núcleo externo y sólidos en el interno (debido a la presión)

16 Estudio de los meteoritos
Son pequeños cuerpos planetarios, que caen sobre la superficie de la Tierra cuando cruzan su órbita.  La mayoría se agrupan formando un cinturón de asteroides que orbitan entre Marte y Júpiter, por lo que tendrían la misma edad que el Sistema Solar. Siguiendo este razonamiento, han debido tener un origen muy parecido, por lo que se estudia su composición, suponiendo que muy similar sea la de la Tierra.

17 METEORITOS 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

18 Método sísmico El conocimiento de la estructura interna de la Tierra deriva principalmente de los conocimientos obtenidos a través de los métodos sísmicos. Se basan en el estudio de seísmos naturales o artificiales y en la propagación de las ondas sísmicas en el interior de la tierra. Un seísmo es la liberación brusca de energía acumulada en un punto del interior de la tierra. Cuando la tensión a la que están sometidas las rocas sobrepasa cierto límite, se desencadena el terremoto. El origen, punto del interior de la tierra en que se liberan la energía se denomina hipocentro, y el punto de la superficie en la vertical del hipocentro es el epicentro.

19 La vibración del hipocentro se propaga en forma de ondas sísmicas que van en todas direcciones.
Ondas P o primarias: son las primeras ondas en llegar a la superficie, de ahí su nombre. Son ondas longitudinales, es decir, hacen vibrar la partículas del terreno en la dirección de la onda. Ondas S o secundarias: son más lentas que las ondas primarias y solo se transmiten en medios sólidos. Son ondas transversales, las partículas del terreno se mueven de forma perpendicular a la onda. Ondas superficiales: sólo se generan al llegar las anteriores a la superficie del terreno, Por esta razón no aportan información del interior terrestre. Pueden ser: Rayleigh: vibración de las partículas de forma rodante, como las olas del mar. Love: se mueven de lado a lado.

20 Es como si corriéramos por diversos medios…
Las ondas varían su velocidad al atravesar medios de distinta composición química o cuando tienen un estado de agregación diferente: sólido, fluido, líquido. Es como si corriéramos por diversos medios… Si lo hacemos por ARENA llevaremos una velocidad distinta a la que tendríamos si lo hiciéramos por una ACERA o por AGUA… arena acera agua La representación gráfica de la velocidad de propagación es lo que llamamos sismograma. Velocidad (m/s)

21 … Y si observáramos la siguiente gráfica??
Velocidad (m/s) Profundidad (Km) Si la velocidad con la que se propagan no cambiara  el medio que atraviesan las ondas es homogéneo = No hay capas diferentes.    Al cambiar el medio por el que se propagan, las ondas sísmicas cambian su trayectoria y su velocidad  nos indican, por tanto, zonas de distintos materiales.    A los cambios de velocidad se les denomina discontinuidades. Velocidad (m/s) Profundidad (Km)

22 El sismógrafo Los sismógrafos son aparatos usados por los sismólogos para medir la duración y magnitud de un terremoto. Básicamente consiste en un punzón que realiza una marca sobre una bobina de papel, registrando hasta las más leves vibraciones del terreno, indetectables para las personas. Hoy día, no obstante, se utilizan sismógrafos electrónicos. Sismógrafo y gráfica obtenida tras un seísmo. 22

23 Estudio de la dirección de las ondas sísmicas
Al atravesar el interior del planeta las ondas P y S sufren cambios de dirección. Las zonas de sombra son lugares en los que no se reciben las ondas de un sismo.

24 Del estudio de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas en el interior terrestre y de las variaciones graduales (a veces bruscas o discontinuidades), se puede deducir el sistema de capas que forma el interior terrestre. Discontinuidad de Mohorovicic Discontinuidad de Gutenberg Discontinuidad de Lehmann 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.

25 Discontinuidades De primer orden: De segundo orden:
Variación de velocidad de gran magnitud. Indica un cambio muy importante en la naturaleza de los materiales Mohorovicic: A km en los continentes y 5-10 en los océanos. Gran aumento de velocidad de las ondas p y s. Guttemberg: A 2900 km. La velocidad de las ondas P baja repentinamente y las S se detienen. De segundo orden: variación menor. Indican cambios menos acusados Conrad: Muy discutida (sólo existe en algunos puntos de la corteza continental). Es un ligero aumento de la velocidad de las ondas a unos 15 km. Repetti: A unos 800 km. Se produce una disminución del ritmo de crecimiento de P y S. Wiechert- Lehman: A 5100 km, con un aumento de velocidad de P. pueden dividirse en función de la variación de la velocidad

26 Principales discontinuidades y su interpretación
Corteza DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC Su profundidad en los continentes oscila entre 25 y 70 km y en los océanos entre 5 y 10 km. Discontinuidad de Mohorovicic 30 km Manto DISCONTINUIDAD DE GUTENBERG Se encuentra a 2900 km de profundidad. Separa el manto del núcleo. Discontinuidad de Gutenberg En ella la velocidad de las ondas P cae bruscamente y las ondas S dejan de propagarse. 2900km Núcleo 5150km DISCONTINUIDAD DE LEHMANN Discontinuidad de Lehmann Esta discontinuidad separa el núcleo externo fundido del interno sólido.

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

28 Estructura de la Tierra

29 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 MANTO NÚCLEO CORTEZA 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.

30 La corteza Es muy delgada en comparación con el manto y el núcleo.
Es la capa más externa. Es muy delgada en comparación con el manto y el núcleo. Está formado por rocas sólidas y rígidas. Se divide en: Corteza oceánica: se localiza en los fondos oceánicos. Es más delgada y densa que la continental. Corteza continental: se localiza en los continentes y las plataformas continentales. 30

31 UNIDAD 6 El manto Es la capa intermedia, y la más gruesa. Está formada por rocas más densas que las de la corteza y sólidas en su mayoría. Las rocas de la parte superior son rígidas, pero en la mayor parte del manto son relativamente blandas (plásticas), y en algunas zonas se encuentran fundidas. Manto rígido Manto Manto plástico 31

32 Está formada por metales. Se distinguen dos partes:
UNIDAD 6 El núcleo Es la capa más interna de la Tierra, así como la más densa. Está formada por metales. Se distinguen dos partes: Núcleo externo: es una capa líquida de metal fundido. Núcleo interno: se encuentra en estado sólido. Núcleo externo Núcleo Núcleo interno 32

33 MANTO SUPERIOR SUBLITOSFÉRICO “astenosfera” MANTO INFERIOR mesosfera
ESTRUCTURA DINÁMICA Se distinguen 3 capas: LITOSFERA, MESOSFERA y ENDOSFERA En esta estructura se basa la Teoría de la Tectónica de placas UNIDADES DINÁMICAS NÚCLEO INTERNO MANTO SUPERIOR SUBLITOSFÉRICO “astenosfera” MANTO INFERIOR mesosfera NÚCLEO EXTERNO LITOSFERA Llega a los 5150 km. Se encuentra en estado líquido. Tienen corrientes de convección y crea el campo magnético terrestre. La más externa. Rígida. La litosfera oceánica de 50 a 100 km de espesor. La litosfera continental de 100 a 200 km. Formado por hierro sólido cristalizado. Su tamaño aumenta algunas décimas de milímetro por año. 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. 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”.

34 Litosfera Capa más  externa y rígida. Se corresponde con corteza y algo del manto superior, variando su grosor según la localización. Se distinguen la Litosfera oceánica, entre 50 y 100 km de espesor, y la Continental, que alcanza entre 100 y 200km. Se encuentra fragmentada en placas.

35 MESOSFERA: MANTO SUPERIOR SUBLITOSFÉRICO
Capa situada por debajo de la litosfera, hasta 670 km. Las velocidades de las ondas sísmicas presentan fluctuaciones. Formado por peridotita y es sólido. Lo más característico son las corrientes de convección, (debido a que responde de forma plástica y deformable en tiempos largos) del orden de 1 a 12 cm por año. Antes se denominaba como astenosfera  pero hoy, parece ser que la  astenosfera no existe, puesto que la zona de baja velocidad no es universal  y las zonas que revelan mayor plasticidad podrían ser  antiguas plumas. También se da por supuesto que las corrientes de convección afectan a capas más profundas, hasta el manto inferior.

36 MESOSFERA: MANTO INFERIOR
Incluye el situado por debajo, hasta los 2900km de la discontinuidad de Gutenberg. Sometido a corrientes de convección, debidas a  diferencias de Tª y de densidad. En su base, se encuentra la capa D’’, capa discontinua e irregular, cuyo espesor varía entre 0 y 300 km, con materiales más densos y donde se originan las plumas mantélicas. 

37 El modelo actual considera que todo el manto es sólido pero muy plástico. Esto permite un lento flujo de materiales a través de sus rocas, en dos direcciones: En zonas llamadas de subducción, grandes fragmentos de litosfera oceánica fría se introducen en el manto superior, cambian sus minerales a 670 km y se precipitan lentamente hasta la base del manto, donde se acumulan y se esparcen hasta zonas más calientes. En las zonas del límite núcleo-manto, donde el calor procedente del núcleo es más intenso, grandes masas de esas rocas se funden parcialmente y adquieren una cierta flotabilidad. Así, se produce un flujo ascendente de materiales muy calientes que, antes de llegar al manto superior, cambian sus minerales a 670 km. Este flujo es el resultado del tránsito del calor interno del planeta hacia el exterior y el motor de la dinámica terrestre.

38 ENDOSFERA: NUCLEO EXTERNO E INTERNO
Núcleo externo: hasta los 5100 km de profundidad. En estado líquido, en parte, y posee corrientes de convección,  así como generadora del campo magnético. Tiene unos km de grosor, es bastante fluido. De hecho, permite que en su seno se produzcan corrientes de materiales debidas a diferencias de temperatura y de densidad. Núcleo interno: según va perdiendo calor el núcleo, hacia el manto, el hierro va cristalizando y emigrando hacia el núcleo más profundo en forma sólida, también debido a la presión. Así, éste va aumentando algunos mm por año. Comienza a unos 5100 km de profundidad  y es muy denso.