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Profesora: María Antonia Rojas Serrano
MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA
Los datos que nos aportan información sobre la composición y estructura del interior terrestre vienen dados por dos tipos de métodos: directos e indirecto.
MÉTODOS DIRECTOS: en este caso el estudio de los materiales se realiza directamente mediante:
• Observación de rocas superficiales: algunos materiales procedentes del interior terrestre llegan a la superficie mediante erupciones volcánicas, cuyas lavas aportan gran información de la composición química de los materiales del interior terrestre; en ocasiones el magma arrastra rocas que no han fundido (inclusiones) cuya información es mucho más valiosa.
También se pueden estudiar aquellas rocas localizadas en los orógenos, que se han formado en profundidad y afloran al desaparecer los materiales que las cubrían debido a la erosión.
• Sondeos y minas: se extrae directamente el material del interior terrestre mediante excavaciones, en el caso de las minas o perforaciones, en el caso de los sondeos.
• Experiencias de laboratorio: se intenta reproducir a escala reducida algunas procesos que ocurren en el interior de la Tierra.
• Por ejemplo, estudios experimentales con celdillas de yunque de diamante que permiten simular las condiciones de presión y temperatura existentes en la zona límite entre el manto y el núcleo.
Los métodos directos, aunque muy fiables, tan sólo aportan información de los primeros kilómetros terrestres (los sondeos de mayor profundidad alcanzan los 12 km), para deducir la estructura y composición del interior terrestre hemos de recurrir a los métodos indirectos.
MÉTODOS INDIRECTOS: se basan en cálculos y deducciones a partir de los datos obtenidos al estudiar las propiedades físicas de los materiales que componen la Tierra.
Estos métodos son: sísmico, gravimétrico, magnético, geotérmico y el estudio de meteoritos.
Método sísmico
Se basa en el estudio de propagación de las ondas sísmicas por el interior de la Tierra.
Es el método que ha proporcionado más información sobre la estructura y naturaleza del interior de nuestro planeta.
Las ondas sísmicas pueden ser de dos tipos: profundas y superficiales.
o PROFUNDAS: se forman a partir del hipocentro (lugar donde se origina el terremoto) y se propagan de forma concéntrica por el interior de la Tierra, por lo que nos sirven para el estudio de la estructura interna.
oHay dos tipos: P y S.
Ondas P, primarias o longitudinales: son las más rápidas (6-10 km/s) y por tanto las primeras que se registran en los sismógrafos. Las partículas del terreno vibran en la dirección de propagación de la onda. A su paso las partículas de las rocas se comprimen y dilatan alternativamente del mismo modo en que lo hace un acordeón.
Ondas S, secundarias o transversales: son más lentas (4-7 km/s) y las partículas de la roca se mueven en forma de sacudida, perpendicularmente al sentido del desplazamiento del movimiento. Sólo se propagan en medios sólidos.
o SUPERFICIALES: se forman como consecuencia de la interacción de las ondas profundas con la superficie terrestre y se transmiten de forma circular a partir del epicentro (punto situado sobre la vertical del hipocentro).
oNo aportan ningún tipo de información sobre el interior terrestre, sin embargo, son las que causan la mayor parte de los destrozos originados por los seísmos.
oHay dos tipos: L y R.
Ondas L o Love: producen un movimiento horizontal, que es perpendicular a la dirección de propagación; las partículas de la roca vibran en un solo plano, que se corresponde con la superficie del terremoto. Su velocidad de propagación es de 2-6 km/s.
Ondas R o Rayleigh: son las más lentas (1-5 km/s); sin embargo, son las más percibidas por las personas. Las partículas de las rocas describen un movimiento elíptico en el sentido de la propagación y en el plano vertical, de forma similar al de las olas del mar antes de romper.
PROFUNDAS SUPERFICIALES
Estudiando las variaciones de la velocidad de las ondas sísmicas con la profundidad, se pueden establecer las diferentes capas y localizar las superficies de separación entre las mismas.
Las variaciones de la velocidad indican cambios en la composición química o el estado físico de las rocas que atraviesan. Las zonas donde se observan variaciones de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas se denominan discontinuidades sísmicas y marcan los grandes límites en el interior de la Tierra.
Gracias al estudio del comportamiento de las ondas sísmicas podemos dividir la Tierra en: corteza, manto y núcleo.
La discontinuidad de Mohorovicic separa la corteza del manto, presenta una profundidad variable, que oscila entre 25 y 70 km en los continentes y entre 5 y 10 km en los océanos. Al atravesarla, tanto las ondas P como las S aumentan su velocidad.
La discontinuidad de Gutenberg separa el manto del núcleo y se encuentra a una profundidad de 2900 km. Aquí, las ondas P disminuyen su velocidad y las ondas S dejan de transmitirse, lo que se interpreta como que el núcleo externo se encuentra en estado líquido (las ondas S sólo se transmiten en los sólidos).
Además de estas discontinuidades, encontramos otra discontinuidad a 670 km, que separa el manto superior del inferior y la discontinuidad de Lehman situada a 5150 km, que separa el núcleo externo del interno.
Tras la discontinuidad de Gutenberg, las ondas S desaparecen, lo que indica que el núcleo externo se encuentra en estado fluido; en la discontinuidad de Lehman, vuelve a aumentar la velocidad de las ondas P y la velocidad de las ondas P aumenta conforme incrementa la rigidez del medio, con lo cual el núcleo interno se encontrará en estado sólido.
Variaciones de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas con la profundidad.
Método gravimétrico
Consiste en medir, con un gravímetro, el valor de la aceleración de la gravedad (g) en diferentes zonas del planeta. Según la ley de la gravitación universal, el valor teórico de g es de 9,8 m/s2.
Pero el valor medido en distintas zonas de la superficie terrestre varía con respecto a este valor teórico. Estas variaciones se llaman anomalías gravimétricas y se interpretan como variaciones en la densidad y la composición de las rocas del interior terrestre: las zonas en las que se detecta un alto valor de la gravedad sugieren la presencia de rocas densas; las zonas con valores bajos de gravedad indican la presencia de rocas poco densas debido por ejemplo, a que están muy calientes o incluso fundidas.
Método magnético
La Tierra presenta un campo magnético, lo que nos indica la existencia de un núcleo metálico (formado principalmente por hierro).
El núcleo externo es una capa fluida, en donde se producen corrientes de convección debidas al calor interno; al ser una capa metálica que presenta movimiento se originan corrientes eléctricas que inducen la formación de un campo magnético.
El campo magnético terrestre presenta variaciones locales producidas por las diferencias en los materiales que constituyen la corteza terrestre. Estas variaciones se denominan anomalías magnéticas.
Las anomalías positivas pueden estar producidas por la existencia, en profundidad, de rocas más ricas en hierro; mientras que las negativas se explican por la existencia de rocas amagnéticas, como los domos salinos.
Método geotérmico
Existe un flujo térmico terrestre, en el que la temperatura va aumentando con la profundidad, a este incremento se denomina gradiente geotérmico.
El gradiente geotérmico presenta un valor promedio de un aumento de 3ºC cada 100 metros de profundidad en la corteza terrestre, pudiendo verse afectado por la proximidad de magmas, por la conductividad térmica de las rocas, por la humedad de los materiales, por la circulación subterránea de aguas y por yacimientos de minerales radiactivos.
Encontrándose valores más altos en aquellas regiones con intenso vulcanismo, como las dorsales, y los valores más bajos en las fosas oceánicas, en las que las rocas frías de la corteza penetran en el interior terrestre.
Estas variaciones del gradiente geotérmico son el reflejo de ciertas características del interior de la Tierra.
Estudio de los meteoritos
Los meteoritos que llegan a la superficie terrestre nos aportan información de los materiales que forman el Sistema Solar, que son los mismos que forman nuestro planeta; de esta manera, estudiando la composición de los meteoritos podremos deducir los componentes de nuestro planeta.
MÉTODOS DIRECTOS
OBSERVACIÓN DE ROCAS SUPERFICIALES ( erupciones volcánicas y afloramientos rocosos debidos a la erosión)
SONDEOS Y MINAS
EXPERIENCIAS DE LABORATORIO
MÉTODOS INDIRECTOS
MÉTODO SÍSMICO
MÉTODO GRAVIMÉTRICO
MÉTODO MAGNÉTICO
MÉTODO GEOTÉRMICO
ESTUDIO DE METEORITOS
ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
La tierra es un planeta estructurado internamente en capas concéntricas.
Atendiendo al criterio que empleemos podemos diferenciar:
UNIDADES GEOQUÍMICAS: atendiendo a la composición química de los materiales se diferencian tres capas: corteza, manto y núcleo.
UNIDADES DINÁMICAS: atendiendo a su actividad mecánica o estado físico. En este caso las capas terrestres son: litosfera, manto superior sublitosférico o astenosfera, manto inferior o mesosfera, núcleo externo y núcleo interno.
UNIDADES GEOQUÍMICAS
CORTEZA: es la capa más externa y delgada. Se extiende desde la superficie hasta la discontinuidad de Mohorovicic cuya profundidad es variable.
Es la capa que presenta mayor heterogeneidad horizontal, los elementos más abundantes que aparecen en ella son: oxígeno (O), silicio (Si), aluminio (Al), hierro (Fe) y calcio (Ca) y se divide en:
• Corteza continental
• Corteza oceánica
• Corteza continental: presenta un espesor comprendido entre 25-70 km. Su densidad media es de 2,7 g/cm3. En las zonas más profundas se sitúan rocas metamórficas con esquistos y gneis, entre las cuales podemos encontrar intrusiones de granito y en la zona superficial aparecen rocas sedimentarias. Las rocas más antiguas encontradas son de hace 4000 m.a.
En ella se diferencian dos tipos de estructuras: los cratones o escudos y las cordilleras.
Los cratones o escudos son las zonas más antiguas, estables y de poco relieve ya que este ha desaparecido por efecto de la erosión, mientras que las cordillerasson zonas recientes, donde la actividad sísmica y volcánica ocurre con frecuencia.
Corteza oceánica: es más delgada que la continental, presenta entre 5-10 km de espesor. Está formada por una capa superficial de sedimentos, que se sitúan sobre una capa de basalto, que se asienta sobre gabros. Las rocas de la corteza oceánica son más jóvenes que las rocas continentales, las rocas más antiguas tienen una edad de 180 m.a.
Basaltos
En la corteza oceánica destacan dos tipos de estructuras: dorsales y fosas.
Las dorsales son elevaciones que recorren el centro de todos los océanos y poseen una depresión central llamada rift donde se alcanzan temperaturas más elevadas que en el resto de los fondos oceánicos.
Las fosas oceánicas son zonas hundidas, semejantes a trincheras profundas con temperaturas más bajas que en el resto del fondo oceánico.
Tanto dorsales como fosas son zonas inestables con abundantes terremotos y actividad volcánica.
Dorsal Fosa oceánica
MANTO: es la capa de mayor grosor, está comprendida entre la discontinuidad de Mohorovicic y la discontinuidad de Gutenberg.
Los elementos químicos más abundantes en el manto son: oxígeno (0), silicio (Si), magnesio (Mg) y hierro (Fe). Y está formado principalmente por peridotitas(rocas plutónicas ultrabásicas).
Se cree que la composición del manto es muy uniforme y la diferencia entre el manto superior y el inferior es de carácter físico, por adaptación de los minerales a las presiones crecientes con la profundidad.
El manto llega hasta una profundidad de 2900 km. En esa zona, en contacto con el núcleo existe una capa llamada D´´ en la que los materiales, aunque sean sólidos debido a la enorme presión, presentan gran viscosidad por su elevada temperatura. Desde esta zona ascienden muy lentamente penachos de materiales muy calientes que pueden llegar hasta la superficie, son las llamadas plumas del manto (térmicas o ascendentes) cuando estas plumas alcanzan la corteza forman un punto caliente.
NÚCLEO: en él se origina el campo magnético terrestre, lo que indica que está formado principalmente por hierro, el estudio de los meteoritos indica que además de hierro (Fe) está formado por níquel (Ni), pero la densidad del hierro y el níquel debería ser mayor en las condiciones de presión y temperatura existentes en el núcleo, por lo que se piensa que en él se encuentran elementos más ligeros como silicio (Si), oxígeno(O) y azufre (S).
UNIDADES DINÁMICAS
LITOSFERA: es la capa más externa y rígida, incluye la corteza y la parte superior del manto y su espesor varía en función de si se trata de litosfera oceánica o de litosfera continental.
MANTO SUPERIOR SUBLITOSFÉRICO O ASTENOSFERA: comprende desde la litosfera hasta la discontinuidad de los 670 km. Se trata de una capa plástica, en donde se producen corrientes de convección; responsables del movimiento de las placas litosféricas.
El término de astenosfera, crea controversias, ya que muchos autores niegan la existencia de la astenosfera, pues no hay evidencias de ella; mientras que otros siguen empleando el término por su utilidad a nivel de comprensión pedagógica.
MANTO INFERIOR O MESOSFERA: localizado entre la discontinuidad de 670 km y la discontinuidad de Gutenberg (2900 km). En él también se producen corrientes de convección y en la zona más próxima al núcleo se encuentra la capa D´´ (D doble prima) que es una capa discontinua e irregular de cero a 200 km de grosor.
NÚCLEO EXTERNO: situado entre la discontinuidad de Gutenberg (2900 km) y la discontinuidad de Lehman (5150 km). Se encuentra en estado líquido y en él se originan corrientes de convección que son las responsables del campo magnético terrestre.
NÚCLEO INTERNO: es la zona más interna de la Tierra, se haya en estado sólido y se encuentra entre los 5150 km de profundidad hasta el centro de la Tierra (6370 km).
DEFORMACIONES DE LAS ROCAS DE LA CORTEZA TERRESTRE
Las rocas de la corteza terrestre se encuentran sometidas a tensiones, debidas a la presión litostática (peso de los materiales situados sobre ellas) y a esfuerzos tectónicos producidos como consecuencia del movimiento de la tectónica de placas; estas tensiones originan deformaciones en las rocas.
Las deformaciones que sufren las rocas pueden ser de tres tipos:
Deformación elástica: cuando las rocas recuperan su forma al cesar el esfuerzo.
Deformación plástica: cuando la deformación queda permanentemente en la roca, sin poder recuperar su forma inicial al cesar el esfuerzo.
Deformación por rotura: cuando el esfuerzo es tal que la roca se rompe.
Una misma roca puede experimentar los tres tipos de deformaciones a medida que va incrementando la intensidad del esfuerzo al que está sometida.
Así, puede sufrir inicialmente una deformación elástica, para posteriormente convertirse en irreversible (plástica), hasta producirse la fractura de la roca.
Todos los materiales se fracturan cuando superan su límite de rotura (valor máximo de deformación).
Los principales factores que controlan las deformaciones de las rocas son:
• La presión litostática.
• La temperatura.
• La presencia de agua y otros fluidos.
• Y el tiempo de actuación.
El incremento de estos factores favorecerá la deformación plástica de las rocas.
Deformaciones plásticas: los pliegues
Los pliegues son deformaciones plásticas en las que al no sobrepasar el esfuerzo el límite de rotura se producen ondulaciones.
Un pliegue viene determinado por la dirección y el buzamiento, que son dos medidas que indican la orientación de los estratos del pliegue:
Dirección: es el ángulo que forma una línea horizontal contenida en el estrato con la línea Norte-Sur.
Buzamiento: es el ángulo que forma la superficie del estrato con un plano horizontal. Además, se debe indicar el sentido del buzamiento (inclinación).
En un pliegue se distinguen los siguientes elementos:
Charnela: es la zona de máxima curvatura de un pliegue o la zona donde cambia el buzamiento de los estratos.
Plano axial: es un plano que divide el pliegue en dos partes lo más simétricamente posible, pasando por las charnelas de los distintos estratos.
Flancos: son las dos partes del pliegue situados a ambos lados de la charnela.
Los pliegues pueden clasificarse atendiendo a diversos criterios:
Según la disposición de la antigüedad de los materiales distinguimos:
Anticlinal: en el núcleo se encuentran los materiales más antiguos.
Sinclinal: en el núcleo se encuentran los materiales más recientes.
Un anticlinal no siempre presenta forma convexa( ) , ni un sinclinal forma cóncava( ).
Según la posición del plano axial, se clasifican en: recto, inclinado, tumbado e invertido.
RECTO TUMBADO
INCLINADO INVERTIDO
Según su simetría: simétrico o asimétrico.
Deformaciones por rotura: diaclasas y fallas
Si el esfuerzo a que se somete una roca supera su límite de rotura, se produce una fractura.
Estas fracturas pueden ser de dos tipos:
DIACLASAS: son fracturas en las que no hay desplazamiento de los bloques.
No se presentan solas, sino en sistemas complejos en donde las rocas se recortan formando elementos regulares.
FALLAS: son fracturas en las que se ha producido el desplazamiento de un bloque respecto al otro.
En una falla se distinguen los siguientes elementos:
• Plano de falla: superficie a lo largo de la cual se ha producido la fractura y el deslizamiento de los dos bloques.
• Labios de falla: son los dos bloques que se desplazan. Según su movimiento se diferencian en: labio hundido y labio levantado.
• Salto de falla: es la distancia que separa dos puntos que originalmente estaban unidos.
Tipos de fallas:
FALLA NORMAL: el plano de falla buza (se inclina) hacia el labio hundido. Se producen debido a esfuerzos distensivos.
FALLA INVERSA: el plano de falla buza hacia el labio levantado. Se originan por esfuerzos compresivos.
Cabalgamientos
Son casos especiales de fallas inversas que se forman cuando el plano de falla está muy inclinado ( ángulo de buzamiento inferior a 45º) desplazándose el labio levantado grandes extensiones sobre el labio hundido e invirtiendo la disposición de los estratos (los estratos más antiguos se sitúan por encima de estratos más recientes) .
Manto de corrimiento
Es un sistema de cabalgamientos que abarca una gran superficie. Suelen formarse en la convergencia entre dos placas litosféricas continentales, que originan cordilleras de gran elevación, debido a esfuerzos compresivos.
FALLA DE DESPLAZAMIENTO HORIZONTAL, DE DESGARRE O TRANSFORMANTE: en estas fallas el plano es vertical y el desplazamiento se realiza horizontalmente, por lo que ambos labios se encuentran a la misma altura.
Asociaciones de fallasEn muchas ocasiones las fallas se encuentran asociadas formando sistemas de fallas escalonadas, como horst y graben.
oHORST O MACIZO TECTÓNICO: son bloques levantados debido a dos fallas laterales.
oGRABEN O FOSA TECTÓNICA: se produce un hundimiento debido a dos fallas laterales.
