TEMA 2, Apuntes de Ciencias Naturales. Universidad de Sevilla (US)
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Asignatura: fundamentos de las ciencias naturales, Profesor: Antonio Romero, Carrera: Educacion Primaria, Universidad: US
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TEMA 2. ESTRUCTURA Y COMPOSICION DE LA TIERRA

MÉTODOS PARA CONOCER EL INTERIOR DE LA TIERRA Métodos directos

• Muestreo y estudio de diferentes tipos de rocas. • Pozos y sondeos: los más profundos hasta 7 Km y el de Kola hasta 12

km. • Actividad volcánica • Afloramiento de rocas profundas de hasta 200 km de profundidad (Pipas

Kimberlíticas, Xenolitos, Ofiolitas) Métodos indirectos

• Experimentos de laboratorio realizados a alta P y T. • Métodos geofísicos

• Gravimétricos: permite conocer la densidad del planeta • Eléctricos: zonas superficiales • Magnético: estudia el magnetismo y paleomagnetismo

terrestre • Métodos sísmicos: son los que dan más información.

• Meteoritos: sideritos, aerolitos

1. Introducción. Parámetros físicos del planeta. La Tierra es un planeta esferoidal, cuyo radio medio es de 6370 Km. Su campo gravitatorio (9,78 m/s) presenta importantes variaciones locales, pero nos permite conocer la densidad media del planeta (5,5 g/cm3).

Gracias a la gravedad podemos conocer la densidad media del planeta La Tierra se encuentra dividida, desde la atmósfera hasta el interior, en capas cada vez más densas, como resultado de la gravedad y de haber pasado en su origen por una etapa fundida, al igual que el resto de planetas. Otra consecuencia importante de este período de fusión fue la desgasificación, que permitió la evolución gradual de la atmósfera primitiva.

Su estructura en capas es consecuencia de un período de fusión Presenta una emisión calorífica o flujo térmico bastante pequeño, cuyo valor medio es de 1,65 x 10-6 cal/cm2s (1,65 HFU), aunque en las áreas volcánicas el flujo térmico es mucho mayor. Este valor es despreciable si se compara con las 500 calorías que cada centímetro cuadrado de superficie recibe del sol, pero el calor solar no influye más allá de unos pocos metros de profundidad, mientras que el calor terrestre se incrementa con la profundidad.

La superficie terrestre presenta un flujo térmico variable, que puede ser muy elevado en las áreas volcánicas. Posee un campo magnético débil pero mayor que el del resto de planetas interiores, que cambia de polaridad con el tiempo. Las rocas se magnetizan según la intensidad y dirección del campo magnético que hubiera en el momento de su formación, quedando como un magnetismo remanente o paleomagnetismo.

El origen del campo magnético terrestre se debe a la existencia de un Núcleo externo fundido compuesto de hierro y níquel.

2. Estructura y composición de la Tierra. Los modelos sobre el interior terrestre se basan en deducciones derivadas de diversas disciplinas como la Física, la Química o la Astronomía del Sistema Solar. Sin embargo, el conocimiento de la estructura de la Tierra ha sido proporcionado fundamentalmente por el estudio de las ondas sísmicas, que permite definir las distintas capas terrestres, su estado físico, y propiedades como la densidad o sus constantes elásticas. El conocimiento de la composición de las distintas capas puede completarse con la observación directa de las rocas más superficiales y la comparación y analogía con meteoritos procedentes de otros cuerpos del Sistema Solar.

2.1. El estudio de la sismicidad. Las ondas sísmicas Las rocas pueden acumular energía elástica hasta que se supera el límite de rotura. Entonces se producen los terremotos. Los terremotos son vibraciones que se originan en la liberación de esa energía cuando las rocas se fracturan. Gracias al comportamiento elástico de las rocas, estas vibraciones se transmiten hasta llegar a superficie en forma de distintos tipos de ondas: Ondas superficiales: Vibran en el plano de la superficie, y son las que causan las consecuencias desastrosas de los terremotos. Pueden ser L o R. Ondas profundas o de volumen: Se transmiten por el interior terrestre y son las que se utilizan para su estudio. Pueden ser:

• Ondas P (longitudinales o primarias): Vibran hacia atrás y adelante en la dirección de propagación de la onda. Son las más rápidas, producen en la roca compresión y dilatación (efecto muelle)

• Ondas S (transversales o secundarias): con movimiento perpendicular a la dirección de propagación, lo que genera un retraso con respecto a las anteriores. Su principal característica es que no se propagan en los líquidos.

CONSECUENCIAS • Las ondas P viajan más rápidamente que las ondas S (~6,7 km/

s) y se transmiten a través de sólidos, líquidos y gases.

• Las ondas S son más lentas que las ondas P (~4,2 km/s). Las ondas S sólo se propagan en medios sólidos.

• La velocidad de las ondas aumenta con la elasticidad y la rigidez de los materiales, y disminuye con la densidad.

• La velocidad aumenta con la profundidad, porque la presión comprime las rocas aumentando su rigidez más rápido que la densidad.

METODOS SISMICOS • En materiales homogéneos las ondas viajarían en línea recta • En materiales heterogéneos, si son más compactos hacia zonas

profundas las ondas se curvan hacia la superficie. • Los cambios abruptos en la velocidad y la trayectoria se

denominan discontinuidades y nos permiten delimitar capas.

Cambios en las ondas sísmicas al atravesar el interior terrestre La energía que transportan las ondas sísmicas es absorbida por las rocas atravesadas según sea su densidad y rigidez. Las ondas sísmicas varían continuamente de velocidad y trayectoria en su recorrido a través de la Tierra, por esto, cada unidad rocosa tiene propiedades muy diferentes

• Cambios en la trayectoria: cada vez que se atraviesa un medio de distintas composición o estado físico, las ondas se refractan. Se producen zonas de sombre sísmica, es decir, lugares del planeta donde no se reciben las ondas

• Cambios en la velocidad: según la densidad (d), rigidez (μ) y elasticidad (K) de cada roca las ondas cambian su velocidad, que en general aumenta con la rigidez y disminuye con la densidad.

En general las ondas aumentan su velocidad a medida que aumenta la profundidad, debido a que la rigidez aumenta más rápidamente que la densidad. *Las ondas sísmicas pueden detectarse y registrarse en diferentes puntos de la Tierra con los sismógrafos

Las discontinuidades sísmicas El esquema clásico de la variación de las velocidades sísmicas en el interior de la Tierra, permite la división en tres capas de distinta composición (Corteza, Manto y Núcleo) separadas por discontinuidades netas. Es lo que se denomina el modelo terrestre estático:

El Moho (discontinuidad de Mohorovicic, 1909) ▲ Separa la Corteza del Manto ▲ Marcada por el aumento de velocidad de las ondas P y S ▲ No siempre bien definido. Se encuentra a distinta profundidad (entre 10 y 70

km)

▲ Más profundo bajo los continentes que bajo los océanos, lo que implica que la Corteza bajo los continentes es más gruesa.

▲ Más profundo bajo las cordilleras montañosas

Discontinuidad de Gutenberg (1914) ▲ Límite entre el Manto y el Núcleo, a 2900 km. ▲ Marcada por la desaparición de las ondas S y el brusco descenso de velocidad de

las P ▲ El Manto, atravesado tanto por las ondas P como por las S se encuentra en

estado sólido, sin embargo el Núcleo externo, por el que sólo se propagan las ondas P, se encuentra en estado líquido.

Discontinuidad de Lehmann (1936) ▲ Separa el Núcleo externo del Núcleo interno (5100 km) ▲ Marcada por un aumento de la velocidad de las ondas P, lo que hace pensar que

el Núcleo interno es sólido, frente al Núcleo externo que es líquido.

2.2. El modelo estático de la Tierra: Corteza, Manto y Núcleo Las capas definidas a partir del modelo de transmisión de las ondas sísmicas por el interior terrestre se diferencian tanto en su composición como en su estado físico.

Corteza: Es la capa rígida más externa de la Tierra. Es una capa mucho más fina que el resto, y es también la que presenta mayor variabilidad en cuanto a composición. Separada del Manto por la discontinuidad de Mohorovicic. La Corteza se divide en:

Corteza continental: presenta un espesor comprendido entre 20 y 70 Km (media 35-40 km). Está formada por rocas metamórficas y graníticas con un nivel superior de sedimentos. Su composición media se asemeja al de una granodiorita. Es rica en elementos como Si, O, Al, Na y K.

Corteza oceánica, con un máximo de 15 Km. de espesor, mucho más densa que la anterior y formada fundamentalmente por rocas basálticas y un espesor variable de sedimentos.

Ambas cortezas se distinguen por su edad: las rocas continentales más antiguas rondan los 4.000 millones de años, mientras que la Corteza oceánica más antigua se formó hace 180 millones de años.

La Corteza oceánica producida desde el origen del planeta ha sido paulatinamente destruida y se ha ido formando nueva. Así que la Corteza continental parece muy duradera aunque de crecimiento lento, frente a Corteza oceánica de rápido crecimiento pero totalmente reciclable en períodos del centenar de millones de años.

Manto: Separado del Núcleo por la discontinuidad Gutenberg. Es una capa rocosa sólida que se extiende hasta una profundidad de 2.900 km (82% del volumen total del planeta). El límite entre la Corteza y el Manto representa un cambio de composición. La mayor parte de los datos geofísicos, la comparación con meteoritos, así como la información que suministran las rocas superficiales que derivan de esta zona, permiten suponer que el Manto está compuesto mayoritariamente por rocas silicatadas, con mayores contenidos en Fe y Mg que la corteza.

Núcleo: Es la capa más interna. Tiene un tamaño mayor que el del planeta Marte. Dividido en Núcleo externo (en estado líquido) y Núcleo interno (en estado sólido). Ambos están separados por la discontinuidad de Wiechert- Lehmann situada a 5.100 Km.

El Núcleo externo y el interno tienen composiciones similares, sólo se diferencian en la capacidad de fluir del Núcleo externo, lo que genera el campo magnético terrestre. La composición del Núcleo se ha podido deducir a partir de la densidad, la existencia del campo magnético terrestre y la comparación con meteoritos, determinándose que tanto el Núcleo interno como externo están compuestos fundamentalmente por Hierro y contenidos menores de Níquel y Azufre.

2.3. El modelo dinámico de la Tierra. La máquina térmica terrestre El modelo dinámico de la Tierra explica su estructura en base al comportamiento de los materiales, no a su composición. El principal factor que afecta al comportamiento de estos materiales es la temperatura a la que se encuentran, aunque la densidad de los materiales y la presión a la que están sometidos también juegan un papel decisivo. En general la Tierra se caracteriza por presentar un aumento gradual de la temperatura, de la presión y de la densidad con la profundidad. El aumento de la temperatura con la profundidad se denomina gradiente geotérmico, y en la Corteza aumenta a razón de 30º por Km. Sin embargo, este gradiente no es constante en profundidad. A unos 100 Km. se calcula una temperatura entre 1.200ºC y 1.400ºC, mientras que se pueden superar los 6.700ºC en el centro del planeta. A estas temperaturas, si no fuera por el aumento de presión y densidad, nuestro planeta sería una bola fundida cubierta por una delgada capa exterior.

Tres procesos contribuyen al calor interno de la Tierra: • El calor liberado durante la formación del planeta • El calor producido al cristalizar el hierro que forma el Núcleo interno sólido • El calor debido a la desintegración de elementos radiactivos.

En la actualidad el planeta transmite al espacio más cantidad de su calor interno que el que se genera, por lo que la Tierra se enfría. La liberación de calor se produce en la Corteza y el Núcleo por conducción, (el Núcleo al ser metálico es muy buen conductor, mientras que la Corteza es muy mala conductora y funciona como un aislante). Sin embargo, en el Manto, el calor se libera mediante el mecanismo de convección.

La convección es un modo de transferencia de calor mediante el movimiento o circulación de una sustancia. Esto indica que el Manto, aun siendo sólido a las condiciones de temperatura y presión en las que se encuentra, tiene capacidad de fluir lentísimamente, es decir, se comporta plásticamente. El flujo convectivo del Manto mediante el cual la roca caliente menos densa asciende y el material más frio y denso se hunde, es el proceso más importante que actúa en el interior terrestre. El Manto en su contacto con el Núcleo presenta una zona de unos 200 km. denominada el “nivel D” donde las velocidades sísmicas son menores debido a la presencia de regiones parcialmente fundidas. Desde estas zonas se produce un ascenso de material caliente menos denso hacia la superficie que se denominan plumas térmicas.

La convección en estado sólido del Manto es un hallazgo de gran importancia geológica pues permite determinar una nueva capa terrestre:

La litosfera: capa de comportamiento rígido y transmisión de calor por conducción, frente al manto de comportamiento más plástico y transporte del calor por convección. Formada por la corteza y parte del manto superior

El flujo del Manto rompe la Litosfera en fragmentos denominados placas que se encuentran en movimiento impulsados por la convección (volcanismo, la sismicidad o el levantamiento de cadenas montañosas).

En el Modelo dinámico terrestre, denominado así porque explica el movimiento de las placas litosféricas, las capas quedan definidas por su comportamiento mecánico (rigidez) y el transporte del calor. Se compone de: ▲ Litosfera: Corteza + parte del Manto superior ▲ Mesosfera: resto del Manto ▲ Endosfera: se corresponde con el Núcleo

En la Litosfera, de comportamiento rígido, el calor se transmite por conducción. En la Mesosfera, de comportamiento plástico, el calor se transmite por convección. Tradicionalmente se ha descrito otra capa llamada Astenosfera (capa blanda y plástica situada debajo de la Litosfera).

3. La superficie terrestre. 2.4. Zonas continentales

Las masas continentales no quedan definidas por la línea de costa, cuya posición depende de muchos factores, fundamentalmente climáticos. Por continentes consideramos todos aquellos lugares constituidos por gruesa Corteza continental, que incluyen zonas sumergidas que enlazan con los fondos oceánicos propiamente dichos. Alguna de las zonas más relevantes de los continentes son:

Cratones o escudos: regiones relativamente planas, sin manifestaciones volcánicas ni sísmicas, constituidas por rocas muy antiguas, con signos de haber sufrido grandes deformaciones. Son, posiblemente, antiguas cordilleras montañosas arrasadas por la erosión a lo largo de los tiempos geológicos y constituyen actualmente los núcleos de los continentes sobre los que se apoyan las formaciones más jóvenes.

Cordilleras: son unidades montañosas de estructura lineal (cadenas) formadas por rocas más modernas que alcanzan grandes altitudes y presentan estructuras de plegamiento. Las más jóvenes se localizan en toda la margen oeste del continente americano (como los Andes).

2.5. Zonas oceánicas: Dentro de las cuencas oceánicas se pueden distinguir:

Llanuras abisales: fondos oceánicos propiamente dichos, constituidos por amplias superficies prácticamente planas con profundidades medias de 5000 m.

Dorsales: las llanuras abisales están recorridas por importantes cadenas montañosas denominadas dorsales. Recorren los océanos alrededor del globo terráqueo. Están formadas por sucesivas capas de lava, fracturadas y elevadas. Tienen una depresión central denominada rift y se extienden simétricamente a ambos lados de esta depresión. Algunas dorsales emergen sobre el nivel del mar como en el caso de Islandia o las Azores.

Fosas: Son surcos extremadamente profundos, que alcanzan a veces más de 11 Km. Son estrechas (100 km de anchura) y se localizan en los márgenes de los continentes, junto a las cadenas montañosas jóvenes, o junto a los arcos de islas volcánicas.

2.6. Zonas de transición (márgenes continentales pasivos): Entre las zonas emergidas y los océanos se pueden distinguir las siguientes regiones

Plataforma continental: zona de suave pendiente que se extiende desde la línea de costa hacia el mar. Puede alcanzar los 200 m de profundidad y hasta unos 50 Km. de extensión, pero sus dimensiones son muy variables. Es la zona donde se acumulan la mayor parte de los sedimentos que provienen de los continentes.

Talud: La plataforma se acaba en un brusco escarpe que las comunica con las grandes cuencas oceánicas.

Pie del talud: es la continuación del talud, pero con pendiente más suave. En él se acumulan grandes espesores de sedimentos.

En toda la zona de transición existe Corteza continental pero de grosor intermedio (unos 20 Km.) que denominamos Corteza de transición.

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