DGEMICIngeniería en Geología y Minas

DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA, MINAS E

INGENIERÍA CIVIL

ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

TÉCTONICA GLOBAL Y REGIONAL

Integrante: Luis F. Moncada Obaco

Docente: Ing. María F. Guarderas Ortiz

Fecha de entrega: 05 - Octubre - 2015

UNIVERSIDAD TÉCNICA PARTICULAR DE LOJA

ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

INTRODUCCIÓN

La estructura interna de la Tierra, como la de otros planetas terrestres, está dividido en

capas de densidad creciente. La Tierra tiene una corteza externa de silicatos solidificados,

un manto viscoso, y un núcleo con otras dos capas, una externa sólidamente, mucho más

fluida que el manto y una interna sólida.

Dentro de la estructura interna de la tierra tenemos el origen de los terremotos los cuales

son una liberación de ondas sísmicas producidas por acumulación de energía dentro del

manto, y las cuales tienden a salir por rupturas de fallas, y también por fricción en los

bordes de las placas tectónicas.

Para el estudio de las ondas sísmicas y la densidad de cada una de estas, existen dos

principales tipos de escalas, las cuales son utilizadas para medir las densidades de cada

terremoto, y que indicaremos más a delante.

OBJETIVOS

⇏ GENERAL:

o Conocer cada uno de los conceptos básicos acerca de las ondas sísmicas,

para así cada uno de nosotros podamos, conocer y desarrollarnos como

profesionales.

⇏ ESPECÍFICOS:

o Conocer la estructura interna de la tierra.

o Conocer las características y diferencias de cada una de las ondas

sísmica.

o Saber la estructura sísmica propuesta por Leffrey y Gutemberg.

INVESTIGACIÓN

1. ONDAS SÍSMICAS

Las ondas sísmicas son aquellas energías

que son liberadas por, explosión u otra fuente

sísmica a partir de un terremoto que se

mueven a través de la tierra como un frente

de onda que se extiende en todas direcciones.

Hay varios tipos de ondas sísmicas y cada uno se mueve de un modo diferente. Los dos

tipos principales son las ondas internas y las ondas superficiales. Las ondas internas

pueden viajar a través de las capas interiores de la Tierra, pero las ondas superficiales

sólo se pueden mover a lo largo de la superficie del planeta, como ondulaciones sobre el

agua.

1.1. Ondas Internas.

Las ondas internas son aquellas que viajan por el interior de la corteza terrestre,

Siguen caminos curvos debido a la variada densidad y composición del interior de

la Tierra

Las ondas P (ondas

primarias o

compresionales) son las

ondas sísmicas que más

rápidamente se mueven. Lo hacen con un movimiento de empuje y

tracción, que provoca que las partículas en la roca se muevan hacia

adelante y hacia atrás en su lugar. Cuando la onda se mueve saliéndose

del foco, las partículas se mueven acercándose y separándose a lo largo

de la dirección en la que se mueve la onda. Las ondas P pueden moverse

a través de sólidos, líquidos o gases. Son muy similares a las ondas

sonoras, empujan y jalan la roca casi como las ondas sonoras empujan y

jalan el aire. Puedes ver el movimiento de una onda P si estiras un juguete

de resorte y empujas un extremo. La energía se moverá a lo largo del

resorte, empujando y jalando como una onda P.

Las ondas S (ondas

secundarias, de cizalla,

laterales o transversales)

viajan mucho más

lentamente que las ondas P. No se expanden a través de líquidos. Las

ondas S hacen que las partículas se muevan de un lado a otro. Su

movimiento es perpendicular a la dirección en la que viaja la onda.

1.2. Ondas Superficiales.

Las ondas superficiales son aquellas que se propagan por la superficie, son las

ondas que más tardan en llegar y que debido a su baja frecuencia, provocan

resonancia en edificios con mayor facilidad, este tipo de ondas mucho más

destructivas que las ondas internas.

Una onda de Rayleigh se mueve a lo largo del terreno como una ola viaja

a través de un lago u océano. Mientras avanza, mueve al terreno tanto de

arriba a abajo como de un lado a otro en la misma dirección en la que se

mueve la onda. La mayor parte de la sacudida que se siente durante un

terremoto se debe a las ondas de Rayleigh.

Las ondas de Love se mueven como una serpiente, sacudiendo el terreno

de un lado a otro. Aunque viajan lentamente a partir de la fuente sísmica,

son muy destructivas y son las que generalmente hacen que los edificios

se derrumben durante un terremoto.

2. ¿QUIÉN ES RICHTER Y MERCALLI?

2.1. RICHTER.- Representa la energía sísmica liberada en

cada terremoto y se basa en el registro sismográfico. Es

una escala que crece en forma potencial o semilogarítmica,

de manera que cada punto de aumento puede significar un

aumento diez o más veces mayor de la magnitud de las

ondas (vibración de la tierra), pero la energía liberada

aumenta 32 veces. Una magnitud 4 no es el doble de 2, sino que 100 veces mayor

El gran mérito del Dr. Charles F. Richter, consiste en asociar la magnitud del

Terremoto con la "amplitud" de la onda sísmica, lo que redunda en propagación

del movimiento en un área determinada. El análisis de esta onda (llamada "S") en

un tiempo de 20 segundos en un registro sismográfico, sirvió como referencia de

"calibración" de la escala. Teóricamente en esta escala pueden darse sismos de

magnitud negativa, lo que corresponderá a leves movimientos de baja liberación

de energía.

2.2. MERCALLI.- Creada en 1902 por el sismólogo italiano

Giusseppe Mercalli, no se basa en los registros

sismográficos sino en el efecto o daño producido en las

estructuras y en la sensación percibida por la gente. Para

establecer la Intensidad se recurre a la revisión de registros

históricos, entrevistas a la gente, noticias de los diarios

públicos y personales, etc. La Intensidad puede ser diferente en los diferentes

sitios reportados para un mismo terremoto (la Magnitud Richter, en cambio, es una

sola)y dependerá de:

a) La energía del terremoto,

b) La distancia de la falla donde se produjo el terremoto,

c) La forma como las ondas llegan al sitio en que se registra (oblicua,

perpendicular, etc.,)

d) Las características geológicas del material subyacente del sitio donde se

registra la Intensidad y, lo más importante,

e) Cómo la población sintió o dejó registros del terremoto.

3. VELOCIDAD DE LAS ONDAS SÍSMICAS EN LA CORTEZA OCEÁNICA Y

TERRESTRE.

Se puede demostrar teóricamente y se observa experimentalmente que la

velocidad de las ondas es tal que: VR, L < Vs < Vp. Donde Vp, Vs y VR, L son las

velocidades de las ondas P, S y de Rayleigh y Love respectivamente. Entre estas

dos últimas no puede establecerse un orden de velocidades porque esta depende

de muchos factores y no siempre viajan con la misma velocidad.

Las velocidades de las diferentes ondas dependen de las características del

medio, un tipo de ondas

3.1. CORTEZA OCEÁNICA

En la corteza oceánica se pueden distinguir diversas capas. Los sedimentos que

forman la primera tienen un espesor situado entre 0 y 4 km; la velocidad media de

propagación de las ondas sísmicas alcanza los 2 km/s. A continuación se localiza

una franja de basaltos metamorfizados que presentan entre 1,5 y 2 km de grosor;

la velocidad de las ondas es en este punto de 5 km/s. La tercera capa de la

corteza oceánica, formada por gabros metamorfizados, mide aproximadamente 5

km; en ella, la velocidad media queda comprendida entre 6,7 y 7 km/s. Cabe

mencionar una última parte, donde se registra la máxima velocidad (8 km/s); está

constituida por rocas ultra básicas cuyo espesor ronda el medio kilómetro.

3.2. CORTEZA TERRESTRE

El manto superior se prolonga hasta los 650 o los 700 km de profundidad. En este

punto, la velocidad de las ondas sísmicas se incrementa, al aumentar la densidad.

A su vez, en el manto superior pueden diferenciarse dos regiones; en la

superficial, el incremento de velocidad es constante con relación a la profundidad,

mientras que en la inferior la velocidad decrece súbitamente. Como resultado de la

fusión que experimentan las peridotitas en esta última capa, su rigidez disminuye

con relación a la capa superior.

4. ESTRUCTURA SÍSMICA PROPUESTA POR JEFFREY Y GUTEMBERG.

La verdad es que la velocidad de las ondas sísmicas aumentan progresivamente

hacia el interior del planeta solo hasta cierta profundidad. A principios del siglo XX,

algunos sismólogos habían detectado que en las antípodas de un foco sísmico, las

ondas P llegaban con retraso en comparación con el tiempo esperado; y, en 1912,

el sismólogo alemán BENO GUTENBERG (1889-1960) verifico la existencia de

una “zona de sombra” entre los 105 y 143 grados respecto del origen del sismo, es

decir una zona donde no se registra ondas sísmicas.

Este hecho les llevo a plantearse la existencia de una capa interna, el núcleo,

mucho menos rígida que el material suprayacente, al que le asignaron con el

nombre de manto, en el que, por tanto, la velocidad de las ondas P sería menor y

se desviarían. Las ondas S no eran capaces de atravesarlo, lo que indicaba que

se trataba de un líquido.

Las estructuras sísmicas de Jeffrey y Gutenberg nos hablan acerca de las distintas

velocidades de propagación en la profundidad de las ondas sísmicas.

En 1923 Conrad, y posteriormente Jeffrey en 1926, observaron que dentro de la

corteza había un salto en velocidad pero que no era muy claro así que resolvieron

utilizar explosivos en lugar de terremotos naturales.

Sobre los sismogramas de estas explosiones y curvas tiempo distancia

confirmaron que ese salto era desde unos 6 Km/seg de velocidad P hasta unos 6,8

Km/seg a los 18 Km de profundidad, lo que vino a llamarse Discontinuidad de

Conrad.

Sobre la superficie de la Tierra hay una delgada capa (2km) de sedimentos cuya

velocidad de las ondas P es del orden de 5 Km/seg.

Esta discontinuidad es muy variable en profundidad, y acompaña en su forma a la

de Moho, pero no está presente en los fondos oceánicos.

Justo bajo la discontinuidad de Mohorovicic donde la velocidad de las ondas

longitudinales aumenta desde 8 Km/seg hasta un máximo de 13,7 Km/seg a los

2900 Km de profundidad. Allí se producía la zona de sombra de las ondas directas

y vino a llamarse Discontinuidad de Gutemberg en honor a quien la descubrió.

CONCLUSIONES:

Encontramos varios tipos de ondas, las cuales se clasifican según su velocidad,

dirección y densidad en la que cada una se dirigen, conociendo la existencia de

algunos tipos de ondas sísmicas.

Sabemos que las escalas para el cálculo de las ondas sísmicas, a través de las

densidades de cada una de ellas, fueron descubiertas por RICHTER Y

MERCALLI, y son las más importantes.

Las velocidades de las ondas dependen mucho del tipo del material que se

encuentren, y de la densidad con la que se propague.

BIBLIOGRAFIA

Agustín Silgado Herrero, A. T. (1996). Biología y geología. 1º bachillerato. España: Coord.

Ed.

LLC, G. B. (2010). Seismic Scales. U.S.A: LLC Books.

PAGINAS WEB:

http://bibliotecadigital.ilce.edu.mx/sites/ciencia/volumen1/ciencia2/34/html/sec_8.html

http://www.angelfire.com/ri/chterymercalli/

http://www.lpi.tel.uva.es/~nacho/docencia/ing_ond_1/trabajos_06_07/io3/public_html/

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http://www.paleontologia.co.uk/www/apuntes/paleo_geolbas/

geolbas_estructura_tierra_2.php

http://www.herrera.unt.edu.ar/geofisica/Sismologia%20para%20Geologos.pdf

http://www.planetseed.com/es/relatedarticle/ondas-sismicas