Origen y estructura

de la TierraTEMA 2

1. El origen de la Tierra Teoría de los

planetesimales (Von Weizsäcker y Kuiper, 1940)

Nuestro planeta se forma a la vez que todo el sistema solar (4500-5000 m.a.)

El Sistema Solar proviene de una nebulosa fría (gas, hielo, silicatos) que

comenzó a contraerse y a girar sobre si misma.

Por gravedad la mayor parte de la masa se concentra en el centro (protosol).

Su temperatura sube por la energía gravitatoria que hace chocar las

partículas y aumenta la presión. Se dan las condiciones ideales para la

aparición de reacciones termonucleares, convirtiéndose en una estrella.

Las partículas externas chocan por gravedad, aumentando su tamaño cada

vez más, dando origen sucesivamente a planetésimos, planetoides y

planetas, formando losa planetas interiores. (acreción planetesimal)

Las partículas más ligeras que rodean el sol (H, He) escapan a zonas

exteriores, más estables y frías, originando planetas exteriores, gaseosos y

ligeros.

La energía gravitatoria comprime los planetas, aumentando su temperatura junto con

la contribución de más choques de planetésimos y planetoides.

Se produce la fusión y la ordenación de sus componentes por densidades, en capas.

Al girar adquieren formas esférica. Provoca desgasificación del planeta, responsable de la formación de la atmósfera.

Sigue el impacto de meteoritos sobre los planetas y satélites, ayudados por el empuje

del viento solar, provocado la inclinación del eje de rotación de algunos (e incluso el

cambio del sentido de rotación de venus)y la aparición de cráteres en la superficie.

Los cuerpos más pequeños y alejados formaron la nube de Oort y el cinturón de

Kuiper, lugar de procedencia de los cometas.

2. Métodos de estudio del interior

de la Tierra. Métodos directos. Los métodos directos consisten en obtener muestras de rocas y analizarlas,

tanto sobre el terreno como en los laboratorios. Existen tres métodos directos, que veremos acontinuación, siempre teniendo presente que sólo nos dan información de la capa mássuperficial de la tierra.

Sondeos.

• Se utilizan sondas que perforan el terreno, obteniéndose una columna con los materiales (=testigo).

• Permite conocer la estructura geológica de la corteza de la Tierra, pero no el resto de las capas de la Tierra (profundidad máxima 12 Km).

El sondeo más profundo.

La Reina indiscutida de las profundidades es la excavación realizada en la Penínsulade Kola. Propuesto como proyecto científico en 1962 el hoyo fue una excavacióncientífica cuyo objetivo radicaba en alcanzar una capa muy profunda de la Tierra aunos 15 kilómetros de profundidad. Comenzadas las excavaciones en el año 1970, el

proyecto dio como resultado varias ramificaciones nacidas de una rama central, delas cuales, la SG-3 resultó ser la más profunda al alcanzar unos 12.262 metros deprofundidad.

http://truji-espeleo.blogspot.com.es/2010/12/el-pozo-mas-profundo.html

Métodos directos.

Minas. Una mina es una excavación realizada en el subsuelo, lo que se

hace mediante pozos y galerías sin son explotaciones subterráneas, o

grandes socavones sin son a cielo abierto. Se utilizan para extracción

de rocas y minerales de interés económico.

Las minas de galería permiten obtener rocas de zonas de más de 2 km de

profundidad, algo escaso para los 6371 km de radio de la tierra, además

sólo se obtiene información a escala local. La mina más profunda es la mina

de oro de Tau Tona (que significa Gran león), en Sudáfrica que alcanza los

3,9 km de profundidad, y donde las rocas de las paredes alcanzan los 60 °C.

Las minas a cielo abierto son aquellas donde el proceso de extracción se

realiza en la superficie del terreno, utilizando maquinaria de gran tamaño.

Por ejemplo tenemos las minas de Riotinto en Huelva, con mas de 3000 años

de explotación, como ejemplo en Andalucía.

Exploración geológica. Recogida rocas.

Consiste en recoger muestras de rocas en la superficie terrestre, analizarlas sobre el terreno viendo

espesor, orientación, relación con otras rocas, etc., para posteriormente analizarlas en el laboratorio

viendo composición mineralógica, texturas y otros parámetros. Es una tarea realizada por los

geólogos y con los datos se elaboran mapas geológicos donde se recogen los accidentes

geológicos de una región y se sitúan sobre un mapa topográfico.

Los mapas geológicos son un instrumento de gran valor para el reconocimiento previo del terreno

de una región determinada.

Métodos indirectos.

Se basan en el estudio de las propiedades físicas (densidad, magnetismo, temperatura, gravedad...) y químicas quetiene la tierra. Con estos datos se elaboran gráficos y tablas a partir de los cuales se elaboran hipótesis sobre laestructura del interior terrestre, así como de su composición y estado.

Los métodos se agrupan en tres tipos: los geofísicos (estudio de densidad, gravedad, magnetismo, etc.); el métodosísmico (estudio de las ondas sísmicas) y el estudio comparativo de los meteoritos.

Estudio de la densidad terrestre.

La densidad es una magnitud que relaciona la masa de un cuerpo

con su volumen. El estudio de la densidad terrestre indica que la

densidad media de nuestro planeta es de 5.5 g/cm3. Sin embargo,

al analizar la densidad de las rocas de la superficie nos encontramos

con densidades que oscilan entre 2.2 y 2.5 g/cm3. La densidad de

rocas del manto superior que han llegado a la superficie, llamadas

peridotitas, tienen una densidad de 5.2 g/cm3, por lo que podemos

deducir que la densidad de zonas más internas debe ser superior

para compensar la baja densidad de la corteza terrestre. Se calcula

que puede ser de 11 g/cm3.

Esta densidad sólo es compatible con elementos metálicos, en

concreto con el hierro, por lo que se deduce que el núcleo está

compuesto mayoritariamente con este elemento.

http://es.wikipedia.org/wiki/Experimento_de_Cavendish

Método gravimétrico.

El estudio de la gravedad terrestre nos aporta información sobre la distribución de masas en el planeta.Podemos definir la gravedad terrestre como la fuerza de atracción que ejerce la tierra sobre otro cuerpo,que cae con una aceleración media de 9,8 m/s2. En cualquier punto de la tierra, este valor varía enfunción de la distancia al centro de la tierra y de la masa de los materiales.

Teóricamente a cada punto de la superficie de la Tierra le corresponde un valor de la gravedad terrestre

que vendrá condicionado por la latitud (distancia al ecuador) y por la altitud, que varían el radio.

Sin embargo al medir la gravedad real, a veces se aprecian valores diferentes a los esperados, llamadasanomalías gravimétricas, positivas si el valor es mayor y negativas si es menor al esperado. Una anomalíapositiva indica la presencia de minerales densos, lo que se utiliza como indicador de posibles yacimientosmetálicos. Una negativa se asocia a la presencia de una posible bolsa de petróleo o de gas.

La aceleración de la gravedad en la

Tierra viene dada por:g= 4/3πRGδ

Siendo:R= radio terrestre (6400 Km).G= cte. de gravitación universal

(6,67x10-11 m3/kg s2)

δ= densidad

La aceleración de la gravedad media de la Tierra es: 9,8 m/s2

http://www.ptb.de/cartoweb3/SISproject.php

El Instituto de Metrología de

Alemania (PTB) ha

desarrollado un Sistema de

Información sobre la

Gravedad que permite

obtener la aceleración de

gravedad en cualquier lugar

del mundo mediante un

modelo basado en la misión

SRTM del Transbordador

Espacial (Shuttle Radar

Topography Mission).

Método magnético.

La tierra posee un campo magnético alrededor suyo(magnetosfera), igual que cualquier imán, donde las líneasde fuerza van de un polo a otro del mismo. El origen estárelacionado con el movimiento diferencial entre el núcleointerno terrestre, sólido, y el resto del planeta, corteza ymanto, que son sólidos, y el núcleo externo que seencuentra fluido. Esto hace que funcione como unadinamo (como las que puedes ver en una bicicleta)generando un campo magnético potente. Los polosmagnéticos y los geográficos no coinciden (declinaciónmagnética). A lo largo de la historia se han producidoinversiones de polaridad en el campo magnético,produciéndose un intercambio de los polos norte y sur dedicho campo.

Para que el núcleo interno funcione como un inductormagnético, necesita que esté constituido por hierro. Otrodato más que avala la composición metálica del núcleo.

El estudio del campo magnético se basa en las anomalíasmagnética y nos sirve para:

• Confirmar la composición metálica del núcleo.

• Detectar yacimientos metálicos (anomalías magnéticas positivas)

• Estudio del paleomagnetismo. (prueba fundamental que apoya la Teoría de la Tectónica de placas)

Actividad: ¿Tienen campo magnético otros planetas?

Aurora polar o boreal.

La magnetosfera nos

protege del viento solar y

de la radiación de alta

energía emitida por el sol.

Una aurora polar se

produce cuando el viento

solar choca con los polos

norte y sur de la

magnetósfera terrestre,

produciendo una luz

difusa proyectada en la

ionosfera terrestre

Método geotérmico.

Consiste en determinar la temperatura del interior terrestre. Se sabe que para los primeros kilómetros, la

temperatura sube 1 °C por cada 33 metros que profundicemos, lo que se conoce como gradiente geotérmico.

Este gradiente se mantiene sólo durante los primeros 30 – 50 kilómetros, ya que este aumento se va frenando y se

hace más lento. Se calcula que en el núcleo la temperatura es de unos 5000 °C.

El punto de fusión de fusión y de ebullición de los materiales varía con la temperatura, como hemos visto siempre,

pero también con la presión. Con la profundidad aumenta la presión, por lo que a las temperaturas del interior

terrestre, los materiales están en estado sólido. Sólo se producirá fusión cuando la temperatura esté por encima

del punto de fusión para la presión existente, algo que ocurre en el núcleo externo.

Todos estos datos se confirman en los laboratorios donde se

pueden simular las condiciones del interior terrestre en una

prensa especial llamada yunque de diamante, donde se

pueden conseguir más de un millón de atmósferas de

presión.

La tomografía sísmica muestra que el gradiente

geotérmico no es constante en toda la Tierra.

Origen de calor interno de la Tierra: del propio origen del

planeta y la desintegración de elementos radioactivos de

vida media larga 238U, 232Th, 40K...

Método eléctrico.

Los métodos eléctricos son un tipo de método geofísico, y constituyen pruebas realizadas para la determinación

de las características geotécnicas de un terreno, como parte de las técnicas de reconocimiento de un

reconocimiento geotécnico. Se basan en la conductividad o la resistividad eléctrica de las rocas, las cuales son

propiedades materiales. Por ejemplo los sulfuros son de alta conductividad/baja resistividad eléctrica, las micas

son de conductividad muy baja y las rocas porosas saturadas con agua son de alta conductividad.

Consiste en introducir una corriente eléctrica continua en la superficie del terreno a través de dos electrodos. Se

mide el voltaje mediante otros dos electrodos. A partir del valor de la corriente inyectada y del voltaje medido se

obtiene la resistividad aparente del subsuelo. Comparando este valor con el valor esperado en función del tipo de

material que componente el terreno se obtiene información precisa sobre la estructura real del subsuelo estudiado

Los métodos eléctricos son útiles para determinar la

potencia (espesor) de estratos de una secuencia de rocas

sedimentarias Se aplican en la búsqueda de acuíferos,,

cavidades en el terreno (por ejemplo galerías en terrenos

cársticos), en la búsqueda de depósitos de sulfuros, etc. En

las empresas eléctricas por ejemplo por el método

eléctrico se localizan los lugares de baja y de alta

conductividad eléctrica para evitar pérdidas de

electricidad durante la transferencia de energía.

Estudio de meteoritos.

Los meteoritos son fragmentos rocosos del sistema solar que proceden, en su mayor parte, de la zona de asteroides

existentes entre las órbitas de Marte y Júpiter. La edad de esos meteoritos es la misma que la de nuestro planeta y se

piensa que los planetas interiores se formaron por agregación de meteoritos (llamados planetésimos) en un proceso

denominado acreción.

Por tanto, la importancia de su estudio está en que su composición media representa la composición de los planetas

interiores del sistema solar.

Dependiendo de su composición encontramos los siguientes tipos de meteoritos:

Acondritas: similares a rocas ígneas (ej. basaltos),que representan entre un 7 y 9% de los que caen a

la Tierra, y que se caracterizan por haber sufrido

procesos de fusión y diferenciación en el planeta o

asteroide del cual proceden. Silicatos de Fe, Mg y

Ca.

http://www.museodemeteoritos.es/index.html

Condritas: adquieren su nombre de las pequeñas partículas redondas que contienen. Estas partículas, ocóndrulos, se componen principalmente de minerales de silicato que parecen haberse fundido mientras se

encontraban flotando libremente en el espacio. Típicamente, las condritas tienen 4.550 millones de años de

antigüedad y se piensa que representan materiales del cinturón de asteroides que nunca conformaron grandes

cuerpos.

Suponen el 86% de todos los meteoritos. Silicato de magnesio, similar a las peridotitas (rocas del manto)

Sideritos.

Formados por hierro en un 90% y níquel y algo de azufre. Densidades superiores a 10 g/cm3.

Semejantes a los materiales que formarían el núcleo terrestre.

Meteorito Willamette (siderito) en elMuseo Americano de Historia Natura. NY

Meteorito Hoba.

mide 2,7 metros de lado por 0,9 de alto. Pesa 60 toneladas. Se encuentra en Hoba, Namibia. Es la masa natural de hierro más grande del planeta.

Siderolitos.

Son un tipo de meteorito que tienen la misma proporción de metales de hierro (Fe) y níquel (Ni) y de rocas

silicatadas, y representan un 1,5% de los meteoritos que caen a la Tierra y un 1,8% de la masa total de

meteoritos. Se piensa que los materiales que se encuentran en el límite entre el núcleo y el manto .

Pallasitas (de P. Simon Pallas) Parece ser que las pallasitas son restos del límite entre el manto y el núcleo de algún asteroide

Método sísmico.

De los métodos geofísicos indirectos, el sísmico es el que suministra la mayoría de la información de la estructura interna de la Tierra. Ennuestro planeta más de 300.000 terremotos al año, la mayoría imperceptibles para el ser humano, aunque si percibido por los observatoriossismológicos repartidos por toda la tierra, formando la red sismológica mundial.

Un terremoto o seísmo es un movimiento vibratorio de corta duración que se producen por fracturas en la corteza terrestre, liberando unagran cantidad de energía. La causa es la dislocación interna de materiales de la corteza y también de movimientos en capas profundas de lamisma.

El punto interno donde se origina el terremoto recibe el nombre de foco sísmico o hipocentro. En punto en superficie que se correspondecon el hipocentro se llama epicentro, y es el lugar donde se percibe con mayor intensidad el seísmo.

Los seísmos se pueden clasificar en:Superficiales. El hipocentro se encuentra a menos de 70

km de profundidad. Son los que puedenIntermedios. Entre 70 y 300 km.Profundos. Entre 300 y 700 km. No hay terremotos a

mayor profundidad.Los terremotos producen ondas que se transmiten por toda la tierra con una velocidad característica en función del tipo de rocas por las que atraviesa. Existen varios tipos de ondas, que quedan registradas en los sismógrafos, generando unas gráficas llamadas sismogramas.

Si el terremoto se origina en la corteza oceánica, recibe el nombre de maremoto. Si la vibración se transmite al agua, se puede originar una ola gigante, denominada tsunami.

El sismógrafo Chan-Heng, primer

sismógrafo conocido (año 136 d. C.)

El análisis de los sismogramas permite calcular la cantidad de energía liberada en el hipocentro, lo que se conoce comomagnitud, que se mide con la escala de Richter, una escala donde cada grado de magnitud es 10 veces la cantidad de energíaliberada en el grado anterior. Antiguamente se utilizada la intensidad, escala relativa ya que medía el daño producido, aunqueeso dependía de la calidad resistencia a los terremotos de las construcciones hechas por el hombre.

1. Ondas P o primarias. Se transmiten por el interior terrestre y son las primeras en llegar a los sismógrafos. Se propagan pormedios sólidos y líquidos. Se transmite paralelamente a la dirección de propagación de las ondas sísmicas, son ondaslongitudinales o compresionales, lo cual significa que el suelo es alternadamente comprimido y dilatado en la dirección de lapropagación. Estas ondas generalmente viajan a una velocidad 1.73 veces de las ondas S y pueden viajar a través de cualquiertipo de material líquido o sólido. Velocidades típicas son 1450m/s en el agua y cerca de 5000m/s en el granito.

donde K es el módulo de incompresibilidad, μ es elmódulo de corte o rigidez y ρ la densidad del material através del cual se propaga la onda mecánica. De estostres parámetros, la densidad es la que presenta menorvariación por lo que la velocidad está principalmentedeterminada por K y μ.

2. Ondas S o secundarias. Se transmiten por el interior a una velocidad inferior a las P, por lo que llegan en segundo lugar a los sismógrafos. Se propagan sólo por sólidos y se trasmiten perpendicularmente a la dirección de propagación.

Son ondas en las cuales el desplazamiento es transversal a la dirección de propagación. Su velocidad es menor que la de las ondas primarias. Debido a ello, éstas aparecen en el terreno algo después que las primeras. Estas ondas son las que generan las oscilaciones durante el movimiento sísmico y las que producen la mayor parte de los daños. Sólo se trasladan a través de elementos sólidos.

La velocidad de propagación de las ondas S en mediosisótropos y homogéneos depende del módulo decorte μ y de la densidad ρ del material.

3. Ondas superficiales. Se transmiten sólo por la superficie, partiendo desde el epicentro. Son las responsables de los dañosproducidos por un terremoto y no sirven para estudiar el interior de la tierra. Existen dos tipos: las ondas Love o L conmovimiento perpendicular a la propagación y las Rayleigh o R, que se propagan como las olas del mar. Son las causantes de losdaños producidos por los sismos en las construcciones. Estas ondas son las que poseen menor velocidad de propagación acomparación de las otras dos.

Las ondas son ondas

superficiales que producen un

movimiento elíptico retrógrado

del suelo

La velocidad de las ondas sísmicas depende de los materiales que atraviesa. Si estuviésemos en un planeta imaginario decomposición homogénea, las ondas P y S lo atravesarían a una velocidad constante. Si el planeta tuviese capas decomposición y propiedades diferentes, la llegada de las ondas a los sismógrafos dependería de las capas atravesadas.Midiendo el tiempo transcurrido desde que se origina el terremoto y la llegada de las ondas a los sismógrafos de toda latierra, se puede determinar la velocidad, las capas atravesadas, así como ciertas características físicas de cada una deellas.

Los geólogos H. Jeffreys y B. Gutemberg, trabajando de maneraindependiente, detectaron que existían cambios bruscos en lavelocidad de las ondas P y S, que interpretaron como cambios en lacomposición y naturaleza de los materiales, lo que permite dividir elinterior terrestre en capas. Posteriores estudios determinaron laexistencia de varias discontinuidades:

• Discontinuidad de Mohorovicic (Moho), (1er orden), descrita en1909. Situada a unos 40 Km de profundidad media, aunque varíaentre 10 y 100 km. Separa la corteza del manto terrestre.

• Discontinuidad de Gutemberg, (1er orden), descrita en 1914. Sesitúa a 2900 km de profundidad. Las ondas S se detienen, indicandoque empieza una capa fluida (le núcleo externo).

• Discontinuidad de Lehman (2º orden) (también llamada deWiechert-Lehman), descrita por la sismóloga danesa Inge Lehmanen 1936. Situada a 5150 km, que separa el núcleo externo fluido,del núcleo interno, sólido.

Mejorando el registro de velocidad de las ondas, se ha visto que existen zonas en el manto con características diferentes, aunque se consideran como subcapas dentro de la capa principal.

Las ondas sísmicas, al cambiar de medio, sufren variacionesen su velocidad. Si la onda aumenta su velocidad al cambiarde medio, su ángulo de refracción es mayor que el deincidencia. Si al cambiar de medio disminuye su velocidad,ocurre lo contrario

Has sentido algún terremoto recientemente. Aunque no los percibas se producen terremotos todos los días. En el Serviciode Información Sísmica del Instituto Geográfico Nacional, puedes ver información en tiempo real de los terremotosocurridos en los últimos 10 días. En la página aparece parpadeando el último de ellos. Si pulsas sobre cualquiera de lospuntos señalados, recibirás información de el lugar exacto, el día, la hora, la profundidad y la magnitud. También tienes laopción de colaborar informando acerca de si has percibido algún seísmo recientemente.

http://www.ign.es/ign/layout/sismo.do

http://www.ign.es/ign/layoutIn/sismoPrincipalTerremotosMundo.do

Estructura interna de la Tierra.

Modelo geoquímico (estático)

Las divisiones que se obtienen directamente del gráfico de velocidades sísmicas son unidades con

distintas propiedades físicas que tienen diferentes comportamientos en la mecánica del planeta y

que deben tener aproximadamente la misma composición, lo que justifica hacer una división

geoquímica de la Tierra en corteza, manto y núcleo.

Corteza: La corteza presenta notables variaciones de espesor, de 6 a 12 Km. en las

zonas oceánicas y de 25 a 70 (32 de media) bajo los continentes. De hecho se trata

de dos unidades totalmente distintas -corteza continental y corteza oceánica- con

densidades, composición y estructuras diferentes. También diferencias de edad.

Corteza oceánica. (densidad = 3.0 g/cc), con una edad máxima de 180 m.a. (el 4% de la historia de

la Tierra) -, parece provenir del material magmático que emerge de las dorsales oceánicas y está

estructurada en tres niveles:

o Nivel 1 (capa de sedimentos) (500 m de espesor), compuesto por sedimentos en diversos estados de

compactación y de composición variada (calcáreos, arcillosos, silíceos, volcánicos).

o Nivel 2 (capa de basaltos) (1,5 Km. de espesor), compuesto por coladas de basalto, en forma de lavas

almohadilladas, que aflora claramente en las dorsales.

o Nivel 3 (o capa de gabros) (5 Km. de espesor), compuesto por rocas de naturaleza basáltica

metamorfizadas y por gabros (en las zonas más profundas).

Corteza oceánica. (densidad = 3.0 g/cc), con una edad máxima de 180 m.a. (el 4% de la historia de la Tierra) -, parece provenir del

material magmático que emerge de las dorsales oceánicas y está estructurada en tres niveles:

o Nivel 1 (capa de sedimentos) (500 m de espesor), compuesto por sedimentos en diversos estados de compactación y de composición

variada (calcáreos, arcillosos, silíceos, volcánicos).

o Nivel 2 (capa de basaltos) (1,5 Km. de espesor), compuesto por coladas de basalto, en forma de lavas almohadilladas, que aflora

claramente en las dorsales.

o Nivel 3 (o capa de gabros) (5 Km. de espesor), compuesto por rocas de naturaleza basáltica metamorfizadas y por gabros (en las zonas

más profundas).

Las grandes unidades que la estructuran, desde un punto de vista horizontal son:

o Llanura abisal, amplias superficies muy planas, con una profundidad media de unos -5.000 m,

recubierta por sedimentos y que en algunas zonas presenta elevaciones locales (pitones, guyots, islas

oceánicas,...).

o Dorsales oceánicas, grandes alineaciones montañosas (unos 3.000 m de altura) de origen volcánico,

conectadas entre sí, con una longitud de unos 60.000 Km., y caracterizadas por presentar

manifestaciones volcánicas actuales de diversa índole así como fenómenos tectónicos variados (fallas

longitudinales y transversales, rift central,...).

o Fosas o trincheras oceánicas, depresiones (hasta 11.000 m de profundidad) del fondo marino

estrecho y alargado localizado al pie de algunos bordes continentales o junto a sistemas de arcos-

islas.

o Arcos-islas, archipiélagos de islas volcánicas situados en las proximidades de algún continente, con

forma arqueada y teniendo la parte cóncava orientada hacia el continente más próximo (Japón,

Filipinas, Aleutianas,...). Entre el continente y las islas aparece siempre un mar interior (ej. el mar del

Japón) y en el borde de la zona oceánica se encuentra una fosa.

Fosa de las Marianas

http://www.dailymotion.com/video

/xyr5g6_la-fosa-de-las-

marianas_tech

Corteza continental. (densidad = 2,7 g/cc), con una edad elevada (un 85% de la historia de la Tierra. En los

años 70 se dividía en tres capas (sedimentaria, granítica y basáltica, separadas estas por una aparente

discontinuidad).

El modelo actual de la corteza continental la presenta como como un conjunto caótico de rocas plutónicas,

volcánicas y sedimentarias, metamorfizadas en distintos grados, casi siempre más intensos cuanto mayor es la

profundidad.

Estructura horizontal:

Cratones R. metamórficas muy antiguas

Orógeno

Plataformas interiores

Márgenes continentales

Plataforma continental

Talud continental.

Manto.

Desde la discontinuidad de Moho a la zona de transición se encuentra el manto superior, en el que hay que destacar el canal de baja velocidad (70-300 Km.).

Zona de transición (700-1000Km.). A partir de la zona de transición y hasta la discontinuidad de Gutenberg (2.900 Km.) el

manto inferior

En cuanto a su composición, el manto terrestre parece formado por rocas del grupo de las

peridotitas, debido a las siguientes evidencias:

Las peridotitas se parecen a un tipo de meteoritos (las condritas) y de asteroides, lo

que indica que se trata de materiales frecuentes en el Sistema Solar.

A las temperaturas reinantes en el manto, las peridotitas se fundirían parcialmente

dando magmas basálticos, que son los más comunes que llegan a la superficie desde el

manto.

En los sondeos marinos realizados sobre bloques oceánicos levantados y erosionados

se han encontrado peridotitas bajo los materiales de la corteza oceánica.

El manto es anisótropo para las ondas sísmicas (no se propagan con igual velocidad en

todas las direcciones). La anisotropía medida en el manto es casi igual a la medida

experimentalmente en las peridotitas.

Núcleo

Desde el punto de vista de su estructura, el núcleoterrestre se divide en dos zonas separadas por una zona detransición:

El núcleo externo, desde la discontinuidad deGutenberg a la zona de transición, que seencuentra en estado líquido por no circular en éllas Ondas S.

La zona de transición (5.000-5.200 Km.)

El núcleo interno, que, según el comportamientode las Ondas P debe estar sólido.

Según los datos sísmicos tiene una densidad de entre 10 y13 g/cm3. El hierro es el único elemento del Sistema Solarcon esas densidades; pero el hierro , sólo o en aleacióncon un 4% de níquel como en los sideritos, es demasiadodenso para el núcleo, por lo que éste debe contener algúnelemento ligero, muy probablemente azufre (8-10 %, quizáformando sulfuros de hierro como en los meteoritos). Unnúcleo de estas características estaría fundido en su parteexterna pero sólido en el interior, a pesar de estar máscaliente en esta última parte.

Modelo

dinámico