unidad 2 estructura de la tierra 2012

8/20/2019 Unidad 2 Estructura de La Tierra 2012

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UNIVERSIDAD DE EL SALVADOR

FACULTAD DE INGENIERIA Y ARQUITECTURA

ESCUELA DE INGENIERIA CIVIL

DEPARTAMENTO DE GEOTECNIA

Unidad 1 Geología Apl icada Estructura y Composición

de la Tierra.

Prof. Ingra. Susan Campos de OrellanaDoc No 2: Ciclo I

Pág. 1 de 26 Revisado Febrero 2012.

UNIDAD 2‘ESTRUCTURA Y

COMPOSICION DEL INTERIOR

DE LA TIERRA”


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de la Tierra.



2- ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DEL INTERIOR DE LA TIERRA.

2.1 Métodos de estudio de la tierr a.

- Métodos directos

Las observaciones directas de la composición y otras características físicas de las rocas ymateriales que constituyen la Tierra se limitan a las realizadas en la propia superficie, lasminas y perforaciones. A excepción de un pozo (sondeo) realizado por los soviéticos en laPenínsula de Kola donde se ha pasado los 12 Km. de profundidad, las otras observacionesdirectas del interior de la tierra no sobrepasan los 8 Km. de profundidad.

- Métodos Indirectos

La conductividad eléctrica, la susceptibilidad magnética o la manera de propagación de lasondas sísmicas, por ejemplo, son propiedades físicas de las rocas y sedimentos que se

pueden determinar experimentalmente en el laboratorio, obteniendo unas constantes físicascaracterísticas para cada tipo de roca.

La lectura de estas propiedades geofísicas puede realizarse en el campo y las variacionesque se obtengan han de responder a variaciones en la composición y/o estructura delsubsuelo, tanto horizontal como vertical.

Dependiendo de la variable seleccionada para realizar el estudio (dependiendo de los finesque este estudio se proponga) hablaremos de métodos eléctricos (conductividad),magnéticos (magnetismo), radiactivos (radiactividad), gravimétricos (gravedad) y sísmicos(propagación de las ondas sísmicas). De todos estos métodos, el más utilizado por el tipo yvalor de la información que suministra sobre la constitución del interior de la tierra, es elmétodo sísmico.

Métodos sísmicos:

Cuando se aplica una fuerza (de compresión o tensión) a un solidó, las partículas que loforman se acercan o se alejan y comunican su movimiento transmitiéndolo a las partículasadyacentes, produciendo que oscilen y propaguen la perturbación de manera continua,atenuándose (perdiendo amplitud de oscilación y velocidad de propagación) con la distanciarecorrida desde el origen. Dado que la velocidad de propagación disminuye con la distanciarecorrida desde el origen, ésta aumenta cuando aumenta la compactación del medioatravesado o la densidad del mismo, entre otras causas.

Dentro de los métodos de prospección sísmica de la Geofísica Aplicada se encuentran los derefracción y reflexión, los cuales se basan en el estudio de las diferencias en las propiedades

elásticas de las rocas, sedimentos y materiales, las cuales condicionan a la vez, diferenciasen la velocidad y dirección de propagación de las ondas sísmicas.


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Método de reflexión sísmica.

Se utiliza para construir el mapa de la estructura del subsuelo a partir de los tiempos

requeridos para que una onda sísmica creada al suelo, por una explosión de dinamitapróxima a la superficie, vuelva a la superficie después de ser reflejada por los materiales queforman el subsuelo. Las reflexiones son registradas por instrumentos detectores situadossobre el suelo (geófonos), cerca del punto de la explosión.

Fig 2.1


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Método de refracción sísmica.

Los instrumentos detectores se disponen a cierta distancia del punto de explosión, que es

larga en comparación con la profundidad a que se encuentra la capa que se tiene queestudiar. Las ondas explosivas recorren grandes distancias a través del subsuelo y el tiemporequerido para viajar informa sobre la profundidad de las capas del subsuelo y la velocidad aque va la onda a través de ellas da información de la naturaleza de las capas.

Fig 2.2


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Aunque el método de refracción no da tanta información, ni es tan preciso como el métodode reflexión, proporciona datos de la velocidad en las capas refractantes y el geólogo puedeidentificarlas y especificar su litología.

2.2 La sismología como instrumento uti l izado para el estudio de la estructura de latierra.

La mayor parte de los conocimientos que tenemos sobre la estructura del interior de la Tierray las propiedades físicas de las diferentes capas que la constituyen provienen de laGeofísica y muy especialmente, de los datos suministrados por las ondas sísmicas.

Estas ondas se producen de forma natural por liberación de energía elástica almacenada: lasrocas que tienen un comportamiento frágil admiten una deformación elástica de determinadamagnitud, la cual superada, hace que se fracturen o deslicen por fracturas ya existentes. Enese momento, la energía elástica es liberada instantáneamente provocando las ondassísmicas. El punto donde se produce la liberación se denomina hipocentro o foco delterremoto (o seísmo o sismo) y el punto de la superficie terrestre que está en la vertical delfoco se denomina epicentro. (ver fig. 2.3). Las ondas sísmicas pueden también producirseartificialmente, en general por medio de explosiones.

Fig. 2.3 Foco y epicentro de un terremoto. El foco es la zona del interior de la Tierra donde seinicia la ruptura y se libera la energía. El epicentro es la localización superficial queestá directamente encima del foco. Los rayos de ondas son líneas trazadasperpendicularmente a los frentes de ondas.

Las ondas sísmicas se registran en los sismógrafos, que consisten en una masasuspendida y aislada del terreno. Las vibraciones del terreno son transmitidas a un marcadorconsistente en un rodillo giratorio con una hoja de papel. Un marcador conectado a la masa,la cual no se mueve debido a su inercia, dibuja las ondas registradas. (ver fig 2.4)

rente de ondas

sísmicas


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Fig. 2.4 Muy esquemáticamente, se representan en la figura dos sismógrafos, uno pararegistrar el movimiento vertical de las partículas (izquierda) y otro para registrar elmovimiento horizontal (derecha).

2.3 Tipos de ondas sísmicas y su propagación.

Las ondas sísmicas son ondas mecánicas y elásticas, puesto que causan deformaciones no

permanentes en el medio en que se propagan.Una clasificación de los tipos de ondas sísmicas puede ser hecha de las maneras siguientes

a) Clasificación de las ondas sísmicas de acuerdo al movimiento de la partícula.

Masa

inercial

Tambor

rotativo

Masa

inercial

Soporte

Lápiz

Tambor

rotativo

LápizSoporte

Movimiento de la partícula paraleloa la dirección del movimiento

Movimiento de la partículaperpendicular a la dirección del

movimiento

- Ondas longitudinales

- Ondas transversales

MOVIMIENTOS VERTICALES

MOVIMIENTOS HORIZONTALES

Hilo


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b) Clasificación de las ondas sísmicas de acuerdo a los esfuerzos en el foco o medio de propagación.

c) Clasificación de las ondas sísmicas de acuerdo a su velocidad de propagación y sutiempo de arribo.

d) Clasificación de las ondas sísmicas de acuerdo a su nivel de profundidad en que se propagan.

Los diferentes tipos de ondas sísmicas son causadas por el hecho de que la tierra no es unmedio homogéneo y que la velocidad de propagación es dependiente de la profundidad.

Las ondas internas son las ondas longitudinales (P) y las ondas transversales (S), siendo lasprimeras las que más se utilizan habitualmente en las prospecciones sísmicas, ya que son

las que mayor velocidad obtienen.Las ondas externas, son las ondas Rayleigh y las ondas love, las cuales carecen de interésen la prospección sísmica. Las ondas Rayleigh son una combinación de las longitudinales ytransversales. Las ondas Love, son ondas que se propagan por la capa superficial delterreno.

Esfuerzos de compresión, extensión

Esfuerzos de corte

- Ondas de compresión

- Ondas de corte

Ondas que arriban primero

Ondas que arriban de segundo

- Ondas primarias

- Ondas secundarias

En el interior de la tierra

En la superficie de la tierra

- Ondas internas

- Ondas externas


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Ondas P

Las ondas P, también conocidas como primarias, compresivas y longitudinales, son ondas

que se propagan por compresión y extensión. (fig 2.5)

Fig. 2.5 Ondas P , se indica la forma de propagación de dicha onda.

El movimiento de las partículas de roca que son atravesadas por las ondas P consiste enuna alternancia de condensaciones y dilataciones, es decir; se acercan y alejan entre símoviéndose en la dirección de su propagación. Son, por tanto, similares a las ondas sonorasy pueden viajar a través de sólidos y líquidos. La condición para que una onda puedapropagarse es que el medio se comporte elásticamente ante ella. Las ondas, por tanto, setransmiten a base de que partes del medio se comprimen e instantáneamente, se expandentransmitiendo la compresión a las zonas adyacentes.

La velocidad de propagación (Vp) depende de las rocas y la profundidad, ésta oscila entreunos 2 km/seg en sedimentos superficiales poco consolidados y cerca de 14 km/seg a unos

3,000 km de profundidad. La velocidad es mayor, en general, cuanto mayor es la densidadde las rocas, siempre que estén sólidas.

Ondas S

Las ondas S o secundarias, también llamadas de cizalla y transversales, se propagan pormovimientos perpendiculares a su dirección de propagación, siendo en eso semejantes a lasde la luz. (fig 2.6)

Fig. 2.6 Ondas S, se indica la forma de propagación de dicha onda.

compresión dilatación

Dirección depropagación



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Aquí las partículas son desplazadas lateralmente, sufriendo un cizallamiento con respecto alas adyacentes. Esto es algo que los líquidos pueden soportan perfectamente, por lo que ladeformación en ellos es permanente, no hay recuperación ni transmisión y,

consecuentemente, las ondas no se propagan. Las ondas S sólo se transmiten en los sólidosy su velocidad (Vs) es del orden de 1/2 a 1/3 de la Vp.

Ondas Love

Las ondas Love junto a las ondas Rayleigh son las llamadas ondas de superficie, debido aque sólo se transmiten en la superficie de la Tierra y no por su interior, lo que hace quesuministren muy poca información. Las ondas Love, son llamadas así en honor al científicoque las estudió.

Este tipo de ondas se generan sólo en la interfase de dos medios con propiedadesmecánicas diferentes, situación que se cumple en nuestro planeta, pues se encuentra

formado por capas de diferentes características físicas y químicas.Las ondas Love se propagan con un movimiento de las partículas, perpendicular a ladirección de propagación de la perturbación, como las ondas S, sólo que ocurre en el planode la superficie terrestre. Las ondas Love pueden considerarse como ondas S "atrapadas" enla superficie. Su amplitud decrece rápidamente con la profundidad. En general su existenciase puede explicar por la presencia del vacío o un medio de menor rigidez, que tiende acompensar la energía generando este tipo especial de vibraciones. La velocidad de lasondas love es un 90% de la velocidad de las ondas S y es ligeramente superior a lavelocidad de las ondas Rayleigh.

Fig. 2.7 Ondas Love, se indica la forma de propagación de dicha onda.

Ondas Rayleigh

Cuando un sólido posee una superficie libre, como la superficie de la tierra, puedengenerarse ondas que viajan a lo largo de la superficie. Estas ondas tienen su máximaamplitud en la superficie libre, la cual decrece exponencialmente con la profundidad, y sonconocidas como ondas de Rayleigh en honor al científico que predijo su existencia. Latrayectoria que describen las partículas del medio al propagarse la onda es elípticaretrógrada y ocurre en el plano de propagación de la onda. Una analogía de estas ondas loconstituyen las ondas que se producen en la superficie de un líquido en reposo al tocarlo o



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arrojar un objeto. Las ondas de superficie son las causantes de los destrozos producidos porlos sismos.

Fig. 2.8 Ondas Rayleigh, se indica la forma de propagación de dicha onda.

A partir de un foco sísmico, las ondas “P” y “S” viajan por el interior de la tierradesplazándose por todas las direcciones; el trayecto seguido por éstas hasta su llegada adiferentes puntos de la superficie, depende de las propiedades físicas (composición) de losmateriales atravesados.

Las ondas sísmicas desde el hipocentro avanzan en todas las direcciones siguiendotrayectorias curvas por el cambio progresivo de las propiedades del medio. En la siguientefigura 2.9, puede observarse que las ondas “P” sufren una refracción al penetrar en elnúcleo, hecho que genera la existencia de zonas de sombra (zonas donde no pueden llegarlas ondas sísmicas.)

Fig. 2.9 Ruta de las trayectorias de las ondas S y P en el interior de la tierra.


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Figura 2.10- Debido a que las ondas “S” no pueden viajar a través de líquidos, la zona sombría dedichas ondas, indican que hay una profunda capa líquida dentro de la tierra que detienetodas las ondas “S” pero no las ondas “P”. En 1914, Beno Gutenberg, sismólogo Alemán,usó estas zonas sombrías para calcular el tamaño de otra capa dentro de la tierra llamadanúcleo. El definió un borde agudo del núcleo y el manto a 2900 km de profundidad, dondelas ondas “P” se refraccionan y disminuyen velocidad y las ondas “S” se detienen.

La presencia de zonas de sombra, es decir; de zonas de no recepción de las ondas “P’ y “S”en superficie y la apreciación de un gran retardo en la llegada de las ondas “P” , implica laexistencia de al menos una región interna de características diferentes a las de la porción

más externa, que provoca la refracción de las ondas sísmicas y el descenso de su velocidadde propagación. En el caso de las ondas “S” se produce incluso su detención.

Según se ha descrito anteriormente, se ha abordado sobre algunas características de ladistribución de las ondas a partir de conocimientos del interior de la Tierra. En la realidad, elproceso es el contrario: se establece la distribución de las ondas y se deduce la estructurainterna. En esencia, se trata de comparar el tiempo que un determinado evento sísmico tardóen registrarse en los sismógrafos repartidos por todo el mundo y qué tipos de ondas llegarony, a partir de esos datos, deducir la existencia de discontinuidades que separan capas conpropiedades diferentes y la velocidad de propagación de las ondas en ellas.

Algunos hechos de importancia en relación a los descubrimientos de las diferentes capasque constituyen el interior de la tierra son:

1- Las principales capas: corteza, manto y núcleo, fueron ya establecidas a principios desiglo, fundamentalmente por los geofísicos R.D Oldham, que identificó los tiposprincipales de ondas y demostró que la Tierra tenía un núcleo central,

2- B. Gutenberg, que estableció la profundidad del núcleo y la primera tabla de velocidades

3- A. Mohorovicic, que identificó la discontinuidad que separa la corteza del manto.

Son registradas ondas P.

No seregistranondas Pdirectas.

No son registradas ondas S directas.

No seregistranondas Pdirectas.

http://winopen%28%27/library/pop_glossary_term.php?oid=889&l=s%27,%27Glossary%27,500,300);http://winopen%28%27/library/pop_glossary_term.php?oid=889&l=s%27,%27Glossary%27,500,300);http://winopen%28%27/library/pop_glossary_term.php?oid=1526&l=s%27,%27Glossary%27,500,300);http://winopen%28%27/library/pop_glossary_term.php?oid=1526&l=s%27,%27Glossary%27,500,300);http://winopen%28%27/library/pop_glossary_term.php?oid=1526&l=s%27,%27Glossary%27,500,300);http://winopen%28%27/library/pop_glossary_term.php?oid=1526&l=s%27,%27Glossary%27,500,300);http://winopen%28%27/library/pop_glossary_term.php?oid=889&l=s%27,%27Glossary%27,500,300);http://winopen%28%27/library/pop_glossary_term.php?oid=889&l=s%27,%27Glossary%27,500,300);


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4- Otros avances importantes se registraron entre 1930 y 1940, fundamentalmente por partede H. Jeffreys y K.E. Bullen, que establecieron con precisión las tablas de velocidad delas ondas en las diferentes capas de la Tierra y por I. Lehmann, que descubrió que el

núcleo estaba formado por dos capas diferentes.Desde entonces el conocimiento de la estructura del interior de la Tierra ha avanzado muchoy continúa haciéndolo gracias a la ampliación de la red mundial de estaciones sismológicas,a la utilización de las explosiones atómicas como fuentes de ondas sísmicas de localizaciónexacta y al empleo de ordenadores para el tratamiento masivo de datos.

2.4 Modelo sísmico del inter ior de la tier ra

Estructura:

La división del interior de la tierra se ha hecho con base en el comportamiento de las ondas

elásticas primarias (P) y secundarias (S) producidas por los terremotos (Jeffreys, 1939 yGutenberg, 1959).

Figura 2.11- Registro de la velocidad de las ondas P y S desde la superficie terrestre hastael centro de la tierra. Se puede observar en el diagrama que las ondas S no setransmiten a partir de los 2900 Km.

Lehman


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Según la figura 2.11 podemos observar los hechos siguientes:

1. A pocas decenas de Km, tanto la velocidad de las ondas P (Vp) como la de las ondas S

(Vs) aumentan con la profundidad hasta una profundidad de 2,896 km. ( Vp y Vs )2. A partir de 2,896 Km, las ondas P sufren un descenso brusco desde 13.6 km/seg hasta 8

km/seg y las ondas S decrecen, hasta llegar a cero (no se propagan). Esos datos indicanla existencia de una discontinuidad importantísima. ( Vp ); ( Vs , Vs = 0)

3. Posteriormente, la Vp aumenta progresivamente hasta algo más de 5,000 km, donde selocaliza otra discontinuidad, luego Vp disminuye y, en seguida, aumenta hasta 11.2km/seg. ( Vp , Gutenberg); (Vp y luego Vp , Jeffreys)

Lo anterior por tanto, nos establece tres discontinuidades principales:

1ª Discontinuidad: Mohorovicic 1910, terremoto 8 de octubre 1909 en Croacia,Discontinuidad a 54 km de profundidad. Separa la corteza delmanto.

2ª Discontinuidad: Discontinuidad de Gutenberg, o de Oldham 1906, es la quesepara la base del manto y el techo del núcleo terrestre, a unaprofundidad de 2900 Km.

3ª Discontinuidad: Lehman o Wiechert (1936), ubicada a los 5000 Km. Zona detransición que separa el núcleo exterior del interior.

Capas composicionales de la tierra: el núcleo, el manto y la corteza

A partir de los análisis de las gráficas de velocidad de propagación de las ondas sísmicas P yS, propuestas por Jeffreys y Gutenberg, el geofísico Bullen señaló en 1963 la existencia desiete zonas o regiones concéntricas desde la superficie al centro de la tierra. Tales zonashan sido afinadas notablemente a partir de estudios geofísicos recientes, fundamentalmentede explosiones, que a la vez han manifestado sus variaciones laterales y en profundidad.

Si bien los primeros modelos sobre la constitución de estas 7 zonas no accesibles de nuestroplaneta fueron deducidos de la distribución en profundidad de la propagación de las ondas Py S, de la densidad y de la presión, el estudio posterior de meteoritos y de determinadas

rocas derivadas del manto superior, técnicas de alta presión y alta temperatura de loscampos de estabilidad de minerales y rocas que pueden estar presentes en las zonas de latierra, han contribuido fuertemente en la delimitación de tales zonas. En la siguiente figura2.12 se detallan esas 7 zonas definidas al interior de la tierra.


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Figura 2.12 Estructura zonal de la tierra, según Bullen (1963).

Descripción de las zonas:

La corteza (A) es una capa delgadísima de 5 km en los océanos y 33 km en los continentescomo valores medios. (en esta zona Vp es de unos 3 km/seg en sedimentos superficiales,

aumenta rápidamente a más de 5 km/seg a profundidades de muy pocos km, tiene un valorde 6 a 7 km/seg en la parte media de la corteza y de unos 7 a 7.8 km/seg en su base)

La discontinuidad de Mohorovicic está marcada por un aumento de Vp a unos 8 km/seg.

El manto se subdivide en tres capas (B, C y D). En B y C, Vp y Vs aumentan muyrápidamente, mientras que en D lo hacen más lentamente. El canal de baja velocidad esparte del lecho B y la separación entre éste y el siguiente está marcada por un aumento deVp, más rápido en C que en B. Las mayores velocidades se dan precisamente en la base dela capa D, donde Vp alcanza 13.6 km/seg.


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El contacto entre el manto y el núcleo externo, la llamada discontinuidad de Gutenberg ode Oldham, es una discontinuidad bastante neta, a diferencia de la que separa el núcleoexterno del interno. Debido a la existencia de una zona de transición entre ambos, el núcleo

se separa en tres lechos E, F y G . Un resumen de estas zonas se expone en la tabla 2.1

Tabla No 2.1 Zonas internas de la tierra (según bullen, 1963)

ZonasIntervalo de profundidad

(km)Nombre

A 0 – 33 Corteza

Discontinuidad de Mohorovicic

B 33 – 410 Manto superior

C 410 – 1,000 Zona de transición

D 1,000 – 2,900 Manto inferior

Discontinuidad de Gutenberg

E 2,900 – 4,980 Núcleo externo

F 4,980 – 5,120 Zona de transición

G 5,120 – 6,370 Núcleo interno

En base a lo anterior, el interior de la tierra se divide en tres capas principales: El núcleo, elmanto y la corteza.

El núcleo tiene un radio medio de 3,486 km y está dividido esencialmente en dos capasgruesas separadas por una zona de transición. El núcleo interno, sólido, tiene un radio deunos 1,216 km, y el núcleo externo, líquido, un espesor de 2,270 km.

El manto tiene un espesor de entre 2,861 y 2,900 km aproximadamente, según se trate demanto subcontinental o suboceánico. Es sólido todo él aunque hay una capa, el canal debaja velocidad, en la cual las rocas tienen un comportamiento más plástico que las deencima o debajo.

Finalmente, la corteza, también sólida, tiene un espesor de entre 33 en los continentes y 5km en los océanos como valor promedio, aunque en los primeros puede llegar a 70 km y enlos océanos puede no superar los 2 km. (Fig 2.13)


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Figura 2.13 Capas principales que conforman la estructura al interior de la tierra.


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Capas mecánicas de la tierra: La litosfera y la astenósfera

Existe otra división de la tierra en capas, que no coincide exactamente con la anterior y que

es más útil para describir su comportamiento reológico. Según ella, la tierra se divide en:

Km(sin esc.) Modelo Estático Discontinuidad Modelo Dinámico

15CORTEZA

ContinentalLitosfera

(10 - 100 Km debajo de loscontinentes) Rígida, más fría que la

astenósfera

50Oceánica

100

MANTO

Superior

700

AstenósferaMás plástica. El límite superiorcoincide con el canal de bajavelocidad del manto superior

2900

Inferior Mesosfera

5000 NUCLEOExterno

Endosfera

6371Interno

700 Km

150 Km

CONRAD

MOHOROVICIC

Canal baja

velocidad

REPETTI

GUTENBERG

WIECHERT

Figura 2.14Comparación entre las dosprincipales subdivisionesdel interior terrestre.Estructura estática de latierra (izquierda) y Modelodinámico de la estructurade la tierra (derecha)


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2.5 Estructura general de la tierra

Estructura de la corteza:

Debido a que la distribución de las velocidades de las ondas sísmicas en la corteza varíaampliamente en diferentes regiones, éstas se dividen en:

Regiones continentales:Zonas tectónicamente estables:Zonas orogénicas (tectónicamente inestables o activas)

Regiones oceánicas:Provincias: Llanuras abisales

DorsalesFosas

Corteza continental

Es mucho más antigua que la oceánica. Se extiende debajo de los continentes y susmárgenes. Tiene un espesor comprendido entre 20 y 50 kilómetros, aunque localmentepuede alcanzar los 70 Km. En las regiones continentales estables, que no han sufridograndes cambios en los últimos 2,500 Ma (escudos precámbricos), la corteza tiene unespesor medio de 40 Km. En regiones continentales orogénicas, la corteza tiene un espesormayor que en las regiones continentales estables y su estructura es más compleja.

En las regiones continentales y a una profundidad de unos 15 Km, se detecta unadiscontinuidad (desaparecida en algunos puntos) llamada de Conrad . Esta discontinuidad

separa una corteza continental superior de una corteza continental inferior.Conrad (1925), estudiando el terremoto de Tauren de 1923, sugirió que la corteza continentalestá formada por dos capas distintas de material, para las que posteriormente algunossismólogos propusieron los nombres de “capa granítica” o “ SIAL” para la corteza superior y“capa basáltica” o “SIMA” para la corteza inferior. (Fig 2.15)

Figura 2.15 Distribución de la capa litosférica sobre la zona plástica del manto.

Discontinuidadde Conrad


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La corteza presenta notables variaciones en sentido horizontal, tanto en su estructura comoen su composición, por lo que las unidades que la constituyen son las siguientes:

1- Los continentes.En sentido estricto, las masas continentales se definen como los lugares que seencuentran por encima del nivel medio del mar, sin embargo; los continentes losdefiniremos por sus relaciones con el manto y por su grosor, con el objetivo de fijarsus límites en los lugares en que la potente corteza continental pasa bruscamente ala corteza oceánica más delgada. En base a lo anterior, los continentes engloban alas masas continentales definidas fisiográficamente y a las zonas sumergidas (elprecontinente) que enlazan con los fondos propiamente dichos.

Los continentes se presentan como unidades constituidas por formaciones rocosasantiguas (cratones o escudos) y que se encuentran envueltas y/o cruzadas porunidades montañosas compuestas por formaciones rocosas más modernas

(cordilleras). Además, tenemos que destacar la presencia de formacionessedimentarias recientes, prácticamente contemporáneas que, de manera discontinua,recubren indistintamente regiones de las dos unidades mencionadas, con grosorespequeños en casos aislados en que pueden superar el millar de metros.

2- El Precontinente

Puede dividirse en tres partes que pueden variar de dimensiones, profundidad conrespecto al nivel del mar e incluso desaparecer en algunas zonas.

2.1 La plataforma continental

Área de baja sismicidad cuyo límite superior es el de las mareas. Su pendiente esrelativamente uniforme (2%) y se sitúa hasta profundidades de 200 metros,llegando a distancias de la costa de hasta 50 Km. Aparece con área de intensasedimentación clástica de origen continental así como química (carbonatos) ybioquímica, presenta además múltiples accidentes, siendo los cañonessubmarinos uno de los más importantes.

2.2 El talud continental

Definido a partir de una brusca inflexión en que la pendiente de la plataforma llegaa valores de 40% y por la superficie se desciende de manera bastante uniformehasta las depresiones oceánicas. Su mayor importancia reside en el papel que

juega como trasmisor de sedimentos entre la plataforma y los fondos oceánicos,principalmente por medio de las corrientes de turbulencia que corren por loscañones submarinos que continúan desde la plataforma. Es una región de altasismicidad.

2.3 El borde continental

Considerado como la continuación del talud, pero con pendientes muy menores,del orden del 10%. Se trata de la zona de enlace con las llanuras profundas y enella se realiza una intensa sedimentación, procedente de la removilizacion desdela plataforma y e l talud de los sedimentos, originándose grosores impresionantesde sedimentos a grandes distancias del área continental.


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Figura 2.16 a) Unidades que conforman la corteza continental en sentidohorizontal y b) Composición de las unidades

Continentes a)

b)


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Corteza oceánica.

Esta corteza en comparación con la corteza superior o continental, se mantiene intacta y casi

no se deforma durante la mayor parte de su breve vida. En el océano, por término medio, lacorteza mide entre 5 a 7 Km de amplitud. La corteza oceánica se forma en las dorsalesoceánicas.

Figura 2.17 Esquema de la formación de la corteza oceánica.

La corteza oceánica presenta notables variaciones en sentido horizontal, pudiéndoseidentificar 3 provincias: Las Llanuras, las dorsales y las fosas. (Fig 2.18)

Figura 2.18: Perfil topográfico ideal de una cuenca oceánica; a, plataforma continental; b, taludcontinental; c, llanura abisal; d, colinas submarinas; e, guyot; f , dorsal oceánica; g,fosa o trinchera oceánica; h, arco insular; i, cuenca marginal.

a

b

c d

e

c f cg

h

ia


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1- Las llanuras abisales

Son amplias superficies de forma impresionantemente llana (pendiente menor del

1/1000) situadas a profundidades medianas de 5 Km sobre las que encontramosmontes submarinos y guyots (son montes submarinos de cimas planas, la cual fueerosionada cuando se encontraba a nivel del mar) y que presentan un recubrimientosedimentario que se adelgaza según nos alejamos del continente hasta casi llegar adesaparecer por completo, quedando tan solo una película formada por restos deesqueletos de organismos planctónicos.

2- Las dorsales

Se trata de relieves abruptos de unos 3,000 metros sobre el fondo oceánico y de grancontinuidad longitudinal, que forman una doble alineación simétrica con unadepresión o “rift” central que llega a anchos de 25 -50 Km. Las elevaciones lateralesdel rift presentan una acusada desproporción, teniendo mucha más pendiente hacia

el centro que hacia el exterior. Se encuentran en los bordes de placas litosféricasasociadas a volcanes submarinos.

3- Las fosas

Se presentan como profundas y estrechas depresiones de más de 1 Km que danformas alargadas con gran continuidad. Teniendo en cuenta su posición cortical y a lapresencia o ausencia de sedimentos, diferenciamos las fosas de la orillaprecontinental, con amplias acumulaciones de depósitos detríticos de origencontinental, y las fosas oceánicas en sentido estricto, que se caracterizan porpresentar asociadas a su orilla interna (hacia el continente) islas volcánicas quedescriben forma de arco con la curvatura hacia el océano y que reciben el nombre de

arcos insulares. En conjunto, las fosas presentan fuertes anomalías negativas de lagravedad acompañadas de un acusada sismicidad y volcanismo. Se localizan en losbordes de placa, cerca de un continente o de una zona insular.(Fig. 2.19)

En las regiones oceánicas, los estudios de refracción sísmica han puesto de manifiesto quefuera de las dorsales y de las grandes fosas, la estructura de la corteza es muy homogéneatanto en la corteza oceánica como en la continental, y existe un nivel superior discontinuo desedimentos, rocas sedimentarias y metamórficas.


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Figura 2.19: Arco Insular (Archipiélago del Japón). Los arcos insulares se generan cuando unacorriente de convección descendente se produce entre dos placas, una de litósferaocéanica y otra mixta:continental y oceánica. La litósfera oceánica, más densa ydelgada, se introduce bajo la mixta, generando una intensa actividad volcánica ysísmica. Se producen así profundas fosas en forma de arco de islas volcánicasalineadas, como las fosas y los arcos de islas del océano Pacífico.

2.6 Composición química y mineralógica de la tierra.

Las analogías deducidas entre la composición de los meteoritos y las de las capas internasde la tierra han sido usadas por algunos autores para calcular una composición mediateórica de todo el planeta.

En las cifras que resultan, la corteza terrestre tiene muy poca influencia, pues debido a sureducido espesor representa únicamente el 1% de todo el planeta.

Si se comparan estas cifras con las calculadas para la corteza, se encuentran notablesdiferencias. El oxígeno ocupa el segundo lugar cediendo el primero al Fe, que en la corteza

Tabla 2.2 Composición Media de la Tierra(Según MASON)

Fe….. 35% S...... 2.7 % Mn... 0.09%

O…... 28% Ca… 0.61% K….. 0.07%

Mg…. 17% Al….. 0.44% Ti…. 0.04%

Si…... 13% Co… 0.20% P….. 0.03%

Ni….. 2.7 % Na… 0.14% Cr … 0.01%


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se encuentra en proporciones muy inferiores. El silicio pierde importancia y algunoselementos como el Al, Na, y K que forman parte importante de la corteza, existen por términomedio en todo el planeta en cantidades muy reducidas.

Figura 2.20: Composición química, estado y mineralogía de la tierra.

2.6.1 Corteza

La composición química media, la proporción de los diferentes minerales y rocas, así comola proporción de sus combinaciones geoquímicas vienen indicadas en la tabla siguiente.

Tabla 2.3 Composición química y mineralógica de la corteza de la Tierra

Elementos Minerales RocasCombinacionesGeoquímicas.

O 46.20 Silicatos 60 Eruptivas (ígneas) 95 Sílice SiO2 59

Si 27.72 Piroxenos y

Anfiboles 17

Arcillas 4 Aluminio Al2O2 15.2

Al 8.13 Areniscas 0.75 Oxido de calcio 5.1

Fe 5.00 Cuarzo (SiO2) 12 Calizas 0.25 Oxido ferroso 3.7

Ca 3.63 Mica Férrica 4 Oxido de sodio 3.7

Na 2.83 Titanferos 1.5 Oxido magnésico 3.5

K 2.58 Apatito (PO4)3Ca 0.50 Oxido férrico 3.1

Mg 2.00 Resto 5 Oxido potásico 3.1

Ti 1.30 Oxido de titanio 1

Agua 1


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Conviene destacar que los 8 primeros elementos del O al Mg constituyen más del 95% de lacomposición del global de las rocas de la corteza. Por fortuna los fenómenos geológicos hanconcentrado muchos de los elementos, que se encuentran en proporciones ínfimas,

formando depósitos minerales, llamados: yacimientos.La existencia de estos fenómenos nos lleva a considerar los conceptos de abundancia,concentración, y dispersión.

Se dice que un elemento es:

Abundante: Cuando su proporción es alta en la corteza; para expresar esta abundanciapodemos referirnos a su porcentaje.

Disperso: Un elemento, independientemente de que sea abundante o no, estará dispersosi se encuentra repartido por toda la corteza, sin formar concentraciónsusceptible de explotación. Por ejemplo, el galio es un elemento relativamenteabundante, pero sus minerales son muy raros.

Concentrado: Si los minerales de que forma parte son relativamente fáciles de encontrar yaparecen en masas que permiten su explotación.

Por lo general, dentro de la corteza se presentan diversas zonas o capas de diferentecomposición, que varían según se trate de regiones oceánicas o continentales. Este hecho,

junto con el distinto espesor, aconseja que se consideren por separado uno y otro tipo decorteza.

Corteza continental:Se distinguen tres capas verticalmente, por su diferente composición, que son las siguientes:

Capa sedimentaria : compuesta por sedimento y rocas de este tipo, dispuestas en

una película irregular que falta por completo en algunas regiones y que en otrasalcanza espesores de varios kilómetros.

Capa gr aníti ca : compuesta fundamentalmente por rocas ígneas y metamórficas ricasen sílice; el espesor medio es de 20 kilómetros.

Capa b asálti ca : compuesta fundamentalmente por rocas de carácter máfico yultramáfico (básicas), con un espesor muy variable dependiendo de que se encuentreen el talud continental o en los centros de los continentes, donde se duda de suexistencia.

Corteza oceánicaSe pueden diferenciar dos capas:

Capa sedimentaria : compuesta por sedimentos acumulados en los fondos oceánicoscon un espesor de unos 500 metros. En las zonas axiales de las dorsales no seencuentran tales materiales, apareciendo directamente bajo el agua las rocas de lacapa siguiente; por el contrario en otras zonas el espesor de sedimentos puedesuperar los 3 kilómetros.

Capa b asált ic a : constituida por rocas volcánicas básicas y un espesor medio deunos 5 a 8 kilómetros.


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La composición química de las diferentes capas de la corteza terrestre se encuentradetallada a continuación.

Manto

La mayor parte de los datos llevan a la conclusión de que el manto tiene que estarconstituido por peridotitas (olivino + piroxeno). No obstante, algunos autores piensan que laparte superior del manto puede estar formada por eclogitas, al menos en áreascontinentales. La hipótesis eclogítica implica que la discontinuidad de Mohorovicic seríaconsecuencia de la transformación isoquímica gabro-eclogita. Por el contrario la hipótesisperidotítica implica que la citada discontinuidad estaría originada por un cambio decomposición química.

Núcleo

La idea de que el núcleo está formado por Fe y Ni ha persistido desde principios de siglo,

aunque han sido propuestas otras hipótesis, como por ejemplo la de Rittman, que sugirió queel núcleo estaba constituido por hidrógeno condensado. Esta hipótesis no tiene partidarios yaque las presiones persistentes en el núcleo no son suficientes para originar la condensacióndel hidrógeno. En consecuencia se acepta que el núcleo está constituido formalmente porhierro. Sin embargo, la densidad del núcleo es inferior a la determinada para el hierro a2,000 0C de temperatura y la presión existente en el núcleo. La presencia de níquel y dealgunos elementos menos densos, como Si o S, podrían salvar estar discrepancia. Así el80% del núcleo sería Fe y el resto Ni.

Tabla No 2.5 Composición química mediade las capas “sedimentaria”,“granítica”y “basáltica” de lacorteza en %, según Ronov y Yaroshevsky (1969)

Corteza continentalCorteza

oceánica

1 2 3 1 3

SiO2 49.95 63.94 58.23 40.63 49.58TiO2 0.65 0.57 0.90 0.62 1.51Al2O3 13.01 15.18 15.49 11.31 17.13

Fe2O3 2.98 2.00 2.86 4.62 2.02FeO 2.82 2.86 4.78 0.97 6.84

MnO 0.11 0.10 0.19 0.34 0.17MgO 3.10 2.21 3.85 2.95 7.21CaO 11.67 3.98 6.05 16.70 11.75Na2O 1.57 3.06 3.10 1.13 2.75K2O 2.04 3.29 2.58 2.03 0.18P2O5 0.17 0.20 0.30 0.15 0.17C 0.47 0.17 0.11 0.26 0.01CO2 8.28 0.84 0.51 13.27 -S 0.15 0.04 0.03 - 0.03Cl 0.19 0.05 0.03 - 0.03H2O 2.92 1.53 1.00 5.02 0.69

Total 100.08 100.02 100.01 100.00 100.07

1-Capa “sedimentaria 2-Capa “granítica” 3-Capa “basáltica”

Tabla No 2.4 Composición químicamedia de la corteza (%).

1 2 3 4

SiO2 60.3 60.5 55.2 59.3TiO2 1.0 0.7 1.6 0.9Al2O3 15.6 15.7 15.3 15.9Fe2O3 3.2 3.3 2.8 2.5FeO 3.8 3.5 5.8 4.5MnO 0.1 0.1 0.2 0.1MgO 3.5 3.6 5.2 4.0CaO 5.2 5.2 8.8 7.2Na2O 3.8 3.9 2.9 3.0K2O 3.2 3.2 1.9 2.4

P2O5 0.3 0.3 0.3 0.2Total 100.0 100.0 100.0 100.0

Clarke y Washington (1924)Goldschmidt (1954)Poldervaart (1955)Ronov y Yaroshevsky (1969)

unidad 2 estructura de la tierra 2012

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