Tema 2 origen y estructura de la tierra eat

TEMA 2. ORIGEN Y
ESTRUCTURA DE LA TIERRA
 El origen de la Tierra
 Métodos de estudio del interior terrestre
 Estructura interna de la Tierra

(Presentación de Encarna Alcacer para
Biología-Geología de 1º de bachillerato)

1. Origen de la Tierra
Teoría Nebular Una nebulosa giratoria constituida por
enormes cantidades de polvo y gas,
comenzó a concentrarse.

La atracción gravitatoria hizo que se formase una
gran masa central o protosol, entorno al cual
giraba un disco de partículas de polvo y gas.

Las partículas del disco giratorio se
fusionaron formando cuerpos de mayor
tamaño, los planetesimales.

Las colisiones y uniones
de los planetesimales
originaron cuerpos
mayores, los
protoplanetas.

• Después de formarse por “acreción” de planetesimales:
• A mayor tamaño, mayor compresión hacia el interior
• Desintegración radiactiva en el interior
• Resultado: fusión parcial y diferenciación gravitatoria

• Así se formaron núcleo, manto y corteza
• Y las capas fluidas quedaron en el exterior:
hidrosfera y atmósfera

• Después los seres vivos cambiaron
sensiblemente el planeta (sobre
todo la atmósfera, con su oxígeno y
la capa de ozono)


La colisión de un pequeño planeta pudo provocar la
formación de la Luna.

2. Métodos de estudio del interior terrestre

2. Métodos de estudio del interior terrestre: directos

Orógenos o cadenas montañosas
• Cuando se erosionan las rocas de la
(3,8 km)
superficie de las cadenas montañosas u
orógenos afloran los materiales formados a
(12,262 km) cierta profundidad.

2. Métodos de estudio del interior terrestre: indirectos
2. 1. Densidad Terrestre
Para calcular la masa recurrimos a la ley Si consideramos como aproximación que la Tierra es
de la gravitación universal. una esfera perfecta, su volumen será:

M⋅m
F= G 2 M⋅m R2 ⋅ g 4
V = πR
3
d m ⋅ g= G 2 M=
d G 3
F =m⋅g
la distancia entre los dos
cuerpos es el radio terrestre

Para un cuerpo situado en la superficie terrestre F es Este valor de la densidad
la fuerza con la que es atraído por la tierra. contrasta con la densidad
media de las rocas que
constituyen los continentes
R 2g g que es de 2,7 g3
M G = G = 3g = 5,52
cm

d= =
g
cm3
V 4 π R 3 4 π R 4π RG
3 3

2. 1. Densidad Terrestre RELACION ENTRE LA DENSIDAD DE LOS MATERIALES
TERRESTRES Y LA PROFUNDIDAD
• La densidad media de la Tierra
es de 5,52 g/cm3 y la densidad
media de las rocas de los 14
continentes 2,7 g/cm3.
12
• Wiechert pensó que el

Densidad ( g/ cm3 )
interior terrestre debería 10
tener un material más
denso. 8

• Entre los elementos que 6
podrían formar el núcleo
4
terrestre se encuentra el
hierro. 2
• La existencia de un campo
magnético terrestre 1000 2900 5100
apoyaría esta hipótesis. Profundidad (km)

2. 2. Método gravimétrico
La aceleración de la gravedad es:
M⋅ m M
m ⋅ g= G 2 g= G 2
d R
4 4 4
V= ⋅ π ⋅ R3 M = d ⋅ π ⋅ R3 g= π ⋅ G⋅ d⋅ R
3 3
3
Los valores de g variarán según el punto de la superficie terrestre considerado
puesto que no es una esfera perfecta.

Para R debe hacerse una “corrección de latitud”:
 La gravedad es mayor a mayor latitud: es mayor
en los polos que en el ecuador.

También deben corregirse otros datos:

• Aceleración centrífuga (ac): La aceleración centrífuga, que se opone a la
gravedad, es mayor a menor latitud, es decir, es baja en los polos (nula) y
alta en el ecuador, así pues, en los polos hay mayor gravedad.

• Corrección de aire libre (CAL): La gravedad es mayor a menor altitud: es
mayor a nivel del mar que en lo alto de una montaña.

• Corrección de Bouguer (CB): La gravedad en la superficie del océano será
menor que en un punto de la superficie a nivel del mar por el defecto de
masa del agua con respecto a la tierra.

• Corrección Topográfica (CT): La presencia o ausencia de masa debido al
relieve próximo también afecta a la gravedad. Si aplicamos las correcciones
oportunas, lo único que puede
4
g = π ⋅ G ⋅ d ⋅ R - ac + CAL − CB + CT variar el valor teórico de g es la
3 densidad de los materiales
subyacentes

Por tanto, si dos puntos de la superficie
con idéntica latitud y altitud, presentan
valores teóricos diferentes a los
valores reales medidos con un
gravímetro, decimos que presentan
gravímetro
anomalías gravimétricas.
•positivas:
en zonas de mayor densidad
(manto próximo a la superficie).
•negativas: en zonas de menor
densidad.
Pueden utilizarse para localizar
- yacimientos metálicos o domos salinos
+

2. 3. Estudio de la temperatura
TEMPERATURA
DEL INTERIOR TERRESTRE

Temperatura (0C) 5 000

4 000

3 000

2 000

1 000

1 000 2 000 3 000 4 000 5 000 6 000
Profundidad (km)

Existe un gradiente geotérmico que va
reduciéndose con la profundidad.
En la superficie (30-50 km) el gradiente
geotérmico es de 1ºC cada 33 m de profundidad
(3ºC por cada 100 m)


• Se puede observar que las temperaturas del manto son superiores a los
puntos de fusión de la mayoría de las rocas, pero el material que forma
el manto no esta fundido totalmente debido a la presión que existe a
esas profundidades.
• En el núcleo externo la temperatura es mayor que los puntos de fusión
de los materiales que allí se encuentran, por ello se supone que el núcleo
externo esta líquido.

La tomografía sísmica (estudio de las ondas sísmicas) muestra que el
gradiente geotérmico no es el mismo en toda la tierra:
Bajo las dorsales y otras este gradiente es mayor que la media
terrestre (anomalía geotérmica positiva)
Bajo las fosas oceánicas hay anomalías geotérmicas negativas.

A mayor temperatura menor rigidez y menor velocidad de las ondas sísmicas

2. 4. Estudio del magnetismo

2. 4. Estudio del magnetismo
• Declinación magnética: ángulo entre el norte geográfico y el norte
magnético (varía de un lugar a otro y de un momento a otro).
• Magnetómetro: instrumento para medir el campo magnético.
• Mapa de declinaciones: con isógonas o líneas de igual declinación
• Anomalía magnética: Los
materiales locales pueden
hacer variar ligeramente esa
declinación.
• Nos da información sobre la
composición de las rocas
• Inversión de la polaridad
magnética: cambio
magnético terrestre (180º)
que se produce en
determinadas ocasiones.

2. 5. Método eléctrico
• Mide la resistividad de las rocas (el inverso de la conductividad)
• Se crea un fuerte campo eléctrico con dos “electrodos de corriente”, y
se mide la intensidad del campo creado con dos “electrodos de
potencial”

• Es muy preciso a poca profundidad, y se utiliza en prospecciones
mineras con mucha exactitud y en la búsqueda de aguas subterráneas.

2. 6. Estudio de los meteoritos
• Son fragmentos rocosos que orbitan en el
sistema solar, como restos de los primitivos
planetesimales.
• Por eso su estructura y composición nos dan
datos del interior terrestre.
• Son:
• Sideritos: 4%, Fe y Ni: núcleo terrestre

• Siderolitos: 1%, Fe y silicatos: Núcleo
terrestre

• Condritas: 86%, peridotitas: manto
terrestre

• Acondritas: 9%, basaltos: corteza
oceánica y continental

2. 6. Estudio de los meteoritos
Sideritos
Siderolitos

Condritas
Acondritas

• No confundir con las “tectitas” o rocas de impacto

2. 7. Método sísmico
• La sismología estudia los terremotos y la transmisión de sus
vibraciones u ondas sísmicas.
• Éstas se transmiten a partir del foco o hipocentro
• El epicentro es el punto superficial situado en la vertical del foco.

• Los terremotos se registran con sismógrafos y así
obtenemos sismogramas

• Las ondas sísmicas son de tres tipos:
• Primarias (P): son las más rápidas (6-13 km/s), y se propagan tanto por
sólidos como por líquidos (pero más lentas por líquidos). Longitudinales.
• Secundarias (S): van más lentas (3-8 km/s), y se propagan solo por sólidos
(puesto que en líquidos la rigidez es nula). Son transversales.
• Superficiales (L y R): son las más lentas pero las más peligrosas.
Ondas P Ondas S Ondas L

• Su comportamiento depende de la naturaleza de los materiales que
atraviesan

• Del estudio de las ondas sísmicas se deducen una serie de capas y
discontinuidades en el interior terrestre
Velocidad (km/s)
Discontinuidad
35 y 70; 2 4 6 8 10 12 14
de Mohorovicic
8-10 km
Discontinuidad
670-1000 km 1.000
de Repetti

2.000

2900 km Discontinuidad de 3.000
Gutenberg
Ondas S
4.000

Discontinuidad de 5.000
4900-5150 km
Wiecher-Lehman
6.000

6371 km Profundidad (km) Ondas P

3. Estructura interna de la tierra

SIAL (silicio y aluminio)
rocas graníticas
-Corteza
SIMA (silicio y magnesio)
rocas basáltica

SUPERIOR
-Manto
INFERIOR

EXTERNO
- Núcleo
INTERNO


Posteriormente se distinguieron
dos modelos de la estructura
terrestre:
• Modelo geoquímico o estático:
• Corteza
• Manto
• Núcleo

• Modelo dinámico:
• Litosfera
• Astenosfera
• Mesosfera
• Endosfera

3.1. Modelo geoquímico Niveles superiores
Estructura vertical Niveles intermedios
CONTINENTAL Niveles profundos
Cratones o escudos
(35-70 km) Estructura horizontal Orógenos o cordilleras
-Corteza Plataformas
Capa de sedimentos
Estructura vertical Suelo oceánico
Capa oceánica Talud continental
OCEÁNICA Llanura abisal
(8-10) Estructura horizontal Fosa submarina
Dorsal oceánica
DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC

-Manto SUPERIOR (Desde D. de Moho hasta 670 km)
ZONA DE TRANSICIÓN (de 670 -1000 km)
INFERIOR (de 1000-2900 km)
DISCONTINUIDAD DE GUTENBERG

- Núcleo EXTERNO (2900-4900 km)
DISCONTINUIDAD DE LEHMANN-WIECHERT
INTERNO (5150-6371 km)

3.1. Modelo geoquímico: corteza
La corteza está formada sobre todo por silicatos, y es diferente en los
continentes y en los océanos. Densidad de 2,7-3 g/cm3.
CORTEZA CONTINENTAL CORTEZA OCEÁNICA

- Entre 35 y70 km de grosor. - Entre 8 y10 km de grosor.
- La edad de las rocas puede superar los - La edad de las rocas no supera los 200
3.800 m.a. m.a.
- Rocas poco densas (2,7g/cm3). - Rocas de densidad media (3 g/cm3).
- Es discontinua y de composición muy - Composición más homogénea.
heterogénea. - En la horizontal se distinguen: talud
- En la horizontal se distinguen: escudos continental, llanura oceánica, fosa
o cratones, orógenos y plataformas submarina y dorsal oceánica.
continentales. - En la vertical cabe distinguir una capa
- En la vertical cabe distinguir diferentes de sedimentos, un suelo oceánico y
tipos de rocas en función de la una capa oceánica.
profundidad. - La capa de sedimentos es más gruesa a
las orillas de los continentes que en
medio del océano.

3.1. Modelo geoquímico: corteza oceánica (vertical)

Capa de
Sedimentos sedimentos
Lavas almohadilladas
Suelo oceánico
Diques de basalto
Capa oceánica

Gabros

3.1. Modelo geoquímico: corteza continental (vertical)
- Es discontinua y de composición variada:
•En niveles superiores: rocas sedimentarias, volcánicas (ácidas, graníticas) y metamórficas (bajo
metamorfismo)
•En niveles intermedios: rocas metamórficas y volcánicas (de carácter ácido a intermedio)
•En zonas profundas: rocas muy metamorfizadas y básicas (menos Si)

3.1. Modelo geoquímico: corteza (horizontal)

CRATONES O ESCUDOS
- Son áreas muy estables geológicamente (no han sufrido fragmentaciones ni
deformaciones por los movimientos orogénicos), con poca actividad sísmica y
volcánica.
- Son normalmente los núcleos de los continentes.
- Relieve muy poco pronunciado debido a una erosión prolongada, aunque
pueden aparecer recubiertos de sedimentos.
- Formados por rocas metamórficas muy antiguas y magmáticas.

En la Península Ibérica las rocas más antiguas
constituyen el escudo hespérico que se
localiza en la zona de Galicia y la zona
occidental de las dos mesetas.


Fig. 1 - Mapa de las zonas geológicas de la Tierra. En la leyenda aparecen indicadas las tres
edades medias de la corteza oceánica y los distintos tipos de corteza continental: "shield"
(cratones o escudos), "platform" (plataformas: escudos con sedimentos),"Orogen"
(cadenas orogénicas), "Basin" (cuencas tecto-sedimentarias), "Large igneus province"
(grandes provincias ígneas) y "Extended crust continental" (corteza adelgazada).

ORÓGENOS O CORDILLERAS
- Son zonas muy activas geológicamente , con mucha actividad tectónica y
magmática.
- Forman el relieve.
- Formados por rocas sedimentarias y/o metamórficas entre las que aparecen
rocas magmáticas.
- Los más antiguos son los Urales, los Apalaches y los Montes de Toledo.
- Los más recientes son los Alpes, los Andes, el Himalaya, las montañas rocosas,
los Pirineos, etc.

PLATAFORMAS INTERIORES
- Son depresiones entre los cratones y los escudos donde se depositan los
sedimentos procedentes de la erosión de los orógenos.
- Son plataformas interiores la cuenca del Ebro y la depresión del Guadalquivir.

PLATAFORMAS CONTINENTALES
– Son zonas pegadas a los
continentes, de suave pendiente
pero que están sumergidas entre 20
y 600 m.
– Se acumulan los sedimentos
procedentes de la erosión de los
continentes.
TALUD CONTINENTAL
– Zona de pendiente acusada que va
desde la plataforma continental
hasta el fondo oceánico.
– Formado por surcos o cañones
submarinos excavados por
corrientes de agua.
– En su base se depositan los
sedimentos procedentes de la
plataforma continental.

LLANURA ABISAL
– Son los fondos oceánicos que pueden contener islas sumergidas, volcanes submarinos y
guyots (montes de cima plana).
FOSA SUBMARINA
– Depresiones largas y profundas asociadas a las zonas de subducción.
DORSAL OCEÁNICA
– Cadenas montañosas (1-4 km de altura), sumergidas, de gran longitud (65000 km), que
atraviesan el centro de los océanos. En el centro se haya una depresión llamada rift y
toda la cordillera esta fracturada por fallas transformantes.

3.1. Modelo geoquímico: manto
• Desde la discontinuidad de Moho hasta la de
Gutenberg.
• Tiene una densidad mayor (3,3 -5,5g/cm3)
• Compuesto por rocas llamadas peridotitas
(silicatos ricos en hierro y magnesio)
• Con distinta estructura según la profundidad:
entre 670-1000 km hay una discontinuidad
(Repetti): manto superior y manto inferior

Espinela Perovskita

3.1. Modelo geoquímico: núcleo

• Su densidad va desde 10 hasta
13 g/cm3.
• Compuesto principalmente por
Fe y también Ni, O y S y otros.
• Entre 4900-5150 km hay una
discontinuidad (Wiecher-
Lehman): núcleo externo
(fluido) y núcleo interno (sólido)

3.1. Modelo D. DE MOHOROVICIC

dinámico LITOSFERA

ASTENOSFERA

D. DE REPETTI

MESOSFERA

D. DE GUTENBERG

ENDOSFERA
D. DE WIECHERT-LEHMANN

3.1. Modelo dinámico: litosfera
• La litosfera es la capa dinámica externa y corresponde a corteza más la
parte superior del manto por encima de la astenosfera.
• Es rígida y está formada por placas litosféricas (12 mayores y otras
menores)

• Con un espesor de unos 50 km (océanos) y unos 300 km (continentes)

3.1. Modelo dinámico: astenosfera
• La astenosfera tiene espesor variable (100-300 km) y se comporta de
manera plástica (sobre ella “flotan” las placas de la litosfera). Formada por
silicatos de Fe y Mg, en un estado de semifusión (la velocidad de las ondas
sísmicas disminuye). Se forma a partir de penachos térmicos que
ascienden a través del manto.
• La mesosfera equivale al resto del manto hasta los 2900 km. Es sólida y
rígida, pero permite la existencia de corrientes de convección, desde la
zona D. Y a veces es atravesada por plumas térmicas ascendentes que
originarán puntos calientes.
• La endosfera equivale
al núcleo, y tiene una
parte externa fluida y
una parte interna
sólida. Su movimiento
genera el campo
magnético terrestre.

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