ORIGEN Y ESTRUCTURA DE LA TIERRA

1. TEMA 2 ORIGEN Y ESTRUCTURA DE LA TIERRA

2. EL ORIGEN DE LA TIERRA(TEORIA DE LOS PLANETESIMALES) • La Tierra se originó (al igual que el Sol y el resto de los planetas del Sistema Solar) hace unos 5.000 millones de años. • La Teoría de los planetesimales fue propuesta por Weizsäcker y Kuiper en 1940. • En un principio, el Sistema Solar provenía de una nebulosa fría de gas (H, He), polvo y restos de materiales de otras estrellas (supernovas). • Esta nebulosa empezó a contraerse (colapso gravitatorio) y a girar sobre si misma. • La mayor parte de la masa de esta nebulosa se concentró en el centro, dando lugar al Sol (las condiciones eran propicias para que tuvieran lugar reacciones de fusión nuclear). • El resto de la masa de la nebulosa quedo girando en una orbita alrededor del Sol (esta materia fue concentrándose creando cuerpos cada vez mayores: planetesimos → planetoides → planetas). • Las altas temperaturas del Sol provocaron la inestabilidad de las moléculas de hidrogeno y helio, que adquirieron velocidad de escape y emigraron a la zona externa del Sistema Solar, que es más fría y estable (así se originaron los planetas exteriores gaseosos: Júpiter, Saturno, Urano, Neptuno). • La fuerza gravitatoria y el giro sobre si mismo, confirieron la forma esférica a los planetas. • A medida que se fue enfriando la Tierra (en un principio era una esfera de material incandescente), los materiales mas densos (Fe, Ni) se acumularon en el centro de la Tierra, mientras que los materiales menos densos (silicatos) permanecieron en la corteza. De esta forma la Tierra se fue estructurando en distintas capas. • El viento solar (muy potente en el principio) arrastro hacia el exterior del Sistema Solar todos los pequeños cuerpos (meteoritos, cometas, etc..).

3. METODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA • DIRECTOS: • Minas: las más profundas han conseguido llegar a los 3.000 metros (el radio terrestre es de 6.400 km). • Sondeos geológicos: • Se utilizan sondas que perforan el terreno, obteniéndose una columna con los materiales (=testigo). • Permite conocer la estructura geológica de la corteza de la Tierra, pero no el resto de las capas de la Tierra (profundidad máxima 12 Km). • Material volcánico • INDIRECTOS: • Método densiometrico: estudio de la densidad de la Tierra. • Método gravimetrico: estudio de la gravedad de la Tierra. • Método térmico: estudio de la temperatura interna de la Tierra. • Método magnético: estudio del campo magnético terrestre. • Método eléctrico: estudio de los cambios de conductividad de las rocas. • Método sísmico: estudio de las ondas sísmicas. • Estudio de los meteoritos

4. Se basa en el estudio de la densidad de la Tierra (densidad= Masa/Volumen). CALCULO DE LA MASA: Según la Ley de la Gravitación Universal: F = G(M x m)/d2 Siendo: F= fuerza con que se atraen dos cuerpos. G= 6,67x10-11 m3/kg s2 (cte. de gravitación universal) M= masa de la Tierra. m= masa de un cuerpo cualquiera. d= radio de la Tierra (6400 Km). Según la Segunda Ley de Newton (Ley de fuerza): F = m x g Siendo: F= fuerza de movimiento de un cuerpo. m= masa de un cuerpo cualquiera. g= 9,8 m/s2 (aceleración de la gravedad). Igualando las dos formulas y despejando tenemos: G(M x m)/d2 = m x g M = (g/G) x d2 → M = 5,9 x 1021 Tm CALCULO DEL VOLUMEN: Consideraremos que la Tierra es una esfera de radio igual a 6400 Km (en realidad es un elipsoide de revolución achatado por los polos, pero la diferencia es muy pequeña): V = 4/3πR3 → V = 1,08 x 1011 Km3 Por lo tanto, la densidad media de la Tierra es igual a: 5,52 g/cm3 Densidad media superficial: 2,7 – 3,0 g/cm3 Densidad media interior Tierra: 9 – 12 g/cm3 METODO DENSIOMETRICO

5. Se basa en el estudio de las anomalías de gravedad que se producen en distintos puntos de la superficie terrestre debido a la presencia de materiales más o menos densos en el interior de la Tierra. La aceleración de la gravedad en la Tierra viene dada por: g= 4/3πRGδ Siendo: R= radio terrestre (6400 Km). G= cte. de gravitación universal (6,67x10-11 m3/kg s2) δ= densidad La aceleración de la gravedad media de la Tierra es: 9,8 m/s2 Anomalías gravimetricas: diferencia entre el valor de la gravedad real y la gravedad teórica en un mismo punto de la superficie terrestre. Positiva: se da en zonas de la Tierra donde el manto (mas denso) esta mas próximo a la superficie (corteza oceánica). Indica zonas con abundancia de materiales densos. Negativa: se da en zonas donde la corteza terrestre (menos densa) esta engrosada (corteza continental). Indica zonas con abundancia de materiales poco densos. METODO GRAVIMETRICO

6. METODO TERMICO • Se basa en el estudio de las anomalías del gradiente geotérmico en distintos puntos de la superficie terrestre. • Gradiente geotérmico: 33 ºC / 1000 metros de profundidad (sólo se mantiene los primeros 30-50 Km). • A partir de esa profundidad el gradiente geotérmico disminuye (si no lo hiciera la temperatura del interior de la Tierra sería de unos 200.000 ºC, cunado realmente es de 6.000 ºC). • Anomalías geotérmicas: • Positiva: se da en zonas de mayor actividad de las placas tectonicas (ej. Dorsales oceánicas, zonas de subducción). • Negativa: se da en zonas de escasa actividad de las placas tectonicas (ej. Fosas oceánicas, llanuras oceánicas). • El calor interno de la Tierra es debido al calor residual que quedó tras su formación y al calor producido por la desintegración de isótopos radiactivos.

7. METODO MAGNETICO • Se basa en el estudio de las anomalías magnéticas debido a la presencia de rocas con propiedades magnéticas (ricas en hierro) en el interior de la Tierra • La Tierra presenta un campo magnético debido a la existencia de un núcleo externo metálico y fluido en constante movimiento alrededor de un núcleo interno metálico sólido. • Localización de los polos magnéticos: • Positivo: cerca del Polo Sur geográfico. • Negativo: cerca del Polo Norte geográfico. • Anomalías magnéticas: son variaciones locales del campo magnético terrestre debido a la presencia de materiales ricos en hierro. • Positiva: se da en zonas con materiales ricos en hierro. • Negativa: se da en zonas con materiales pobres en hierro. • Los polos magnéticos no coinciden con los polos geográficos (existe una pequeña desviación= declinación magnética). • Declinación magnética: ángulo que forma el meridiano magnético con el meridiano geográfico. • Isógonas: líneas que unen puntos de la superficie terrestre que presentan la misma declinación magnética (cuando las isógonas están muy juntas indican zonas con materiales ricos en hierro). • Inversión de la polaridad: variación de 180º del campo magnético (estos cambios son impredecibles; la última inversión de polaridad tuvo lugar hace unos 800.000 años)

8. METODO ELECTRICO • Se basa en los cambios de conductividad eléctrica de las rocas (debido a que la conductividad de las rocas es muy pequeña, se utiliza la magnitud inversa: resistividad eléctrica). • Resistividad eléctrica: oposición de las sustancias al paso de corriente eléctrica (Ohmio) • ρ= K(V/I) • Siendo: • K= constante • V= diferencia de potencial (voltios) • I= intensidad de corriente (amperio) • El método eléctrico consiste en crear un campo eléctrico de intensidad eléctrica conocida (I) y calcular la diferencia de potencial (V). Este método no es preciso a profundidades superiores a 1000 metros: • Cuanto mayor es la diferencia de potencial (V) mayor es la resistividad eléctrica, y por lo tanto, menor es la conductividad eléctrica (ej. Rocas porosas). • Cuanto menor es la diferencia de potencial (V) menor es la resistividad eléctrica, y por lo tanto, mayor es la conductividad eléctrica (ej. Rocas metálicas).

9. METODO SISMICO (Introducción) • Se basa en el estudio de las ondas sísmicas cuando se produce un terremoto. • Es el método que proporciona mas información sobre la estructura interna de la Tierra. • Las ondas sísmicas son ondas elásticas que generan movimientos en un medio (son generadas generalmente por movimientos de las placas tectonicas, aunque también pueden ser generadas de manera artificial). • Las ondas sísmicas son detectadas por geofonos o sismógrafos. • La velocidad de propagación de una onda sísmica depende de las propiedades físicas de los materiales que atraviesa (densidad, rigidez, compresibilidad). • Hipocentro: punto en el interior de la Tierra donde se produce el terremoto; en este lugar se generan las ondas P (primarias) y ondas S (secundarias). • Epicentro: punto de la superficie terrestre situado en la vertical del hipocentro; en este lugar se generan las ondas L (superficiales) muy destructivas.

10. ONDAS P (primarias): Son ondas longitudinales (el suelo es comprimido y dilatado alternativamente en la misma dirección de la propagación de la onda). Son ondas rápidas (su velocidad es 1,7 veces superior a las ondas S). Se propagan por cualquier tipo de medio (aunque mas lentamente en los medios fluidos). Su velocidad de propagación depende de la rigidez y de la densidad del material que atraviese. ONDAS S (secundarias): Son ondas transversales (su desplazamiento es transversal a la dirección de propagación). Su velocidad es menor que las ondas P (suelen aparecer después de las ondas P). Solo se propagan en medios sólidos. Al igual que las ondas P, su velocidad de propagación depende de la rigidez y de la densidad del material que atraviese. ONDAS L (superficiales): Hay varios tipos (Love, Rayleigh) Son las que producen la mayor parte del daño en los terremotos. Son mas lentas de las ondas S METODO SISMICO (Tipos de ondas sísmicas)

11. Las ondas sísmicas (al igual que las ondas electromagnéticas, sonoras, etc.) sufren un proceso denominado refracción cuando atraviesan medios de diferentes materiales. Las ondas refractadas cambian su dirección de propagación, debido a que aumenta o disminuye su velocidad de propagación: Si la velocidad aumenta → aumenta su ángulo de refracción (ej. Agua → Aire) Si la velocidad disminuye → disminuye su ángulo de refracción (ej. Aire → Agua) La velocidad de las ondas depende del material que atraviese: Material muy denso → disminuye la velocidad de propagación. Material poco denso → aumenta la velocidad de propagación. El estudio de las distintas velocidades de propagación y ángulos de refracción de las ondas sísmicas han ayudado al estudio del interior de la Tierra (las ondas sísmicas se propagan a gran velocidad a medida que aumenta la profundidad hasta alcanzar los 2900 Km, las cuales disminuyen de velocidad de propagación y cambian de dirección). METODO SISMICO (Propiedades de las ondas sísmicas)

12. METODO SISMICO (Discontinuidades sísmicas) • DISCONTINUIDADES DE PRIMER ORDEN: producen cambios muy bruscos de la velocidad de propagación. • Discontinuidad de Mohorovicic: • Separa la corteza del manto superior. • Se localiza a unos 8-10 Km (corteza oceánica) y 35-70 Km (corteza continental). • Las ondas P y S aumentan su velocidad de propagación una vez atravesada la discontinuidad. • Discontinuidad de Gutenberg: • Separa el manto del núcleo externo. • Se localiza a 2900 Km. • Las ondas P disminuyen de velocidad y las ondas S desaparecen (por lo que se deduce que el núcleo externo es fluido; las ondas S solo se transmiten en medios sólidos). • DISCONTINUIDADES DE SEGUNDO ORDEN: producen cambios de la velocidad de propagación menos evidentes. • Discontinuidad de Repetti: • Separa el manto superior del manto inferior • Se localiza a 670 Km. • Las ondas P y S aumentan su velocidad de propagación. • Discontinuidad de Lehmann: • Separa el núcleo externo (fluido) del núcleo interno (sólido) • Se localiza a 5150 Km. • Las ondas P aumentan su velocidad de propagación.

13. ESTUDIO DE METEORITOS • La mayoría de los meteoritos que alcanzan la Tierra provienen del cinturón de asteroides (entre Marte y Júpiter). • Se consideran que son planetesimales que no han logrado consolidarse. • Debido a que todo el Sistema Solar se formó a partir de estos planetesimales, por lo tanto, los meteoritos tendrán una composición similar a los materiales del interior de la Tierra. • Tipos de meteoritos: • Acondritas: silicatos de hierro, calcio y magnesio (= similar al basalto de la corteza terrestre). • Condritas: silicatos de magnesio (=similar a las peridotitas del manto terrestres) • Sideritos y Siderolitos: hierro y níquel (=similar al núcleo terrestre).

14. ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA • La Tierra se estructura en capas concéntricas de distinto espesor. • Existen dos modelos que explican la estructura interna de la Tierra: • Modelo Geoquimico. • Modelo Dinámico.

15. MODELO GEOQUIMICO (I) • CORTEZA: • Corteza continental: • Espesor: 30 – 80 Km. • Composición: muy heterogénea (formada por rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas): • Nivel superior: preferentemente rocas sedimentarias e ígneas (rocas acidas= alto contenido en SiO2; ej. Cuarzos). • Nivel intermedio: preferentemente rocas ígneas y algo de metamórficas. • Nivel inferior: preferentemente rocas metamórficas y algo de ígneas (rocas básicas= ricas en hierro y magnesio; Ej. Basalto). • Rocas de mayor antigüedad (hasta 3.800 millones de años). • Zonas: • Cratones o escudos: masa de tierra continental que no ha sufrido fragmentación o deformaciones, al no haber sido afectada por movimientos tectonicos; suelen ser llanos y formadas por rocas muy antiguas. • Orogenos o cordilleras: son masas elevadas del terreno, con una alta actividad tectonica y magmática reciente; formadas por rocas mas recientes. • Plataformas interiores: son depresiones del terreno situadas entre los cratones y los orogenos y formada por restos de sedimentos provenientes de los orogenos. • Plataformas continentales: sumergidas bajo el agua de los océanos (hasta 1.000 m); de pendiente suave; formada por sedimentos procedentes de los continentes. • Talud continental: sumergida bajo el agua de los océanos (hasta 4.000 m); de pendiente pronunciada; formada por sedimentos provenientes de los continentes. • Corteza oceánica: • Espesor: 8 – 12 Km. • Composición: bastante uniforme: • Nivel superior: capa de sedimentos (mas cantidad cerca de los continentes). • Nivel intermedio: capa de basaltos (roca ígnea procedente del magma). • Nivel inferior: capa de gabro (=basalto cristalizado). • Constituida por rocas de menor antigüedad (200 millones de años). • Zonas: • Llanura abisal: son los fondos oceánicos (profundidad media= 4.000 m). • Fosa oceánica: generalmente asociadas a las zonas de subducción tectonica (la mas profunda: Fosa de las Marianas= 11.034 m). • Dorsales oceánicas: son cordilleras submarinas; suelen presentar una fractura central estrecha (=Rift) por donde sale el magma y permite la expansión de los fondos marinos.

16. MODELO GEOQUIMICO (II) • MANTO: • Tiene un espesor de 2.900 Km (desde la discontinuidad de Mohorovicic hasta la discontinuidad de Gutenberg). • Constituidas por rocas ígneas silicatadas (silicatos de Mg y Fe) → peridotitas. • Esta dividido en dos partes: manto superior (menos denso) y manto inferior (más denso), separados por la discontinuidad de Repetti (670 Km). • NUCLEO: • Tiene un espesor de 3.500 Km (desde la discontinuidad de Gutenberg). • Constituido principalmente por Fe y Ni. • Esta dividido en dos partes: núcleo externo (fluido) y núcleo interno (sólido), separados por la discontinuidad de Lehmann (5.150 Km).

17. LITOSFERA: Es la capa mas superficial (comprende la corteza y parte del manto superior). Espesor: 50 – 300 Km. Es rígida y se encuentra fragmentada (placas litosfericas) ASTENOSFERA: Situada por debajo de la litosfera. Su espesor es muy variable (100 – 1.000 Km). Esta constituido por el manto fluido. En ella se dan las corrientes convectivas que originan el movimiento de las placas tectonicas. MESOSFERA: (no confundir con la capa atmosférica situada por encima de la estratosfera) Situada por debajo de la astenosfera. Constituida por el manto más denso (hasta una profundidad de 2.900 Km). ENDOSFERA: Situada por debajo de la mesosfera. Constituido por el núcleo. MODELO DINAMICO