Origen y estructura de la Tierra

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1 Origen y estructura de la Tierra
Tema 14

2 ÍNDICE Métodos de estudio del interior terrestre Métodos directos Minas, sondeos, volcanes, rocas expuestas a la erosión Conclusiones obtenidas por métodos directos Métodos indirectos Análisis de la densidad terrestre. Estudios de laboratorio (células de yunque de diamante) Método gravimétrico e Isostasia Método geotérmico. Método eléctrico Método magnético. Tomografía sísmica Método sísmico. Análisis de meteoritos

3 ÍNDICE Las capas de la tierra Modelo geoquímico Corteza terrestre Corteza continental. Estructura vertical y horizontal Corteza oceánica. Estructura vertical y horizontal El Manto Manto superior Manto inferior Limite núcleo-manto El Núcleo Modelo dinámico Litosfera Mesosfera Manto superior sublitosférico Endosfera: Núcleo Externo e Interno

4 ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE
Para intentar comprender la naturaleza y estructura del interior terrestre se han utilizado desde tiempos remotos diversas técnicas y procedimientos que han propiciado la aparición y desarrollo de diferentes métodos de estudio. Unos están basados en experiencias directas mientras que otros se fundamentan en el estudio y aplicación de propiedades geofísicas del planeta.

5 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

6 MÉTODOS DIRECTOS: MINAS
Se basan en la observación directa de los materiales que componen se extraen de las minas. Sólo proporcionan información de los primeros cientos de metros (las minas más profundas apenas alcanzan el kilómetro de profundidad, aunque algunas, como la mina de oro de Tau Tona, Sudáfrica, llega a los 3.6 km) por lo que su utilidad es bastante limitada

7 MÉTODOS DIRECTOS: SONDEOS
Son perforaciones en el terreno de los que se extrae una columna de material llamada testigo que permite conocer la composición de las rocas. Tienen acceso a rocas situadas hasta 15 km de profundidad El pozo de investigación más profundo se encuentra en la Península de Kola (Rusia). Se trata de un superagujero de 12 km de profundidad, aunque el proyecto finalizó por problemas económicos. También se están estudiando los fondos marinos con la ayuda de un buque de perforación submarina, que pretende obtener datos sismológicos, volcánicos, geológicos, medioambientales y climatológicos en el Pacífico hasta una profundidad de 6 Km. Se han obtenido peridotitas (roca que compone el manto)

8 Otros sondeos que sirven para investigar el interior terrestre:
Proyecto Mohole Pretendía perforar la corteza hasta la discontinuidad de Mohorovicic. Fue cancelado por su alto coste en 1966. Perforación en el cráter Chicxulub (Yucatán, Méjico) Objetivo: Estudio de los efectos dejados en la Tierra por el impacto del meteorito, que se supone que causó la extinción de los dinosaurios  Tamaño: 2,5 km Perforaciones en California Objetivo: Estudiar los fenómenos físicos y químicos que acompañan a los movimientos sísmicos Perforación en el borde del Macizo Checo (Bohemia Occidental) Tamaño: 5 km

9 MÉTODOS DIRECTOS: VOLCANES
El análisis de las lavas expulsadas por los volcanes permite conocer la composición de las rocas a varios kilómetros de profundidad, pues arrastran en su ascenso rocas de zonas profundas (de hasta 100km) que quedan incluidas en el magma sin fundir como las peridotitas. Otro ejemplo son los diamantes extraídos de la kimberlita.

10 MÉTODOS DIRECTOS: ROCAS EXPUESTAS DEBIDO A LA EROSIÓN
Consiste en la recogida de rocas metamórficas y magmáticas para su análisis, que afloran en la superficie debido a la erosión de las rocas que las cubrían. Este método nos da acceso a rocas formadas entre 15 y 20 km de profundidad. El análisis de rocas sedimentarias, debido a su proceso de formación en superficie, nos da información de zonas mas superficiales (hasta 8 km de profundidad)

11 MÉTODOS INDIRECTOS Existen diferentes técnicas y métodos que facilitan información para estudiar el subsuelo. Muchas de ellas se basan en el estudio de las propiedades físicas de las rocas o en los efectos ocasionados por la variación de estas propiedades. Todos estos métodos son utilizados por la geofísica para conocer cómo es el interior de la Tierra. Entre los métodos más importantes están: Análisis de la densidad terrestre. Método gravimétrico. Método geotérmico. Método magnético. Método eléctrico Método sísmico. Tomografía sísmica Análisis de meteoritos Se trata de métodos geoquímicos y geofísicos. Estos métodos solamente proporcionan gráficas, que interpretadas, permiten sugerir hipótesis sobre la composición y estructura del interior de la Tierra.

12 ANÁLISIS DE LA DENSIDAD TERRESTRE
El estudio de la densidad es un método indirecto clásico que descubre que la Tierra no es homogénea, pues el valor teórico (5'52g/cm3) está muy separado de los encontrados en las rocas de la superficie (2'7 g/cm3). Esta diferencia indica que los materiales superficiales son menos densos que los que se encuentran en el interior terrestre. Wiechert relacionó este hecho con la información aportada del estudio de los meteoritos. Sabiendo que entre los elementos más comunes del Universo, el de mayor densidad es el hierro, supuso que el núcleo debería estar formado por este metal. La existencia de un campo magnético terrestre apoyaría esta hipótesis.

13 MÉTODO GRAVIMÉTRICO Se basa en el estudio de la variación de la aceleración de la gravedad (g) en diferentes zonas del planeta.  La gravedad obedece a la ley de la gravitación universal, enunciada por Newton. Los parámetros de los que depende el valor de la aceleración de la gravedad en cada punto de la superficie terrestre son: Constante de gravitación (valor constante) Radio de la Tierra (valor conocido en el punto considerado) Masa de la Tierra, que a su vez depende: - Volumen de la Tierra (valor constante) - Densidad valor que varia con:           + distintas composiciones            + estructuras que constituyen el planeta

14 La aceleración de la gravedad en un punto determinado de la superficie terrestre es:
Esta formula debe ser corregida en función de algunas de las características propias del planeta.

15 Para R debe hacerse una “corrección de latitud”: La gravedad es mayor a mayor latitud: es mayor en los polos que en el ecuador. Aceleración centrífuga (ac): La aceleración centrífuga, que se opone a la gravedad, es mayor a menor latitud, 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 altitud: 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 tierra. Corrección Topográfica (CT): La presencia o ausencia de masa debido al relieve próximo también afecta a la gravedad. Aplicando las correcciones oportunas, lo único que puede variar el valor teórico de g es la densidad de los materiales subyacentes

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17 Se toman datos con gravímetros y se comparan con el valor teórico
Se toman datos con gravímetros y se comparan con el valor teórico. Si el valor de la gravedad en la superficie terrestre fuera constante, la Tierra sería una esfera homogénea, pero no es así. De hecho, los análisis del campo gravitatorio terrestre parecen demostrar que la forma de la tierra corresponde a un geoide. el Geoide sería la superficie que uniría todos los puntos de la Tierra que poseen el mismo valor de campo gravitatorio y esto afecta tanto a la superficie de la tierra, que no es por tanto una esfera perfecta, como a la superficie del mar, que tampoco es plana

18 Esto supone que todos los excesos o defectos de masa por encima o debajo del nivel del geoide están compensados, de modo que, a una cierta profundidad, el material se encuentra en equilibrio hidrostático. Las masas por encima del nivel del mar son una alteración de equilibrio hidrostático, lo mismo podríamos decir en los océanos, la deficiencia de masa hasta el nivel del mar constituyen una perturbación del nivel hidrostático.

19 Anomalías gravimétricas
Positivas Es aquella en la que el valor medido es mayor que el teórico. Puede indicar la existencia de una capa densa de mineral que ejerce mayor atracción al presentar más masa. Negativas Es aquella en la que el valor medido es menor que el esperado. Indicaría la presencia de rocas poco densas.

20 Se han medido variaciones de este valor teórico que se denominan anomalías gravimétricas o gravitatorias. Están relacionadas con la variación de la densidad de las rocas, las diferencias de altitud y de latitud, etc.

21 El estudio de estas anomalías gravimétricas permite:
Deducir la situación de: 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/cm3) corteza continental,formada por granito (densidad = 2,7 glcm3) Interpretar algunos procesos tectónicos de elevación o hundimiento que afectan a la corteza terrestre. ISOSTASIA ISOSTASIA: La litosfera responde a la fuerza de la gravedad con una serie de movimientos verticales, de forma que el relieve topográfico se compensa en profundidad.

22 Los geólogos Everest y Pratt demostraron, en 1850 con medidas realizadas sobre el Himalaya, que las montañas presentaban anomalías gravitatorias negativas, que indica que existe un defecto de masa en las montañas. Tras este descubrimiento Dutton formuló el principio de la isostasia. El principio presupone que los excesos y defectos de masa se compensan hacia el interior de tal forma que los materiales más ligeros como las montañas se comportan como los icebergs. Es decir, existe una capa con un comportamiento similar a un fluido, que ejerce un empuje sobre las montañas que flotan sobre ella

23 ISOSTASIA Se denomina isostasia al equilibrio de flotación entre la litosfera y el manto plástico. Si aumenta la masa de la litosfera, esta tiende a hundirse en el manto. Si disminuye la masa de la litosfera, esta tiende a ascender. Los movimientos de ascenso y descenso se denominan movimientos epirogénicos y son extremadamente lentos debido a la rigidez y espesor de la litosfera.

24 Cuando se deposita un gran espesor de sedimentos en una cuenca sedimentaria, su fondo tiende a hundirse lentamente (también pasa por la acumulación de hielo en los glaciares). Este proceso se denomina subsidencia. La subsidencia es la causa de que resulte difícil rellenar por completo una gran cuenca, así como de que puedan depositarse espesores de sedimentos muy superiores a su profundidad original. El caso contrario sucede cuando se erosiona una cordillera.

25 MÉTODO ELÉCTRICO Sirve para evaluar la resistividad media del subsuelo mediante la medición de una diferencia de potencial entre dos electrodos situados en la superficie. Es muy preciso a poca profundidad, hasta un km aproximadamente. Se utiliza en prospecciones mineras con mucha exactitud, en la localización de cavernas cársticas y en la búsqueda de aguas subterráneas. Estas rocas con elevada porosidad que almacenan agua son muy poco conductoras. También se emplea para conocer con mucha precisión yacimientos metálicos.

26 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.

27 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

28 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 en 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.

29 La unidad de medida de la intensidad del campo magnético es nanotesla
Los mapas obtenidos con medidas geomagnéticas de una zona (levantamientos magnéticos) dan información sobre la composición de la corteza en esa zona. Estos mapas, combinados con otras informaciones geofísicas y geológicas, pueden conducir a la localización de yacimientos minerales además de importante información acerca de las estructuras geológicas presentes en la zona La unidad de medida de la intensidad del campo magnético es nanotesla 

30 MÉTODO GEOTÉRMICO La Tierra emite calor desde su interior originando un flujo geotérmico, responsable de su dinamismo interno , de la generación de magmas y de la existencia de vulcanismo 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. Las reacciones químicas exotérmicas. Gravitación: La gravedad ejerce una fuerza de compresión hacia el centro del planeta, y en el proceso de contracción de la masa terrestre se genera calentamiento por fricción.

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32 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)

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34 TOMOGRAFÍA SÍSMICA La tomografía sísmica es una tecnología que ha permitido obtener imágenes del interior de la Tierra a partir de la lectura de la velocidad de las ondas sísmicas que se propagan el interior del planeta (algo similar a un TAC en medicina). Esta técnica se basa en el análisis de las diferencias de velocidad de las ondas sísmicas respecto a un valor promedio teórico. Si la velocidad es mayor a la media terrestre, se dice que hay una anomalía positiva. De la misma forma, si existe un valor menor a la media, habrá una anomalía negativa. Los datos se comparan en un ordenador que fabrica imágenes virtuales de secciones del interior terrestre. Mediante esta tecnología se ha podido conocer la topografía de las diferentes unidades geodinámicas de la Tierra y obtener perfiles del manto y la superficie del núcleo terrestre.

35 El análisis de la distribución de velocidades permite detectar:
anomalías positivas, donde la velocidad de las ondas es mayor, y se interpreta como zonas de material más rígido y por tanto más frías, que tenderán a hundirse. anomalías negativas, donde la velocidad de las ondas menor, y se interpretan como zonas de material menos rígido y por lo tanto más calientes, que tiende a ascender generando corrientes de convección.

36 ESTUDIO DE 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.

37 El estudio de meteoritos revela datos interesantes.
Son buenos ejemplos de la materia primitiva del Sistema Solar, aunque en algunos casos sus propiedades han sido alteradas. Su estructura y composición nos dan datos del interior terrestre. Los cráteres de impacto pueden sacar a la superficie rocas del interior de la tierra.

38 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

39 EL 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.

40 El origen de un seísmo: puede ser:
Superficial: como en materiales rocosos a los lados de una falla, Profundo: por readaptaciones de materiales del manto; Causado por explosiones, magmatismo, vulcanismo o causas artificiales.

41 Ondas P o primarias: son las primeras ondas en llegar a la superficie, de ahí su nombre porque son las más rápidas ( 8 km/s). Son ondas longitudinales, es decir, hacen vibrar la partículas del terreno en la misma dirección de la onda. Ondas S o secundarias: son más lentas que las ondas primarias (4.5 km/s) 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 (1.5 Km/s). Pueden ser: Rayleigh: vibración de las partículas de forma rodante, como las olas del mar. Love: se mueven de lado a lado.

42 La red de sismógrafos ha permitido conocer los lugares de la superficie donde se originan las ondas y el tiempo que tardan en llegar a la superficie. Esta información permite deducir los límites entre diferentes materiales en el interior de la Tierra. Para saber cómo es la estructura de la Tierra, hemos sido capaces de producir artificialmente terremotos que nos permiten recoger información sin la necesidad de esperar a un seísmo natural. Este sistema tiene otras aplicaciones como descubrir si existen a cierta profundidad bolsas de agua, petróleo, gas o minerales de interés económico. La velocidad de propagación de las ondas es mayor cuanto mayor es la densidad y la rigidez de los materiales que atraviesa. ONDAS P ONDAS S

43 De las fórmulas de velocidad de propagación de las ondas deducimos:
Como todos los materiales tienen K (son susceptibles de ser comprimidos), deducimos que se propagan por todo tipo de medios. Como los fluidos tienen μ=0 (no son rígidos); deducimos que sólo se propagan por medios sólidos. Otras conclusiones que podemos obtener a partir de las fórmulas de la velocidad de propagación son: A mayor ρ del medio, menor velocidad de las ondas A mayor μ, más velocidad: la posición de las partículas es más fija y la recuperan absorbiendo menos energía al cesar la vibración. Además conociendo la relación Vp/Vs (aproximadamente 1,73), podemos calcular la distancia del punto al hipocentro.

44 La velocidad de las ondas depende de las características de los materiales por los que viajan. Al mismo tiempo, se produce un cambio en la dirección de propagación. A mayor densidad de los materiales, mayor velocidad de las ondas y mayor ángulo de refracción por lo que la trayectoria es una curva cóncava. A menor densidad de los materiales, menor velocidad de las ondas y menor ángulo .de refracción por lo que la trayectoria es una curva convexa. 1 2 1 2 4 3 i r 1 2 1 2 4 3 i r

45 Como consecuencia de estas desviaciones de las ondas por la diferencia de materiales que atraviesan, se provoca que en la superficie terrestre aparezcan zonas en las que no se detectan ciertas ondas sísmicas por que las ondas van a llegar a puntos de la superficie más separados de lo que era de esperar si hubiesen mantenido la tendencia de cambio en su trayectoria curva. Son las zonas de sombra. 

46 Del estudio de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas en el interior terrestre y de sus variaciones graduales o bruscas, se puede deducir el sistema de capas que forma el interior terrestre. A estas zonas donde hay una variación de la velocidad y dirección de las ondas sísmicas, le denominamos discontinuidades sísmicas. 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.

47 Discontinuidades De primer orden: De segundo orden:
Variación brusca de la velocidad. 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 las ondas P y S. Guttemberg: A 2900 km. La velocidad de las ondas P baja bruscamente 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

48 LAS CAPAS DE LA TIERRA Actualmente se utilizan dos modelos para explicar la estructura interna de la Tierra: son los llamados modelo geoquímico y modelo dinámico.

49 Estructura tierra Modelo geoquímico. Basado en la composición química de los materiales: corteza, manto y núcleo. Corteza Manto Núcleo Modelo dinámico. Se basa en el comportamiento mecánico de los materiales del interior de la Tierra, que están muy afectados por las variaciones de presión y temperatura a las que están sometidos.  Litosfera Mesosfera Manto superior e inferior Endosfera Núcleo externo e interno Planeta estructurado en capas concéntricas.  Se clasifican de acuerdo con dos criterios:

50 EL MODELO GEOQUÍMICO Unidades geoquímicas: de acuerdo con la composición química de los materiales: corteza, manto y núcleo. Intenta determinar la composición química del interior terrestre. Considera que alrededor del 94% de la masa total de la Tierra está compuesto por un número muy reducido de elementos químicos en las siguientes proporciones respecto de dicha masa total: hierro (34,6%); oxígeno (29,2%); silicio (15,2%) y magnesio (15,2%). Estos elementos químicos se combinan formando minerales y se distribuyen en el interior de la Tierra en tres capas: la corteza, el manto y el núcleo.

51 En función de la composición química de los materiales
Unidades geoquímicas Corteza Continental Oceánica Manto Superior Inferior Núcleo Externo Interno En función de la composición química de los materiales Discontinuidad de Mohorovicic Discontinuidad de Gutemberg

52 LA CORTEZA TERRESTRE Es la capa más externa y delgada. Llega hasta la discontinuidad de Mohorovicic. Está formada por silicatos ligeros, carbonatos y óxidos.  Es más gruesa en la zona de los continentes y más delgada en los océanos. Es una zona geológicamente muy activa (tectónica de placas, procesos externos de erosión, transporte y sedimentación) Se diferencian una corteza continental y una corteza oceánica.

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54 Límites de la corteza: es la zona de la Tierra situada entre la hidrósfera y la atmósfera por un lado, y la superficie de Mohorovicic, por otro. Espesor: 40 km de espesor medio, con irregularidades; su volumen representa el 6% del volumen total de la Tierra. Densidad media: 2´8 g/cm3 Composición: es la zona más variada pero la mejor conocida; los elementos más abundantes son el oxígeno y el silicio, pero también hay aluminio, hierro, magnesio, calcio, sodio y potasio. Los compuestos más abundantes son los óxidos, y dentro de ellos, los silicatos y otras sales minerales. Antigüedad: Las rocas más antiguas están sobre la corteza oceánica y son de casi 4000 m.a.

55 LA CORTEZA CONTINENTAL
Formada por los continentes y las plataformas continentales hasta el borde inferior del talud continental. Su espesor medio de 50 km, aunque varia entre km. En las zonas montañosas puede llegar a unos km (máximo grosor en el Himalaya). Constituyen la parte más estable de la corteza, ya que sus rocas pueden tener hasta 4000 millones de años. Su densidad media es de 2.7 g/cm 3 Su zona superficial está muy alterada por procesos de erosión, transporte y sedimentación.

56 LA CORTEZA CONTINENTAL: Estructura vertical
La estructura de la corteza continental presenta en la vertical tres capas: Capa sedimentaria, formada por materiales sedimentarios más o menos transformados y con espesores variables que pueden llegar a los 3 km. Su densidad es de 2.5 gr/cm3 Capa granítica, formada por materiales cuya composición es fundamentalmente de silicatos de aluminio, densidad de 2.7 y un espesor medio del orden de 10 a 15 Km. Las rocas predominantes son las acidas e intermedias, de la familia de los granitos, así como rocas metamórficas. Capa basáltica. La composición de los materiales de esta capa es fundamentalmente de silicatos de magnesio, espesor de 10 a 20 Km y densidades de 2.9 o algo superiores. . Las rocas predominantes son basaltos, gabros y dioritas. Entre la capa granítica y la basáltica, a unos 17 km, se encuentra una discontinuidad de segundo orden, que es la de Conrad.

57 LA CORTEZA CONTINENTAL: Estructura horizontal
Se distinguen las siguientes partes: Cratones y escudos. Áreas geológicamente muy estables (no han sufrido fragmentaciones ni deformaciones por los movimientos orogénicos). Forman el núcleo de los continentes y su relieve es poco pronunciado por una erosión prolongada. Formados por rocas metamórficas muy antiguas y magmáticas. Pueden aparecer recubiertos de capas de sedimentos poco deformadas. Ejemplos como el escudo africano, el siberiano o el de Canadá.

58 plataformas interiores: Son depresiones entre los cratones y los escudos donde se depositan los sedimentos (a veces, levemente plegada) procedentes de la erosión de los orógenos (Ejemplo: las de Rusia y el Sahara o la del Guadalquivir en España) Orógenos o cordilleras: Son las areas más elevadas. Se sitúan en los bordes de los cratones. Son zonas muy activas geológicamente, con mucha actividad tectónica y magmática. Formados por rocas sedimentarias y/o metamórficas entre las que aparecen rocas magmáticas. Bajo estas estructuras, la corteza tiene gran grosor.

59 plataformas continentales: Son zonas pegadas a los continentes, de suave pendiente pero que están sumergidas entre 20 y 600 m. Se acumulan los sedimentos procedentes de la erosión de los continentes. talud continental: Zona de gran pendiente que va desde la plataforma continental hasta el fondo oceánico. Formado por surcos o cañones submarinos perpendiculares a la costa, excavados por corrientes de agua. En su base se depositan los sedimentos procedentes de la plataforma continental.

60 LA CORTEZA OCEÁNICA Es más densa y más delgada y más joven que la corteza continental. Su espesor oscila entre los 3 y los 10 km, y es relativamente uniforme en su composición. Muestra edades que, en ningún caso, superan los 180 millones de años. Se encuentra en su mayor parte bajo los océanos y manifiesta un origen volcánico. Se forma continuamente en las dorsales oceánicas y, más tarde, es recubierta por sedimentos marinos. Presenta una estructura en capas.

61 LA CORTEZA OCEÁNICA: Estructura vertical
Nivel 1: Capa de sedimentos. Desde un espesor muy variable, metros de media, pero inexistente en las zonas de dorsal, hasta espesores de 10 km en las zonas que bordean a los continentes.  Nivel 2: Lavas almohadilladas. Basaltos submarinos emitidos en las zonas de dorsal que, al sufrir un rápido enfriamiento, ofrecen superficies lisas y semiesféricas.  Nivel 3: Diques Basálticos. Son de composición similar a las lavas almohadilladas y están solidificados en forma de diques verticales. Cada dique tiene un antiguo conducto por donde se emitía la lava que formó el nivel anterior.  Nivel 4: Gabros. Representa material solidificado en la cámara magmática existente bajo la zona de dorsal. Este material solidificado alimentó los dos niveles anteriores. 

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63 LA CORTEZA OCEÁNICA: Estructura horizontal
En la corteza oceánica se distinguen: Dorsales oceánicas: elevaciones de unos metros sobre el fondo oceánico. Están en los bordes de placas litosféricas asociadas a volcanes submarinos. Llanuras abisales: es el fondo oceánico. Extensiones llanas a unos m de profundidad, sobre las que encontramos montes submarinos y guyots. Guyots: son montes submarinos de cimas planas. La cima fue erosionada cuando se encontraba a nivel del mar. Fosas abisales: son fisuras estrechas y profundas donde se acumula gran cantidad de sedimentos. Se localizan en los bordes de placa, cerca de un continente o de una zona insular. Están asociadas a la presencia de terremotos.

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65 DIFERENCIAS ENTRE CORTEZA OCEÁNICA Y CONTINENTAL
CORTEZA CONTINENTAL Grosor Mas delgada Mas gruesa Edad Mas joven Mas antigua Composición Fundamentalmente rocas volcánicas. Mas homogénea Fundamentalmente rocas sedimentarias, magmáticas y metamórficas. Más heterogénea Relieve Menos variado Mas variado Extensión Mas extensa Menos extensa Densidad Más densa Menos densa

66 EL MANTO Límites del manto: Es la zona situada debajo de la corteza. Entre la discontinuidad de Mohorovicic y la discontinuidad de Gutenberg. Se extiende desde los 50 km hasta los o km; su volumen representa el 82% del volumen total de la Tierra. Su densidad media: 4´3 g/cm3 (varía entre 3,3 y 5 g/cm3). Composición: Se cree que son rocas básicas, mayoritariamente peridotitas. Estructura del manto: Por la propagación de las ondas sísmicas, se observa que sobre los 670 – 700 km. aparece una discontinuidad secundaria (discontinuidad de Repetti) que divide al manto en dos partes: el superior y el inferior. Se ha observado dentro del manto superior, a una profundidad comprendida entre los 100 y los 200 km, que la velocidad de las ondas sísmicas disminuye, de ahí que esta región sea conocida como zona de baja velocidad (astenosfera) que se interpreta como una zona parcialmente fundida (del 1 a 3%) . Aunque actualmente no se ha encontrado en toda la Tierra y es un término en desuso. En el manto inferior, a partir de los 670 km de profundidad, el aumento de la presión y de la temperatura hace que sea más denso, ya que las ondas sísmicas se propagan más rápidamente. Sin embargo, parece que las altas temperaturas siguen permitiendo un comportamiento plástico de las rocas y un flujo muy lento de materiales entre el límite núcleo-manto y el manto superior.

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68 El límite núcleo-manto.
Conocido como capa D. Ocupa los 200 últimos kilómetros del manto inferior. En algunas zonas de esta región, las ondas P disminuyen bruscamente su velocidad. Una posible interpretación considera que las rocas de esta capa se encuentran parcialmente fundidas en algunos lugares, coincidiendo con puntos de intenso flujo de calor procedente del núcleo. Estas masas de roca podrían ser capaces de ascender a través del manto (penachos térmicos) hasta la litosfera, generando corrientes de material que se consideran el motor de la dinámica del interior terrestre. Se admite la existencia de corrientes de convección en materiales sólidos.

69 EL NÚCLEO Ocupa el centro de la Tierra desde la discontinuidad de Gutenberg, constituyendo alrededor de la sexta parte del volumen de la Tierra y casi una tercera parte de su masa. Se calcula que la presión en su interior es de 1,3 a 3,5 millones de veces superior a la de la atmósfera, y que su Temperatura puede estar en torno a 6000 °C. Es una esfera metálica cuyo principal componente es el hierro, aunque posiblemente contiene también un 8 o un 10% de otros elementos (tal vez níquel, azufre, oxígeno o silicio) que encontramos en los sideritos y siderolitos. En cuanto a su estructura, los datos sismológicos parecen sugerir que existen dos capas de idéntica composición pero diferentes en cuanto a su estado físico: El núcleo externo. Desde los 2900 km hasta los 5100 km y como se deduce de los estudios sísmicos, es líquido y bastante fluido lo que permite que en su seno se produzcan corrientes de materiales debidas a diferencias de temperatura y de densidad. El núcleo interno. Comienza a unos 5100 km de profundidad. Es sólido y muy denso.

70 EL MODELO DINÁMICO Tiene en cuenta que la presión y la temperatura afectan mucho al comportamiento mecánico, a la densidad y al estado fisicoquímico de los materiales del interior de la Tierra. Establece unas capas que no coinciden con las capas composicionales y que explican más detalladamente los comportamientos de las placas tectónicas y las discontinuidades que aparecen en los estudios sísmicos. Son: Litosfera (continental y oceánica) Mesosfera (superior e inferior) Endosfera, formada por el núcleo externo y el interno. (Pueden presentarse zonas de transición entre las distintas capas)

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72 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.

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74 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.

75 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. 

76 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.

77 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.