EL INTERIOR DE LA TIERRA

Presentación del tema: "EL INTERIOR DE LA TIERRA"— Transcripción de la presentación:

1 EL INTERIOR DE LA TIERRA
UNIDAD 14 EL INTERIOR DE LA TIERRA

2 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 ma

3 CONTENIDOS Métodos de estudio del interior de la Tierra:
1.1 Métodos directos 1.2 Métodos indirectos Modelo Geoquímico Modelo dinámico

4 MÉTODOS DE ESTUDIO DE LA ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

5 Ondas S Ondas P Ondas L

6 LOS MÉTODOS DE ESTUDIO MÉTODOS DIRECTOS MÉTODOS INDIRECTOS

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8 MÉTODO DIRECTO PARA EL ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE: MAPAS GEOLÓGICOS

9 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)

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

11 MÉTODO DIRECTO PARA EL ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE: SONDEOS GEOLÓGICOS

12 ALGUNOS EJEMPLOS DE SONDEOS
Sondeo de Kola Localización: Área de Pechenga-Zapolyarny,Ppenínsula de Kola (Rusia) Tamaño: El pozo SG-3 ( 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

13 Proyecto: Mohole Localización: I. Guadalupe
Tamaño: 197 m. Objetivo: acceder al manto Duración: Problemas: Abandonado por razones políticas y alto costo FUENTE:

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

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

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

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18 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

19 MÉTODOS INDIRECTOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE: EL MÉTODO SÍSMICO
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) sismograma Profundidad (Km) 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. arena acera agua Velocidad (m/s) 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) La representación gráfica de la velocidad de propagación es lo que llamamos sismograma. Profundidad (Km)

20 SISMÓGRAFO SISMOGRAMA

21 Tipos de ondas sísmicas
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 Tipos de ondas sísmicas Soporte rígido Sismograma Ondas P Ondas L Ondas S Péndulo rígido y pesado Aguja registradora

22 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 DIREC DE VIBRACIÓN

23 ONDAS P

24 ONDAS S

25 ONDAS SUPERFICIALES (“L” y “R”)

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27 Dinámica cortical Discontinuidades Los métodos sísmicos han permitido establecer con bastante precisión la existencia de discontinuidades en el interior de la Tierra. 2 4 6 8 14 10 12 1.000 2.000 3.000 4.000 5.000 6.000 Velocidad (km/s) Profundidad (km) Discontinuidad de Mohorovicic Discontinuidad de Gutenberg Ondas S Discontinuidad de Wiecher-Lehman Ondas P

28 REGISTRO DE LA VELOCIDAD DE LAS ONDAS P y S E INTERPRETACIÓN CON ELLAS DE LA ESTRUCTURA INTERNA LA TIERRA V (Km/s) Wiechert-Lehmann Mohorovicic Gütemberg Repetti 14 Conrad ondas P 12 10 8 ondas S 6 Canal de baja velocidad 4 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. 2 Km 1000 2000 3000 4000 5000 6000 superior inferior externo interno corteza manto núcleo

29 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.

30 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.

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32 MÉTODO GRAVIMÉTRICO 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. La gravimetría detecta anomalías de la gravedad, las cuales permiten calculara la densidad y el espesor de la corteza terrestre.

33 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.

34 cuando el valor medido es inferior al valor teórico calculado.
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:

35 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.

36 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).

37 El equilibrio isostático puede romperse cuando:
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.

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

39 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.

40 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

41 Bandeado simétrico de anomalías magnéticas a ambos lados de una dorsal

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

43 MÉTODOS INDIRECTOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE: TOMOGRAFÍA SÍSMICA

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

45 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 ºC , lo cual equivaldría a un estado gaseoso explosivo. Se estima que la temperatura en el centro de la Tierra es de unos 6000 ºC.

46 VALORES DE TEMPERATURA SEGÚN PROFUNDIDAD
FUENTE:

47 Cuando medimos sobre un punto de la superficie terrestre esperamos encontrar los siguientes valores teóricos: 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.

48 El Interior de la Tierra

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

50 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 Núcleo interno

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52 Comparación entre los modelos del interior terrestre
km Estructura basada en la composición Composición Densidad Estado Estructura basada en las características físicas km Núcleo interno 70 670 2900 5170 50-200 5100 2,8 3,3 5,5 9,9 13,6 Sólido Sólido 5% de fusión Fluido Litosfera Astenosfera Mesosfera Núcleo externo Silicatos ricos en Al Silicatos ricos en Fe y Mg Hierro (Fe) Corteza Discontinuidad de Mohorovicic Manto inferior Discontinuidad de Gutenberg Discontinuidad de Lehman Capa D Manto superior

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56 CORTEZA: rocas con silicio, aluminio y magnesio.
Es la capa más superficial y la menos densa, con una densidad media de 2,7 g/cm3 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/cm3) Corteza continental: Si y Al. Separada del manto por la discontinuidad de Mohorovicic.

57 Relieve de la corteza

58 CORTEZA OCÁNICA CORTEZA CONTINENTAL

59 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 (d=3,3g/cm3) MANTO INFERIOR (d=5,5g/cm3). Separados por la discontinudidad de Repetti. Separado del núcleo por la discontinuidad de Gutenberg

60 Núcleo: (desde los hasta los 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 kilómetros por la discontinuidad de Lehmann: -NÚCLEO EXTERNO Fe-Ni y elementos ligeros, O, S y Si. d=10g/cm3 -NÚCLEO INTERNO Fe-Ni . D=13g/cm3

61 Núcleo externo: Fundido, puesto que las ondas S no lo atraviesan. La temperatura alcanza los 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.

62 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).

63 En el Núcleo está el origen del campo magnético terrestre
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.

64 Unidades geoquímicas 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 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 niquel. 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.

65 Unidades dinámicas UNIDADES DINÁMICAS LITOSFERA ASTENOSFERA MESOSFERA
Capa plástica y más densa que la litosfera. Hasta los 670 km de profundidad. Materiales en estado fundido (primeros 150 Km.) Existen corrientes de convección con movimientos de 1 a 12 cm por año. La más externa. Rígida. La litosférica oceánica de 50 a 100 km de espesor. La litosfera continental de 100 a 200 km. Comportamiento rígido y elástico. Fragamentada en placas LITOSFERA ASTENOSFERA MESOSFERA NÚCLEO EXTERNO NÚCLEO INTERNO 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. Formado por hierro sólido cristalizado. Su tamaño aumenta a algunas décimas de milímetro por año.

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68 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 ASTENOSFERA Manto 2270 km Zona de subducción Manto Núcleo externo Núcleo interno Núcleo externo 2885 km ASTENOSFERA Núcleo interno 1216 km MESOSFERA

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

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