Estructura interna de la Tierra CRÉDITOS

1. 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.

2. 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

3. 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 (1+0,0052 sen2Φ-0,0000059 sen22Φ) • (donde Φ es el ángulo de latitud y gt se da en gal (cm/s2)

4. 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

5. 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

6. 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

7. 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.

8. 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.

9. 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.

10. 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)

11. 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.

12. 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

13. La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectosMétodos gravimétricos (XII) Red gravimétrica española

14. 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)

15. 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 30% La desintegración radiactiva es un importante generador de calor Flujo geotérmico generado por diversos factores Diferentes velocidades de rotación producen fricción entre capas  calor

16. 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 célulasconvectivas El calor interno de la Tierra llega a la corteza por conducción, sin desplazamiento de masas

17. 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)

18. 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

19. 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

20. 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

21. La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectosMétodos geomagnéticos (III) Modelo actual del campo magnético terrestre

22. 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

23. La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectosMétodos geomagnéticos (V) Prospección magnética Mediciones locales del campo magnético con magnetómetros

24. 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

25. 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

26. 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.

27. 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

28. 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

29. La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectosMétodos sísmicos (I) Las ondas sísmicas (I)

30. 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

31. 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

32. 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 Las ondas S no se propagan por el núcleo externo Reflexión La trayectoria de las ondas sísmicas P y S por el interior del planeta se rige por la ley de Snell

33. 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

34. 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

35. 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

36. 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.

37. 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.

38. La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos¿Cómo 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)

39. 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)

40. 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

41. 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 (7%de Ni) + S Rígido Model geoquímico Modelo dinámico

42. 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

43. 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

44. 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)

45. 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

47. 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

48. 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

49. 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