Estructura interna de la Tierra CRDITOS

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Estructura interna de la TierraCRÉDITOS

• Autoría de la presentación en Power Point Juan
  Ignacio Noriega Iglesias
• Texto (con modificaciones) e imágenes procedentes
  de
• Biología y Geología 1Bachillerato
• Autores del texto Natividad Ferrer Marí, Miguel
  García Vicente, Manuel Medina Martínez.
• Editorial Bruño
• Madrid, 2002
• ISBN 84-216-4329-0
• El resto de las imágenes procede de diversas
  fuentes en Internet.

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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos directosSondeos en la litosfera
Glomar Challenger
Joides
Los sondeos en la litosfera se realizan allí
donde ésta es más delgada litosfera oceánica
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos gravimétricos (I)

• El objetivo principal de la gravimetría es medir
  anomalías en el campo gravitatorio de la Tierra
  causadas por cambios de densidad entre distintos
  materiales
• Se parte de valores teóricos de la gravedad,
  calculados para determinados puntos ubicados en
  una superficie teórica, el geoide (superficie
  media del mar), que comprende todos los puntos
  con igual valor de la gravedad, ignorando la
  existencia de relieves y depresiones
• Para que la forma de la Tierra coincidiera con la
  del geoide, los continentes tendrían que estar
  rebajados hasta el nivel del mar
• Los valores de gravedad calculados para el geoide
  han de ajustarse para aplicarlos a una forma más
  real del planeta (no tan esférica como el
  geoide) el elipsoide (de mayor radio en el
  ecuador que en los polos y, por tanto, de
  diferente valor de gravedad en ambos extremos
  debido a la distancia al centro de la Tierra)
• Si la densidad de la Tierra fuera uniforme,
  conocida la altitud y la latitud de un punto del
  elipsoide, se calcularía su valor de la gravedad
  con la expresión
• gt 978,04 (10,0052 sen2F-0,0000059 sen22F)
• (donde F es el ángulo de latitud y gt se da en
  gal (cm/s2)

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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos gravimétricos (II)

• La Tierra tiene una figura geométrica que no
  corresponde a una figura de revolución perfecta.
  Decimos que es como una esfera pero achatada por
  los polos.
• Desde el punto de vista del análisis
  gravimétrico, podemos encajar la forma del
  planeta en una de las siguientes figuras
• Elipsoide, definido como la figura que mejor
  contiene a la forma real de la Tierra. Es
  sustituir la Tierra por otra ideal (sin
  considerar prominencias ni depresiones) y sobre
  ella efectuar las mediciones.
• Geoide, que tiene una base menos matemática. Si
  unimos los puntos de la Tierra que tienen igual
  gravedad y esta gravedad es la que hay en la
  superficie del mar, se nos forma tambien una
  figura geométrica, pero ya no regular y perfecta,
  sino con deformaciones que suben y bajan
  dependiendo de la composición y de la densidad de
  la masa de tierra situada debajo de cada punto
  (que influye en el valor de la gravedad).
• Digamos que, el elipsoide es una figura
  matemática, mientras que el geoide es una figura
  física.

Geoide oceánico
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos gravimétricos (III)

• El valor teórico gt ha de ajustarse, pues no es
  lo mismo medir la gravedad en lo alto de un
  montaña que en el fondo del mar
• Por ejemplo, para la medición en la cima de una
  montaña, se aplica la
• Corrección simple de Bouger (1750), que tiene en
  cuenta la masa rocosa que hay entre el punto de
  medición y la superficie del geoide
• Corrección topográfica (o total de Bouger), que
  tiene en cuenta la presencia de valles (defecto
  de masa) o colinas cercanas (incremento de masa)
• El valor gt corregido se contrasta con el valor
  experimental, es decir, con el dato de campo
  obtenido con el gravímetro
• Las diferencias entre los valores calculados (los
  esperados) y los obtenidos (los de campo) son
  denominadas anomalías gravimétricas
• Anomalía gravimétrica positiva se obtiene más
  gravedad de la esperada (típico del fondo del
  mar)
• Anomalía gravimétrica negativa se obtiene menos
  gravedad de la esperada (típico de los orógenos)

Gravímetro
Gravímetro portátil
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos gravimétricos (IV)

• Las anomalías gravimétricas positivas se explican
  como que los materiales rocosos son más densos de
  lo esperado
• La corteza oceánica es más densa de lo esperado
• Las anomalías gravimétricas negativas se explican
  como que los materiales rocosos son menos densos
  de lo esperado
• La corteza continental (sobre todo en los
  orógenos) es menos densa de lo esperado ? que hay
  un defecto de masa en los orógenos

Variaciones locales de la gravedad debidas a la
presencia de una masa más densa y medibles con el
gravímetro
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos gravimétricos (V)

• Se ha demostrado que la corteza es menos densa en
  las masas montañosas que bajo las llanuras, y
  bajo las llanuras menos que en los océanos.
• Todo sucede como si bloques de la corteza
  emergieran tanto más cuanto menos densos fueran
  (como flotadores de madera situados en una cubeta
  con agua, hundiéndose según su densidad).
• Esta es la idea del equilibrio isostático en la
  corteza terrestre.

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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos gravimétricos (VI)

• El descubrimiento de que las masas montañosas
  tienen menos densidad que las planicies que las
  rodean proviene de los primeros estudios
  geodésicos realizados por ingleses en la India,
  cerca de los Himalayas, en la década de 1840. En
  estos estudios participaron George Everest, Airy
  y Pratt.

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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos gravimétricos (VII)

• En realidad los bloques en equilibrio no tienen
  todos el mismo espesor, y por otra parte, el
  'fluido' en el cual reposan los continentes no es
  comparable con el agua, sino con un material muy
  viscoso el equilibrio no es perfecto y no debe
  llamarse hidrostático, sino isostático.
• Las presiones ejercidas por el peso de los
  bloques se igualan con el empuje en una
  superficie situada a 60 km de profundidad,
  llamada superficie de compensación isostática,
  por debajo de la cual el reparto de las masas es
  regular.

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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos gravimétricos (VIII)
Principio de la Isostasia (Dutton, 1892) Tanto
los excesos como los defectos de masa quedan
compensados hidrodinámicamente a cierta
profundidad (superficie de compensación), como un
iceberg en el agua.
Según Pratt Las montañas no son simplemente
masas yacentes sobre la superficie de la Tierra,
sino que se originaron a causa de las
temperaturas anormalmente elevadas del interior
de la Tierra, que determinaron la dilatación de
los materiales y por consiguiente una disminución
de su densidad. La prominencia de las montañas es
consecuencia de la expansión, sin implicar la
presencia de nuevas masas materiales
Si hay erosión o masa de hielo que se funde, el
bloque pierde masa y se eleva (Escandinavia),
modificándose el equilibrio isostático
Según el modelo de Airy, la raiz de una montaña
de 1 km de altura sería de aproximadamente 5 km
Hundimiento por gravedad
Material fluido más denso en parte inferior
Empuje
Modelo de Pratt bloques de diferente densidad,
pero diferente tamaño, y que alcanzan la misma
profundidad. SC fija
Modelo de Airy Bloques de igual densidad, pero
de diferentes masas. Los más masivos se hunden
más. Superficies de compensación diferentes
Antes dos capas en corteza SIAL (poco denso)
SIMA (más denso) sobre capa fluida más densa
Ahora corteza más compleja sobre capa fluida mas
densa (astenosfera y corrientes de convección)
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos gravimétricos (IX)

• El equilibrio isostático puede romperse, por
  ejemplo
• 1. Al formarse una cordillera.
• 2. Si una fuerte erosión aligera un bloque
  montañoso (se le retira masa), acumulándose los
  materiales sobre otro bloque, suboceánico, por
  aporte y sedimentación (se le incrementa masa).  
• 3. Si un aumento de temperatura funde un espeso
  casquete glaciar que recubre un bloque.  
• El equilibrio tiende a reestablecerse mediante
  movimientos verticales el bloque aligerado
  tiende a elevarse y a hundirse el sobrecargado,
  debiéndose producir movimientos de los materiales
  fluidos infracorticales.  
• Un ejemplo de este tipo de movimiento se ha
  podido estudiar en Escandinavia, donde se está
  produciendo un movimiento isostático debido a la
  fusión del casquete glaciar cuaternario, hace
  cerca de 10.000 años. El movimiento continúa a
  razón de 1 m por siglo, hasta tal punto que los
  puertos del golfo de Botnia han disminuido
  notablemente su calado.

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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos gravimétricos (XI)
Observa los diferentes valores de densidad de la
corteza oceánica (basalto) y la corteza
continental (granito)
Donde el empuje desde el manto se compensa con el
hundimiento por gravedad de la corteza
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos gravimétricos (XII)
Red gravimétrica española
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos gravimétricos (XIII)

• Aplicaciones industriales de los métodos
  gravimétricos
• Minería
• Localización de yacimientos de minerales
  metálicos
• Localización de yacimientos de minerales no
  metálicos
• Geotecnia
• Elaboración de mapas 3D del substrato rocoso
• Detección de cavidades
• Medio ambiente
• Caracterización de lugares para posibles
  vertederos (acuíferos, etc.)

Las zonas en tonos azules representan cavidades
(menor gravedad de la esperada)
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geotérmicos (I)
Materiales fluidos del núcleo externo que se
incorporan al núcleo interno como sólidos (cambio
de estado ? calor)
Esta energía produce los fenómenos meteorológicos
? procesos externos
Suministro de calor externo sólo se absorbe el
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La desintegración radiactiva es un importante
generador de calor
Flujo geotérmico generado por diversos factores
Diferentes velocidades de rotación producen
fricción entre capas ? calor
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geotérmicos (II)
Célula convectiva
Dorsal atlántica (anomalía térmica positiva)
Enfriamiento ? aumento de densidad
Calentamiento ? disminución de la densidad
El calor interno de la Tierra llega a la corteza
por convección, con desplazamiento de masas y
formando células convectivas
El calor interno de la Tierra llega a la corteza
por conducción, sin desplazamiento de masas
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geotérmicos (III)
La emisión de flujo térmico en la corteza no es
uniforme
Anomalías geotérmicas negativas fosas oceánicas
Anomalías geotérmicas positivas dorsales
oceánicas
La presencia de volcanes en superficie demuestra
la existencia de temperatura internas tan altas
como para fundir la roca (magma)
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geotérmicos (IV)
Progresiva disminución del flujo térmico a medida
que nos alejamos del eje de la dorsal (la
litosfera se hace más gruesa)
Y el especial caso del flujo térmico en Islandia
Los continentes son zonas de mayor grosor, por
donde el calor difunde mal
Las dorsales son zonas de poco grosor
litosférico, por donde el calor fluye bien a la
superficie
El flujo térmico en superficie es máximo en las
zonas de dorsales oceánicas
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geomagnéticos (I)
Descripción del campo magnético terrestre
Polos magnéticos no coinciden con polos
geográficos ? ángulo de declinación magnética
Las líneas de flujo tienen trayectoria curva
salen del polo N magnético actual y entran al
polo S magnético actual
Aunque los polos magnéticos se mantienen
estáticos un tiempo, no así el ecuador magnético,
que cambia lentamente
El campo magnético varía con el tiempo en
intensidad y orientación
En el polo Norte una aguja imantada permanecerá
vertical, en el ecuador, horizontal
La intensidad está disminuyendo progresivamente
El campo magnético terrestre es dipolar, aunque
irregular y cambiante
Muchas variaciones locales frente a los valores
esperados
Migraciones de los polos e inversiones de la
polaridad
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geomagnéticos (II)
Origen del campo magnético terrestre
El campo magnético se origina a partir del campo
electrico producido por corrientes de convección
en el núcleo externo líquido, a su vez causadas
por fuentes de calor diversas (diapos. 14)
Calor proveniente de la concentración de
materiales en el núcleo interno
Calor proveniente de la desintegración de
elementos radiactivos
Calor proveniente de las rotaciones diferenciales
y el rozamiento asociado
Turbulencias debidas a la rotación diferencial
entre núcleo externo, núcleo interno y manto
Turbulencias debidas a la rotación del planeta
El campo magnético así generado, produce un campo
eléctrico que retroalimenta el proceso
Las irregularidades en el campo dipolar se
producen por turbulencias en los movimientos
convectivos del núcleo externo
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geomagnéticos (III)
Modelo actual del campo magnético terrestre
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geomagnéticos (IV)
Cambios en la polaridad
El proceso de inversión de la polaridad
transcurre en unos 2000 años
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geomagnéticos (V)
Prospección magnética
Mediciones locales del campo magnético con
magnetómetros
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geomagnéticos (VI)
Paleomagnetismo (I)
WHEN NORTH GOES SOUTH Three-Dimensional
Simulation of Geomagnetic Field Reversal
Las inversiones de la polaridad y su reflejo como
magnetismo remanente en rocas con minerales
ferromagnéticos formadas en la época
Líneas de flujo del campo magnético en el momento
de formación de la roca
Medición del paleomagnetismo en arcillas
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geomagnéticos (VII)
Paleomagnetismo (II)
Líneas de flujo del campo magnético en función de
ubicación de los polos
Erupciones volcánicas en diferentes épocas
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geomagnéticos (VIII)
Paleomagnetismo (III)
Comprobación de las inversiones de la polaridad
en los fondos oceánicos cercanos a las dorsales
Inversiones de la polaridad magnética en los
últimos 5 m. a.
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geomagnéticos (IX)
Paleomagnetismo (IV)
Aplicaciones al estudio de la dorsal Atlántica de
las inversiones de la polaridad magnética
demostración de la acreción
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos geomagnéticos (X)
Paleomagnetismo (V)
Como las curvas, aunque paralelas, no coinciden,
las posiciones de ambos continentes a lo largo
del tiempo han cambiado movimiento de las placas
litosféricas
La migración de los polos magnéticos datos para
Norteamérica y Europa
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos sísmicos (I) Las ondas
sísmicas (I)
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos sísmicos (II) Las
ondas sísmicas (II)
Cuanto más denso, rígido y compacto sea el medio,
mejor será la propagación de las ondas P y S
Superficiales Rayleigh
Se propagan por medios sólidos y líquidos
Vibración elíptica característica
Se propagan sólo por medios sólidos
P
S
Superficiales Love
Vibración normal a la dirección de propagación
Ondas de compresión
Ondas transversales
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos sísmicos (III) Las
ondas sísmicas (III)
Sismógrafo
El desfase en los trenes de ondas P y S en el
sismógrafo
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos sísmicos (IV) Las
ondas sísmicas (IV)
Menos denso
Incremento de la velocidad
Refracción
Más denso
Disminución de la velocidad
Refracción
Menos denso
Reflexión
Las ondas S no se propagan por el núcleo externo
La trayectoria de las ondas sísmicas P y S por el
interior del planeta se rige por la ley de Snell
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos sísmicos (V) Las ondas
sísmicas (V)
Cambios bruscos en la velocidad de las ondas P y
S han dado pie a la hipótesis de la astenosfera
La velocidad de las ondas S se hace 0 al comienzo
del núcleo externo
La velocidad de las ondas P se reduce al comienzo
del núcleo externo
Las zonas de sombra demuestran la existencia de
capas diferentes
Cambios bruscos en la velocidad de las ondas P y
S han servido para definir las discontinuidades
Si las ondas S no se detectan, quiere decir que
hay una capa fluída
Gráfica de Jeffreys-Gutenberg de la velocidad de
las ondas sísmicas P y S
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos sísmicos (V)
Discontinuidades
Separa la litosfera de la astenosfera
Separa el manto superior del inferior
La d. de Gutenberg separa el manto inferior del
núcleo externo
Separa el núcleo externo del interno
D es una capa (no discontinuidad) delgada (100 a
200 km), con descenso en velocidad ondas sísmicas
y en densidad. Intercambio de materiales entre
manto y núcleo. Importante papel en la generación
de plumas magmáticas del manto
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos sísmicos (VI) La
tomografía sísmica
Las ondas sísmicas P y S se propagan más
rápidamente cuanto mayor sea la rigidez, densidad
e incompresibilidad del medio y más lentamente
en las zonas más calientes y de menor densidad
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosMétodos sísmicos (VII) La
reflexión sísmica (I)
Red de geófonos
La reflexión sísmica permite detectar capas de
rocas diferentes, estructuras tectónicas
(pliegues, fallas), acuíferos, bolsas de
petróleo, gas natural, etc.
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosOtros métodos La reflexión
por ultrasonidos
La reflexión por ultrasonidos permite detectar
capas de sedimentos diferentes, estructuras
tectónicas (pliegues, fallas), bolsas de
petróleo, gas natural, etc.
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La estructura interna de la TierraGeofísica
Métodos indirectosCómo se genera un tsunami?

• Maremotos virtuales
• On the morning of December 26, 2004, many coastal
  residents of northwestern Sumatra were startled
  as water at the shore dramatically receded below
  the normal low-water mark, leaving fish flapping
  on the exposed beach. The people drawn closer to
  the coast by this remarkable sight surely didn't
  know how to explain the water's bizarre behavior.
  Yet even in the early hours of the tsunami
  disaster, scientists began to grasp what was
  happening. In the following days, using maps of
  the seafloor and seismic data, tsunami
  researchers produced remarkably accurate computer
  simulations of the monstrous series of waves that
  took hundreds of thousands of lives. In this
  interactive, examine some of these models and
  other graphics that reveal details of the tsunami
  from its initial generation in deep water to its
  deadly collision with coasts around the Indian
  Ocean (Susan K. Lewis)

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La estructura interna de la TierraOrigen del
planeta y estructuración en capas
Los materiales más densos, por gravedad, tienden
a ubicarse en el centro del planeta, los menos
densos ascienden a la superficie
La consecuencia es un planeta estructurado en
capas (las superiores de menor densidad que las
inferiores)
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La estructura interna de la TierraLas capas de
la geosfera (I)
La presión en el interior del planeta se
incrementa con la profundidad
A 3 km de profundidad 1000 atm
Minerales y rocas se comportan de modo muy
diferente a esas diferentes presiones y
temperaturas
A 400 km de profundidad 133.000 atm
A 2900 km 1,3x106 atm
A 2900 km 4500 ºC
A 400 km de profundidad 1800 ºC
A 3 km de profundidad 100 ºC
La temperatura en el interior del planeta se
incrementa con la profundidad
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La estructura interna de la TierraLas capas de
la geosfera (II)
Silicatos de aluminio, ligeros
Corteza parte superior del manto superior
Silicatos de Fe y Mg (peridotita)
El resto del manto superior. Rígido
Zona de transición (espinela)
Si hay astenosfera semifusión
Silicatos de Fe y Mg (perovsquita)
Rígido
Silicatos de Fe y Mg (magnesio-wustita)
Capa D (transición entre manto y núcleo) FeO,
FeS, silicatos de Fe y Mg
Fluido
Aleación Fe-Ni (7de Ni) S
Rígido
Model geoquímico
Modelo dinámico
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La estructura interna de la TierraLas capas de
la geosfera (III) La corteza
Tres tipos de corteza según la zona del planeta
Corteza continental (orógenos y escudos) rocas
de más antigüedad mayor espesor que la corteza
oceánica espesor variable (30-70 km) y densidad
media de 2,7 g/cm3
Corteza oceánica rocas más recientes (no hay
corteza oceánica más antigua de 200 m. a.)
espesor de 6-10 km y densidad media de 3 g/cm3
1 Capa de sedimentos
Corteza
2 Capa de basaltos (p. 82)
Litosfera Corteza parte superior del manto
superior
3 Capa de gabros (p. 82)
Sedimentos rocas de bajo metamorfismo (p. 84)
Discontinuidad de Mohorovicic separa corteza de
manto superior
Granitos rocas de metamorfismo medio (p. 84)
Gabros rocas de metamorfismo alto (p. 84)
Andes, Pirineos, Alpes, Cáucaso, Himalaya, Urales
Interior de Norteamérica, África, Siberia,
Brasil, Australia
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La estructura interna de la TierraLas capas de
la geosfera (III) Manto y Núcleo
Corrientes de convección del manto de corto
recorrido
Manto superior silicatos de Fe y Mg (peridotita,
p. 82)
Corrientes de convección del manto de largo
recorrido
Zona de transición (espinela)
Relación con los llamados puntos calientes (p. 42)
Manto inferior silicatos de Fe y Mg (perovsquita)
Capa D (200-400 km) zona de transición entre
manto y núcleo externo
Densidad 9 g/cm3 Temperatura 4000-6000 ºC
Corrientes de convección del núcleo externo
generadoras del campo magnético
Densidad 13 g/cm3 Temperatura 6000-6600 ºC
El manto se extiende desde la discontinuidad de
Moho hasta los 2900 km
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La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasLas placas litosféricas (I)
Las actividades sísmicas y volcánicas definen en
muchas ocasiones los límites entre las placas
litosféricas
Algunas placas son exclusivamente oceánicas
(Nazca), otras se extienden por océano y
continente (Indoaustraliana)
Rift-valley continental (futura dorsal?)
Colisión entre continentes (obducción)
Borde constructivo (acreción)
Borde neutro (falla transformante)
Borde destructivo (subducción)
Las placas parecen desplazarse por causa de
corrientes de convección de corto o largo
recorrido y el tirón que se produce al subducir
la litosfera por gravedad
En unas zonas (las de acreción) se crea
litosfera, en otras (de subducción) se destruye,
y en otras ni se crea ni se destruye (zonas de
fallas transformantes)
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La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasLas placas litosféricas (II)
Hay un equilibrio a largo plazo entre zonas de
creación de litosfera y zonas de destrucción, por
eso el planeta ni aumenta ni disminuye su tamaño
46
La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasLas placas litosféricas (III) Zonas de
acreción (I)
Litosfera oceánica más fina en la dorsal, más
gruesa a medida que se aleja de la dorsal
Fallas transformantes perpendiculares al eje de
la dorsal
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La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasLas placas litosféricas (IV) Zonas de
acreción (II)
Fosa tectónica (graben) y valle del rift
(rift-valley) típicos de la dorsal Centroatlántica
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La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasLas placas litosféricas (V) Puntos
calientes (hot spots)
Movimiento de la placa del Pácífico
Los puntos calientes son zonas fijas de
vulcanismo activo en el interior (no en los
bordes) de placas. Tienen relación con las plumas
térmicas originadas en la capa D. El punto
caliente permanece inmóvil respecto a la placa,
que se mueve, originándose así cadenas de volcanes
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La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasLas placas litosféricas (VI) Zona de
subducción
Vulcanismo y plegamientos de sedimentos que
originan orógenos asociados a la subducción
Fosa oceánica (intensa sedimentación)
Magmatismo y metamorfismo asociados a la
subducción
El tirón de la zona de subducción ayuda a la
expansión de la dorsal
Zona de fricción, de fusión y de focos sísmicos,
interpretada como plano de Wadati-Benioff. La
litosfera que subduce puede llegar hasta la capa
D
La litosfera oceánica, más densa que la
continental, se introduce por debajo de ésta,
subduce por gravedad y tira del resto de la
placa
50
La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasLas placas litosféricas (VII) Zonas de
acreción y subducción y puntos calientes
Supuesto caso de África oriental
Los arcos insulares son estructuras tectónicas
típicas de algunos bordes de subducción
(Aleutianas, Filipinas, Japón)
Materiales sedimentarios y de litosfera oceánica
que acabarán formando parte del continente,
haciéndole crecer
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La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasLas placas litosféricas (VIII) Zonas de
subducción, orógenos y zonas de obducción
Borde de obducción
El Himalaya es un ejemplo de orógeno de colisión,
en los que no hay magmatismo
En el borde de obducción se presentan ofiolitas,
rocas que son restos de litosfera oceánica que no
ha subducido y ha sido atrapada en la masa
continental
Los continentes crecen por aposición de
fragmentos de litosfera que no subducen
(microcontinentes)
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La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasLas placas litosféricas (IX) Bordes
destructivos con orógenos activos de tipo chileno
Convergen una placa océanica y una zona de una
mixta
Sedimentos de fosa oceánica poco profunda
plegados forman prisma de acreción (crecimiento
continental)
Magmatismo asociado (pp. 78, 80)
Plano de Wadati-Benioff poco inclinado (focos
sísmicos poco profundos)
Son orógenos denominados de tipo chileno por ser
la cordillera de los Andes la más representativa
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La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasLas placas litosféricas (X) Bordes
destructivos con orógenos activos tipo Marianas
Convergen dos litosferas de tipo oceánico
La estructura más característica es el arco-isla,
normalmente con actividad volcánica
Cuenca marginal con mar poco profundo en la que
se depositan sedimentos
Aunque la fosa oceánica sea profunda hay poco
aporte de sedimentos y no hay prisma de acreción
Plano de Wadati-Benioff muy inclinado (focos
sísmicos profundos) y fosa océanica muy profunda
Son denominados orógenos activos de tipo Marianas
por el archipiélago volcánico del Pacífico
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La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasLas placas litosféricas (XI) Bordes
pasivos o neutros fallas transformantes
Entre las placas no hay acreción ni subducción,
desplazándose lateralmente una con respecto a la
otra. El rozamiento genera tensiones que se
manifiestan en focos sísmicos importantes
La falla de San Andrés es, en realidad, un
sistema de fallas que afecta, entre otros
lugares, a la ciudad de San Francisco
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La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasLas placas litosféricas (XII) El ciclo
de Wilson
El continente se fractura (domos, fosa tectónica
y rift-valley) y empieza a formarse litosfera
oceánica
Depresión invadida por el mar. La cuenca oceánica
se ensancha
La cuenca oceánica sigue ensanchándose. Litosfera
más gruesa cuanto más lejos de la dorsal
La litosfera oceánica se rompe en la zona de más
tensión (la más alejada de la dorsal). Comienza
la subducción y se forman los orógenos asociados
a la subducción
El proceso de formación del orógeno puede seguir,
al tiempo que la erosión produce reajustes
isostáticos
El borde de subducción da paso a un borde de
obducción, formándose un orógeno importante
La cuenca oceánica se acorta. En la zona de
subducción se siguen formando orógenos
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La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasEl ciclo supercontinental
El ciclo de Wilson explica que los continentes
estén formados por núcleos rocosos más antiguos,
los cratones o escudos, mientras que en la
periferia aparecen materiales más jóvenes y de
edades diferentes, que se habrían añadido en
diferentes procesos de colisión
Siguiendo este proceso podrían acabar unidos
todos los continentes en un solo supercontinente,
como lo fue Pangea. Actualmente se cree que esto
sucede cada 500 m. a.
Pangea
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La estructura interna de la TierraLa tectónica
de placasEl acomodo de la península Ibérica