tema-1-estructura-interna-de-la-tierra1

Vista previa del material en texto

TEMA 1 
ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA 
1. MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE 
Debemos recordar que el radio medio de la Tierra es de unos 6371 km. Fue ya calculado por el 
griego Eratóstenes (siglo III a.c.), con un error de 5 km. 
1.1. Métodos directos 
• Las minas: La más profunda de 3585 m. se encuentra en Sudáfrica. Es prácticamente 
nada comparado con el radio. 
• Los sondeos geológicos: Hasta 12 km. Se ha obtenido material del manto (peridotitas) 
• Los volcanes: Materiales muy variados dependiendo de la zona de la Tierra. Se ampliará 
cuando estudiemos la Tectónica de Placas. Materiales de hasta unos 100 km. 
• La erosión: Que deja al descubierto rocas profundas. 
Proporcionan información exacta, pero de poca profundidad. 
 
1.2. Métodos indirectos. 
• Gravimétrico: Se basan en los diferentes valores de la gravedad en la superficie de la 
Tierra. 
La aceleración de la gravedad en función de la densidad viene dada por la fórmula: 
𝑔 =
4
3
𝜋𝐺𝑑𝑅 
En esta fórmula, si la Tierra fuese una esfera perfecta y su densidad uniforme, el valor de 
R, sería el del radio de la Tierra. Como esto no es así, debemos utillizar una serie de 
correcciones para llegar a obtener el valor teórico de la gravedad en cualquier punto del 
planeta y así, si la medición que realicemos no concuerda, podremos deducir algunas 
características del interior de la Tierra en ese punto. 
Las correcciones utilizadas son las siguientes: 
• De latitud: Donde R debe ser el valor en la latitud en la que nos encontremos y 
no el radio medio de la Tierra. 
• Corrección de aceleración centrífuga: Es máxima en el ecuador y mínima en 
los polos. 
• Corrección de aire libre: Debida a la diferente altitud. 
• Corrección de Bouger: Debida la diferente densidad de la rocas que hay debajo 
de la medición 
• Corrección topográfica: Debida la las masas del relieve próximas al punto de 
medición como cordilleras. 
Una vez que se tiene el valor teórico, las variaciones encontradas se denominan ANOMALÍAS 
GRAVIMÉTRICAS.Estas nos permiten obetener información de los posibles materiales en la 
zona de medición. Cuando son positivas nos indican que hay materiales de mayor densidad y 
viceversa. 
• Estudio de la temperatura: El aumento que la temperatura con relación a la 
profundidad, se denomina gradiente geotérmico. 
 Su valor cerca de la superficie es de 3ºC cada 100 metros, pero al profundizar va 
disminuyendo a 0,6 ºC por cada km en el manto, y se estima una temperatura de unos 6000 ºC 
en el núcleo. 
• Estudio del magnetismo terrestre: Su origen se encuentra en la diferente velocidad de 
movimiento del núcleo externo respecto al interno, que produce un efecto dinamo. Se 
utiliza un magnetómetro, que detecta las anomalías magnéticas. Estas serán positivas en 
zonas con minerales metálicos y negativas en los casos de yacimientos salinos o rocas 
no metálicas como los granitos. 
 
• El método eléctrico:Utilizado como complemento a los anteriores para localizar fuentes 
de agua subterránea o yacimientos. 
 
• Estudio de meteoritos: Como todo el sistema solar se formó al mismo tiempo, su 
composición debe ser igual que la de la Tierra y por tanto nos informan de la 
composición de su interior. Existen meteoritos de composiciones parecidas a las 
distintas capas de la Tierra 
 
• El método sísmico: Se estudian las ondas sísmicas, que son producidas por los 
terremotos y detectadas en un sismógrafo. 
Se distinguen 3 tipos de ondas: 
• P. Las más rápidas, longitudinales y se propagan en todos los medios. 
• S. Más lentas, transversales y no se propagan en líquidos. 
• Superficiales. Son las causantes de los destrozos. 
 
Las ondas sísmicas se refractan cuando atraviesan materiales de diferente velocidad de 
propagación. Cuando pasan a un medio más lento se acercan a la normal y viceversa. 
 
Si representamos en una gráfica la velocidad de las ondas desde la superficie hasta el 
centro de la Tierra, se observan unos cambios bruscos de velocidad que son 
interpretados como los límites entre las capas. A estos límites se les denomina 
DISCONTINUIDADES. 
 
Las principales son: 
• MOHOROVICIC (7-10 km) 
• REPETTI (670-1.000 km) 
• GUTENBERG (2.900 km) 
• LEHMAN (5.150 km) 
 
 
 
 
 
2. LAS NUEVAS TECNOLOGÍAS APLICADAS A LA INVESTIGACIÓN GEOLÓGICA 
 
2.1. GPS: Permite controlar fenómenos geológicos lentos, como el movimiento de 
glaciares o líneas de costa. 
2.2. Teledetección y SIG: A través de imágenes captadas con diversos sensores que 
proporcionan distinta información de la misma zona. 
2.3. Tomografía sísmica: Gracias a la variación de velocidad de las ondas dentro de 
una capa se pueden deducir las zonas más calientes como las dorsales de otras 
más frías como las fosas oceánicas. 
 
3. ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA 
 
3.1. Modelo geoquímico: Se basa en la diferente composición mineralógica de los 
materiales. Se distinguen 3 capas: Corteza, Manto y Núcleo, separados por las 
discontinuidades de Mohorovicic y Gutenberg. 
 
• Corteza: Capa más externa. Se distinguen dos tipos: 
 
o Continental: De 35 a 70 km de espesor, heterogénea con rocas ígneas, 
metamórficas y sedimentarias y de menor densidad que la oceánica. 
Su antigüedad puede llegar a los 3.800 millones de años. Podemos 
diferenciar tres capas: 
• Sedimentaria: Capa discontinua de hasta 10 km de espesor. 
• Granítica: Rocas plutónicas ácidas y metamórficas como el Gneis. 
De unos 40 km de espesor. 
• Rocas básicas: Plutónicas como Dioritas y Gabros y metamórficas 
como la anfibolita. De 10 a 20 km de espesor. 
 
o Oceánica: De 8 a 10 km de espesor, muy homogénea y más densa. 
• Sedimentaria: Capa muy fina, sin consolidar y con un máximo de 
antigüedad de 180 m.a. Sólo en los bordes continentales existen 
espesores considerables y son inexistentes cerca de las dorsales. 
• Basáltica: De unos 2 km de espesor. La parte superior de lavas 
almohadilladas y la inferior columnas prismáticas. 
• Rocas densas básicas: Gabros y peridotitas procedentes del 
manto. 
 
• Estructura horizontal de la Corteza: La corteza presenta variaciones 
laterales, tanto en la oceánica como en la continental. 
 
o Corteza continental: 
Cratones, que son cordilleras del precámbrico y paleozoico. Con 
gran estabilidad. Relieve suavizado por la erosión. Constituyen los 
grandes escudos continentales. Los sedimentos no están plegados. 
Orógenos, que son cordilleras actuales. Son inestables, con 
actividad sísmica y volcánica. Rocas plegadas y relieve acusado. 
Plataformas interiores, situadas entre las dos estructuras 
anteriores y donde se acumulan gran cantidad de sedimentos. 
Precontinente: la corteza continental se prolonga bajo el mar 
mediante la plataforma continental, que llega a unos 200 metros 
de profundidad. En esta zona se encuentra el talud continental, 
que tiene una gran pendiente y en la que encontramos una serie 
de surcos, los cañones submarinos. Al final del talud se encuentra 
el límite con la corteza oceánica. 
 
o Corteza oceánica: 
 
Llanuras abisales: Forman la mayor parte del fondo oceánico, con 
una profundidad media de unos 4 km. Se pueden encontrar islas y 
guyots. 
Dorsales oceánicas: Son grandes cordilleras que cruzan los 
océanos, y pueden emerger como en el caso de Islandia o las 
Azores. Son de origen volcánico. No hay sedimentos. En el interior 
de las cordilleras se encuentra un valle profundo de unos 50 km 
denominado RIFT. La cordillera se encuentra fracturada de forma 
transversal por las fallas transformantes. 
Fosa submarina o abisal: Son depresiones alargadas de hasta 11 
km de profundidad. Son inmensas cuencas de sedimentación y 
están relacionadas con el choque de las placas litosféricas. 
• Manto: Compuesto principalmente de rocas básicas como la peridotita, 
ricas en silicatos de hierro y magnesio. Las ondas sísmicas determinan una 
zona de transición, entre los 650 y 1.000 km, que permite diferenciarel 
manto superior del inferior. 
• Núcleo: Formado por un 90% de Fe y el resto de Ni, S, etc. Se distingue el 
núcleo externo fundido, ya que las ondas S se detienen y el interno sólido. 
El límite está en unos 5.150 km. El movimiento relativo de uno sobre el 
otro provoca corrientes eléctricas que originan el campo magnético 
terrestre. 
 
3.2. Modelo dinámico: Se propuso durante el desarrollo de la teoría de la 
Tectónica de Placas. En este modelo se distinguen tres capas: 
 
• Litosfera: Capa más superficial y rígida. Constituida por la corteza y parte del 
manto superior. Se encuentra fracturada en placas litosféricas. Con un 
espesor variable de entre 50 km en los océanos y unos 100 a 300 km bajo 
los continentes. 
• Mesosfera: Llega hasta los 2.900 km. En esta capa se producen células 
convectivas con ascenso de material fundido caliente en forma de penachos 
o plumas, cuyo origen podría ser la capa D, límite entre el manto y el núcleo 
y descenso de fragmentos fríos en la zona de las fosas abisales. 
• Endosfera: Coincide con el núcleo del modelo geoquímico. 
 
ENLACES INTERESANTES 
Viaje al Centro de la Tierra 
Corteza, manto y núcleo 
 
https://youtu.be/0mzvijYb_RE
https://youtu.be/ArTDDBTV4Lk