Post on 11-Jul-2015
TEMA 2. ORIGEN Y TEMA 2. ORIGEN Y ESTRUCTURA DE LA TIERRAESTRUCTURA DE LA TIERRA
El origen de la Tierra Métodos de estudio del interior terrestre Estructura interna de la Tierra
(Presentación de Encarna Alcacer para Biología-Geología de 1º de bachillerato)
1. Origen de la Tierra
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.
Teoría Nebular
1. 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 fluidas 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)
1. Origen de la Tierra
1. Origen de la Tierra
La colisión de un pequeño planeta pudo provocar la formación de la Luna.
2. Métodos de estudio del interior terrestre
(3,8 km)
(12,262 km)
Orógenos o cadenas montañosas• Cuando se erosionan las rocas de la superficie de las cadenas montañosas u orógenos afloran los materiales formados a cierta profundidad.
2. Métodos de estudio del interior terrestre: directos
3
2
R34
GgR
π=
2dmM
GF⋅=
V
Md=
gmF ⋅=2dmM
Ggm⋅=⋅
G
gRM
2 ⋅=
Para un cuerpo situado en la superficie terrestre F es la fuerza con la que es atraído por la tierra.
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
R34
Gg
π=
RG
3gπ4
= 3cm
g5,52=
Este valor de la densidad contrasta con la densidad media de las rocas que constituyen los continentes que es de
3cm
g2,7
3RV π3
4=
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 1. Densidad Terrestre
1000
2
4
6
8
10
12
14
2900 5100
RELACION ENTRE LA DENSIDAD DE LOS MATERIALES TERRESTRES Y LA PROFUNDIDAD
Profundidad (km)
Den
sida
d ( g
/ cm
3 )
• 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.
• Wiechert pensó que el interior terrestre debería tener un material más denso.
• La existencia de un campo magnético terrestre apoyaría esta hipótesis.
• Entre los elementos que podrían formar el núcleo terrestre se encuentra el hierro.
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 1. Densidad Terrestre
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 2. Método gravimétrico
2d
mMGgm
⋅=⋅ 2R
MGg=
3R3
4V ⋅⋅= π R d G
3
4g ⋅⋅⋅= π3R
3
4dM ⋅⋅= π
La aceleración de la gravedad es:
Los valores de g variarán según el punto de la superficie terrestre considerado puesto que no es una esfera perfecta.
Para R debe hacerse una “corrección de latitud”: La gravedad es mayor a mayor latitud: es mayor
en los polos que en el ecuador.
También deben corregirse otros datos:
• 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.
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 2. Método gravimétrico
Si aplicamos las correcciones oportunas, lo único que puede variar el valor teórico de g es la densidad de los materiales subyacentes
CTCBCALa-RdG g c +−+⋅⋅⋅= π3
4
Por tanto, si dos puntos de la superficie con idéntica latitud y altitud, presentan valores teóricos diferentes a los valores reales medidos con un gravímetrogravímetro, decimos que presentan anomalías gravimétricas.•positivas: en zonas de mayor densidad (manto próximo a la superficie). •negativas: en zonas de menor densidad.
Pueden utilizarse para localizar yacimientos metálicos o domos salinos
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 2. Método gravimétrico
+ -
TEMPERATURA DEL INTERIOR TERRESTRE
2 0001 000
1 000
2 000
3 000
4 000
5 000
3 000 5 0004 000 6 000Profundidad (km)
Tem
pera
tura
(0 C)
Existe un gradiente geotérmico que va reduciéndose con la profundidad.
En la superficie (30-50 km) el gradiente geotérmico es de 1ºC cada 33 m de profundidad (3ºC por cada 100 m)
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 3. Estudio de la temperatura
• Se puede observar que las temperaturas del manto son superiores a los puntos de fusión de la mayoría de las rocas, pero el material que forma el manto no esta fundido totalmente debido a la presión que existe a esas profundidades.
• En el núcleo externo la temperatura es mayor que los puntos de fusión de los materiales que allí se encuentran, por ello se supone que el núcleo externo esta líquido.
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 3. Estudio de la temperatura
La tomografía sísmica (estudio de las ondas sísmicas) muestra que el gradiente geotérmico no es el mismo en toda la tierra:Bajo las dorsales y otras este gradiente es mayor que la media terrestre (anomalía geotérmica positiva)Bajo las fosas oceánicas hay anomalías geotérmicas negativas.
A mayor temperatura menor rigidez y menor velocidad de las ondas sísmicas
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 3. Estudio de la temperatura
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 4. Estudio del magnetismo
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 4. Estudio del magnetismo
• Declinación magnética: ángulo entre el norte geográfico y el norte magnético (varía de un lugar a otro y de un momento a otro).
• Magnetómetro: instrumento para medir el campo magnético.• 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
• Inversión de la polaridad magnética: cambio magnético terrestre (180º) que se produce en determinadas ocasiones.
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 5. Método eléctrico
• Mide la resistividad de las rocas (el inverso de la conductividad)• Se crea un fuerte campo eléctrico con dos “electrodos de corriente”, y
se mide la intensidad del campo creado con dos “electrodos de potencial”
• Es muy preciso a poca profundidad, y se utiliza en prospecciones mineras con mucha exactitud y en la búsqueda de aguas subterráneas.
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 6. Estudio de los 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.
• Son:• 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
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 6. Estudio de los meteoritosSideritos
Siderolitos
• No confundir con las “tectitas” o rocas de impacto
CondritasAcondritas
• Los terremotos se registran con sismógrafos y así obtenemos sismogramas
• 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.
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 7. Método sísmico
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 7. Método sísmico• Las ondas sísmicas son de tres tipos:• Primarias (P): son las más rápidas (6-13 km/s), y se propagan tanto por
sólidos como por líquidos (pero más lentas por líquidos). Longitudinales.• Secundarias (S): van más lentas (3-8 km/s), y se propagan solo por sólidos
(puesto que en líquidos la rigidez es nula). Son transversales.• Superficiales (L y R): son las más lentas pero las más peligrosas.
• Su comportamiento depende de la naturaleza de los materiales que atraviesan
Ondas S Ondas LOndas P
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 7. Método sísmico
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 7. Método sísmico
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 7. Método sísmico
• Del estudio de las ondas sísmicas se deducen una serie de capas y discontinuidades en el interior terrestre
Discontinuidad de Mohorovicic
Discontinuidad de Wiecher-Lehman
Ondas S
Ondas P
2 4 6 8 1410 12
1.000
2.000
3.000
4.000
5.000
6.000
Velocidad (km/s)
Profundidad (km)
Discontinuidad de Gutenberg
2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 7. Método sísmico
Discontinuidad de Repetti
35 y 70;8-10 km
670-1000 km
4900-5150 km
2900 km
6371 km
3. Estructura interna de la tierra
-Corteza
-Manto
- Núcleo
SIAL (silicio y aluminio) rocas graníticas
SIMA (silicio y magnesio) rocas basáltica
SUPERIOR
INFERIOR
EXTERNO
INTERNO
3. Estructura interna de la tierra
3. Estructura interna de la tierra
• Modelo dinámico:• Litosfera• Astenosfera• Mesosfera• Endosfera
Posteriormente se distinguieron dos modelos de la estructura terrestre:• Modelo geoquímico o estático:
• Corteza• Manto• Núcleo
3. Estructura interna de la tierra
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico
-Corteza
-Manto
- Núcleo
CONTINENTAL (35-70 km)
OCEÁNICA (8-10)
SUPERIOR (Desde D. de Moho hasta 670 km)ZONA DE TRANSICIÓN (de 670 -1000 km)INFERIOR (de 1000-2900 km)
EXTERNO (2900-4900 km)
INTERNO (5150-6371 km)
Estructura vertical
Estructura horizontal
Capa de sedimentosSuelo oceánicoCapa oceánica
DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC
DISCONTINUIDAD DE GUTENBERG
DISCONTINUIDAD DE LEHMANN-WIECHERT
Estructura vertical
Estructura horizontal
Cratones o escudosOrógenos o cordillerasPlataformas
Niveles superioresNiveles intermediosNiveles profundos
Talud continentalLlanura abisalFosa submarinaDorsal oceánica
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico: corteza
La corteza está formada sobre todo por silicatos, y es diferente en los continentes y en los océanos. Densidad de 2,7-3 g/cm3.
- Entre 35 y70 km de grosor.- La edad de las rocas puede superar los 3.800 m.a.
- Rocas poco densas (2,7g/cm3).- Es discontinua y de composición muy heterogénea.
- En la horizontal se distinguen: escudos o cratones, orógenos y plataformas continentales.
- En la vertical cabe distinguir diferentes tipos de rocas en función de la profundidad.
CORTEZA OCEÁNICA
- Entre 8 y10 km de grosor.- La edad de las rocas no supera los 200
m.a.- Rocas de densidad media (3 g/cm3).- Composición más homogénea.- En la horizontal se distinguen: talud
continental, llanura oceánica, fosa submarina y dorsal oceánica.
- En la vertical cabe distinguir una capa de sedimentos, un suelo oceánico y una capa oceánica.
- La capa de sedimentos es más gruesa a las orillas de los continentes que en medio del océano.
CORTEZA CONTINENTAL
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico: corteza oceánica (vertical)
Sedimentos
Lavas almohadilladas
Diques de basalto
Gabros
Capa de sedimentos
Suelo oceánico
Capa oceánica
- Es discontinua y de composición variada:•En niveles superiores: rocas sedimentarias, volcánicas (ácidas, graníticas) y metamórficas (bajo metamorfismo)•En niveles intermedios: rocas metamórficas y volcánicas (de carácter ácido a intermedio)•En zonas profundas: rocas muy metamorfizadas y básicas (menos Si)
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico: corteza continental (vertical)
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
CRATONES O ESCUDOS- Son áreas muy estables geológicamente (no han sufrido fragmentaciones ni
deformaciones por los movimientos orogénicos), con poca actividad sísmica y volcánica.
- Son normalmente los núcleos de los continentes.- Relieve muy poco pronunciado debido a una erosión prolongada, aunque
pueden aparecer recubiertos de sedimentos.- Formados por rocas metamórficas muy antiguas y magmáticas.
En la Península Ibérica las rocas más antiguas constituyen el escudo hespérico que se localiza en la zona de Galicia y la zona occidental de las dos mesetas.
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
Fig. 1 - Mapa de las zonas geológicas de la Tierra. En la leyenda aparecen indicadas las tres edades medias de la corteza oceánica y los distintos tipos de corteza continental: "shield" (cratones o escudos), "platform" (plataformas: escudos con sedimentos),"Orogen" (cadenas orogénicas), "Basin" (cuencas tecto-sedimentarias), "Large igneus province" (grandes provincias ígneas) y "Extended crust continental" (corteza adelgazada).
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
ORÓGENOS O CORDILLERAS- Son zonas muy activas geológicamente , con mucha actividad tectónica y
magmática.- Forman el relieve.- Formados por rocas sedimentarias y/o metamórficas entre las que aparecen
rocas magmáticas.- Los más antiguos son los Urales, los Apalaches y los Montes de Toledo.- Los más recientes son los Alpes, los Andes, el Himalaya, las montañas rocosas,
los Pirineos, etc.
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
PLATAFORMAS INTERIORES- Son depresiones entre los cratones y los escudos donde se depositan los
sedimentos procedentes de la erosión de los orógenos.- Son plataformas interiores la cuenca del Ebro y la depresión del Guadalquivir.
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
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 pendiente acusada que va
desde la plataforma continental hasta el fondo oceánico.
– Formado por surcos o cañones submarinos excavados por corrientes de agua.
– En su base se depositan los sedimentos procedentes de la plataforma continental.
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)LLANURA ABISAL– Son los fondos oceánicos que pueden contener islas sumergidas, volcanes submarinos y
guyots (montes de cima plana).FOSA SUBMARINA– Depresiones largas y profundas asociadas a las zonas de subducción.DORSAL OCEÁNICA– Cadenas montañosas (1-4 km de altura), sumergidas, de gran longitud (65000 km), que
atraviesan el centro de los océanos. En el centro se haya una depresión llamada rift y toda la cordillera esta fracturada por fallas transformantes.
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico: manto
• Desde la discontinuidad de Moho hasta la de Gutenberg.
• Tiene una densidad mayor (3,3 -5,5g/cm3)• Compuesto por rocas llamadas peridotitas
(silicatos ricos en hierro y magnesio)• Con distinta estructura según la profundidad:
entre 670-1000 km hay una discontinuidad (Repetti): manto superior y manto inferior
Espinela Perovskita
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo geoquímico: núcleo
• Su densidad va desde 10 hasta 13 g/cm3.
• Compuesto principalmente por Fe y también Ni, O y S y otros.
• Entre 4900-5150 km hay una discontinuidad (Wiecher-Lehman): núcleo externo (fluido) y núcleo interno (sólido)
LITOSFERA
ASTENOSFERA
MESOSFERA
ENDOSFERA
D. DE MOHOROVICIC
D. DE REPETTI
D. DE GUTENBERG
D. DE WIECHERT-LEHMANN
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo dinámico
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo dinámico: litosfera
• La litosfera es la capa dinámica externa y corresponde a corteza más la parte superior del manto por encima de la astenosfera.
• Es rígida y está formada por placas litosféricas (12 mayores y otras menores)
• Con un espesor de unos 50 km (océanos) y unos 300 km (continentes)
3. Estructura interna de la tierra
3.1. Modelo dinámico: astenosfera• La astenosfera tiene espesor variable (100-300 km) y se comporta de
manera plástica (sobre ella “flotan” las placas de la litosfera). Formada por silicatos de Fe y Mg, en un estado de semifusión (la velocidad de las ondas sísmicas disminuye). Se forma a partir de penachos térmicos que ascienden a través del manto.
• La endosfera equivale al núcleo, y tiene una parte externa fluida y una parte interna sólida. Su movimiento genera el campo magnético terrestre.
• La mesosfera equivale al resto del manto hasta los 2900 km. Es sólida y rígida, pero permite la existencia de corrientes de convección, desde la zona D. Y a veces es atravesada por plumas térmicas ascendentes que originarán puntos calientes.