Estructura y composición de la Tierra

Tema 2. Estructura y composición de la Tierra. Los métodos de estudio Antonio Arenal

ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRADE LA TIERRA

LOS MÉTODOS DE ESTUDIOLOS MÉTODOS DE ESTUDIO


Estructura y composición de la Tierra. Los Estructura y composición de la Tierra. Los métodos de estudiométodos de estudio

• Introducción

• Origen y características generales de la Tierra. Las capas fluidas. La geosfera

• Estructura interna discontinuidades.

• Los métodos de estudio del interior de la

Tierra.

• El modelo geoquímico. Diferenciación vertical

y horizontal. Origen y composición de las

capas.

• El modelo dinámico.


INTRODUCCIÓNINTRODUCCIÓN

• ES EL TERCER PLANETA DEL SISTEMA SOLAR

• ORIGEN HACE 4570 M.A.

• SÓLIDA EN SU MAYORÍA

• ATMÓSFERA, HIDROSFERA Y GEOSFERAS

• 6378 km DE RADIO.

• 40000 km DE CIRCUNFERENCIA MÁXIMA

• DENSIDAD MEDIA 5520 kg/m3 (5,5 g/cm3)

• LA MAYORÍA DE NUESTROS CONOCIMIENTOS SOBRE LA ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRRA LOS HEMOS OBTENIDO POR MÉTODOS INDIRECTOS


ORIGEN DE LA TIERRA HACE 4750 MILLONES DE AÑOS. ORIGEN DE LA TIERRA HACE 4750 MILLONES DE AÑOS.

HIPÓTESIS DE LOS PLANETESIMALESHIPÓTESIS DE LOS PLANETESIMALES

1. UNA NEBULOSA FRIA (GAS Y POLVO) QUE SE CONDENSA POR GRAVEDAD

2. FORMACIÓN DE UN PROTOSOL CON ANILLOS O DISCOS QUE DARÁN LUGAR A LOS PLANETESIMALES (PROTOPLANETAS)

3. PROTOTIERRA: COLAPSO GRAVITATORIO, FORMA ESFÉRICA, COMPRESIÓN, ACRECIÓN Y ELEVACIÓN DE LA TEMPERATURA. LIMPIEZA DE LA ÓRBITA

4. FUSIÓNES GENERALIZADAS. DIFERENCIACIÓN EN CAPAS POR GRAVEDAD Y AFINIDADES IÓNICAS

5. ENFRIAMIENTO PROGRESIVO DESDE ENTONCES HASTA LA ACTUALIDAD


CARACTERÍSTICAS GENERALES Y CARACTERÍSTICAS GENERALES Y

ESTRUCTURA DE LA TIERRAESTRUCTURA DE LA TIERRA

• Tercer planetaTercer planeta del Sistema Solardel Sistema Solar. Con atmósfera e hidrosfera. Único con vida

• Geosfera estratificada en capasGeosfera estratificada en capas (¿podría hablarse de varias geosferas?)

• Estratificación geoquímicaEstratificación geoquímica: cortezacorteza, mantomanto y núcleonúcleo

• Estratificación dinámicaEstratificación dinámica: litosferalitosfera (corteza más primeros km de manto) , astenosferaastenosfera (manto), mesosferamesosfera (manto inferior) y endosferaendosfera (núcleo).

• Incremento de la presión y de la temperatura con la profundidad. Gradiente geotérmico medio en los primeros km: 3 ºC/100 m. Luego es mucho menor

• Densidad media 5500 kg/m3. Corteza continental 2700 kg/m3. Corteza oceánica 3000 kg/m3. Núcleo hasta 14 kg/m3.

• Aumento de la densidad con la profundidad: a mayor profundidad, elementos más pesados y mayor empaquetamiento molecular.


LAS CAPAS FLUIDAS. LA ATMÓSFERA LAS CAPAS FLUIDAS. LA ATMÓSFERA

•Capa gaseosa hasta casi 10.000 km de altitud.

•Origen: Desgasificación del Manto.

•Atmósfera primitiva: rica en CO2, SO2 y vapor de agua.

Una atmósfera oxidante o parcialmente oxidante habría impedido el origen de la vida.

•Oxígeno libre, O2 de origen fotosintético, desde hace

2500-2000 millones de años .

•O3 sólo desde hace unos 600 m.a.

•Composición en la actualidad: N2 (78%), O2 (21%). Resto:

Ar, otros gases y H2O (VAPOR)

• El nitrógeno parece ser un elemento con origen en la

atmósfera primordial

•Homosfera (hasta los 90 km): Troposfera, Estratosfera, Mesosfera y Ionosfera.


LAS CAPAS FLUIDASLAS CAPAS FLUIDASHIDROSFERAHIDROSFERA

• CAPA LÍQUIDA DISCONTINUA.

• 71% DE LA SUPERFICIE TERRESTRE ESTÁ CUBIERTA

DE AGUA. EL 98% ESTÁ EN LOS OCÉANOS.

• RESTO DEL AGUA EN : GLACIARES, RÍOS, LAGOS,

AGUAS SUBTERRÁNEAS, SERES VIVOS, ATMÓSFERA,

SUELO…

• ORIGEN: DESHIDRATACIÓN DE LAS ROCAS DEL

MANTO.

•ORIGEN PARA OTROS AUTORES: POSIBLE

PROCEDENCIA EXTRATERRESTRE POR BOMBARDEO

DE COMETAS.


LA GEOSFERA. DISCONTINUIDADESLA GEOSFERA. DISCONTINUIDADES

• DISCONTINUIDAD SÍSMICADISCONTINUIDAD SÍSMICA. Variación brusca en la velocidad y dirección de las ondas sísmicas. Delimitan las interfases entre capas

• DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICICDISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC. Entre la corteza y manto. Profundidad media 33 km.

• A LOS 670 km670 km (LÍMITE DE LOS HIPOCENTROS) Situamos el límite del Manto superior y del inferior. No se considera No se considera una discontinuidad sísmica.una discontinuidad sísmica.

• DISCONTINUIDAD DE GUTENBERGDISCONTINUIDAD DE GUTENBERG (2900 km). entre manto y núcleo. muy nítida. dejan de propagarse las ondas s. en las proximidades está el nivel d”.

• DISCONTINUIDAD DE WIECHERT-LEHMANDISCONTINUIDAD DE WIECHERT-LEHMAN (Aprox. 5100 km). Limita el núcleo externo y el interno.


MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRAMÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA

• DIRECTOS• Estudios de campo• Análisis de laboratorio

• INDIRECTOS• GEOFÍSICOS

• Sísmicos• Gravimétricos• Geotérmicos• Magnéticos• Eléctricos• Radiactividad

• ASTRONÓMICOS• Meteoritos• Datos de la luna y de planetas interiores


MÉTODOS DIRECTOS. MÉTODOS DIRECTOS.

ESTUDIOS DE CAMPO Y LABORATORIOESTUDIOS DE CAMPO Y LABORATORIO

1.1. SONDEOSSONDEOS (Moho-Hole, prospecciones…)

2.2. ANÁLISISANÁLISIS de rocas, lavas, enclaves y xenolitos.

3.3. PRENSA DE YUNQUE DE DIAMANTEPRENSA DE YUNQUE DE DIAMANTE. Reproduce condiciones del interior terrestre (Interfase Manto-Núcleo, por ejemplo). Se comprime la muestra entre las puntas de dos diamantes tallados hasta alcanzar enormes presiones (>5,5 x 106 atmósferas) y se calienta a altas temperaturas con un láser de potencia que atraviesa los diamantes que no arden por ser totalmente transparentes.

4.4. MICROSONDA IÓNICAMICROSONDA IÓNICA O SHRIMP (SSensitive HHighRResolution IIon MMicroPProbe): Dispositivo que permite el análisis cuantitativo de pequeñas cantidades (rango de picogramos: 10-12 g) de un elemento o un isótopo en la superficie de las fases sólidas de muestras, a partir de un método basado en espectrometría de masas. El dispositivo consiste en impulsar a gran velocidad un haz estrecho (2 micrómetros de diámetro) de iones (de cesio, por ejemplo) contra la superficie de la muestra, desalojando de esta forma los iones y átomos que queremos analizar (datar, por ejemplo).


MÉTODO SÍSMICO IMÉTODO SÍSMICO I

• INTENSIDAD Y MAGNITUD SÍSMICAS

• TIPOS DE ONDAS SÍSMICAS: P, S, SUPERFICIALES (R y L)

3

4K

Vp Vs

VsVp 7,1VsVp

K= módulo de incompresibilidad, μ= rigidez, ρ= densidad

• LA ESTRUCTURA DE LA TIERRA SE DEDUCE A PARTIR DEL ESTUDIO DE:

• CAMBIOS EN LA VELOCIDAD DE LAS ONDAS SÍSMICAS

• CAMBIOS EN LA TRAYECTORIA: REFRACCIÓN Y REFLEXIÓN SÍSMICAS.

• FALTA DE REGISTRO DE ONDAS S

• ANÁLISIS DE LAS ZONAS DE SOMBRA

• TOMOGRAFÍA SÍSMICA


MÉTODO SÍSMICO IIMÉTODO SÍSMICO II

• Desde el punto de vista geofísico sólo tiene interés el estudio de la propagación de las ondas P y S. Detectan discontinuidades.

• Cuando las ondas sísmicas pasan de un medio a otro cambian de velocidad lo que se traduce en una desviación de su trayectoria: refracción sísmica.

• Las zonas de sombra o sombras sísmicas, son zonas donde los sismogramas no registran ondas sísmicas. Por lo general suponen un cambio de trayectoria por refracción. Permiten determinar la profundidad de las discontinuidades más importantes. Si la sombra es sólo para las ondas S debemos deducir que no se han propagado al encontrarse con un medio fluido, ejemplo: interfase Manto-Núcleo (discontinuidad de Gutenberg)

• Cuando las ondas inciden en una capa con un determinado ángulo, ángulo crítico, en vez de refractarse se reflejan. Puede obtenerse un perfil de la superficie de reflexión: el tiempo de retorno de la onda es proporcional a la profundidad de la capa.


METODO SÍSMICO III. TOMOGRAFÍA SÍSMICAMETODO SÍSMICO III. TOMOGRAFÍA SÍSMICA

• Es la aplicación más moderna y precisa del estudio de la propagación de las ondas sísmicas.

• Combina la información procedente de gran número de ondas que se entrecruzan para construir imágenes tridimensionales del medio que atraviesan.

•Los datos se traducen a una imagen que se colorea digitalmente en función de la velocidad de las ondas. El color de las imágenes define cambios de velocidad en el manto, traducibles a zonas calientes o frías, y por tanto a corrientes convectivas. Los materiales fríos son más rígidos e incompresibles que los calientes. La velocidad de las ondas también depende de la dirección en materiales anisótropos.

•El ISC (Centro Sismológico internacional, de Londres) recopila registros útiles de más de 1000 estaciones sísmicas, unos 10000 terremotos anuales.


ESTUDIOS GRAVIMÉTRICOSESTUDIOS GRAVIMÉTRICOS

•Anomalía gravimétrica: diferencia entre el valor de g medido (valor real) y el teórico esperado.

•F = G • (M.m/R2).

•Constante de gravitación G ( G= 6,6720 .10 –11 N • m2

• kg-2). Calculada por Henry Cavendish

• A partir de que F = m•g. y de F = G • (M.m/R2).

m•g = G • (M.m/R2), Sustituyendo: g = 9,80 m/s2.

• Consideramos que la masa M de la Tierra se

concentra en el centro a un radio de la superficie

•g depende de: altitud, latitud, topografía, atracción

del Sol y de la Luna.


CÁLCULO DE LA GRAVEDAD TEÓRICACÁLCULO DE LA GRAVEDAD TEÓRICACORRECCIONES O REDUCCIONES PARA CORRECCIONES O REDUCCIONES PARA DETECTAR ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICASDETECTAR ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS

•Reducción de aire libreReducción de aire libre: permite corregir las variaciones de g con la altitud cuando la medida de la gravedad no se efectúa al nivel del mar.

•Reducción de BouguerReducción de Bouguer: Permite corregir la atracción que ejerce el material existente entre el punto de medida y el nivel de referencia (suponiendo una placa plana de ese espesor).

•Reducción topográficaReducción topográfica: Corrige las desviaciones del relieve topográfico con respecto a la reducción de Bouguer teniendo en cuenta las elevaciones y las depresiones.


ISOSTASIAISOSTASIA

•Los excesos de masa situados por encima o por debajo del nivel del mar están compensados en profundidad: existe un nivel de compensación.

•Hipótesis de PrattHipótesis de Pratt: El nivel de compensación esta situado a una profundidad constante. El equilibrio isostático se alcanza por variaciones laterales de la densidad. Los materiales se estructuran por densidades: las montañas son menos densas que los materiales del fondo oceánico

•Hipótesis de AiryHipótesis de Airy: El equilibrio isostático se alcanza por variaciones del espesor de la capa superior que es mayor en las cordilleras y menor en las cuencas oceánicas. La presencia de raíces en los continentes (mayores cuanto mayor es el relieve topográfico) compensa los defectos de densidad


ESTUDIOS GEOTÉRMICOSESTUDIOS GEOTÉRMICOS

•Interés para estudios estructurales globales en dorsales y “plumas” de manto

•Estudio de las anomalías en el flujo y gradiente térmicos.

•Flujo térmico: pérdida de calor por unidad de superficie y tiempo (media de 1,5 μcal/cm2 · s)

•Gradiente geotérmico: incremento de la temperatura con la profundidad: 2,5 -3 ºC /100 m. (sólo en los primeros km)

•Las anomalías varían de unas zonas a otras. Y están condicionadas por:

•Distribución irregular de las fuentes de calor

•Mecanismos de transmisión del calor

•Origen del calor

•Calor remanente

•Frenado de mareas

•Calor de formación

•Desintegración elementos radiactivos


ESTUDIO DEL MAGNETISMOESTUDIO DEL MAGNETISMO

•CARÁCTER BIPOLAR DEL CAMPO MAGNÉTICO TERRESTRE

•INTENSIDAD, INCLINACIÓN Y DECLINACIÓN MAGNÉTICAS

•VARIACIONES DEL CAMPO MAGNÉTICO

•ORIGEN DEL CAMPO MAGNÉTICO TERRESTRE:

•EN EL NÚCLEO EXTERNO. FUENTE TÉRMICA: DINAMO AUTOINDUCIDA COMO CONSECUENCIA DE LA CIRCULACIÓN CONVECTIVA.

•EN EL NUCLEO EXTERNO. FUENTE MECÁNICA: DIFERENTE VELOCIDAD DE PRECESIÓN ENTRE EL NÚCLEO Y EL MANTO


PALEOMAGNETISMOPALEOMAGNETISMO

•PUNTO DE CURIE: Los materiales magnéticos pierden su magnetismo permanente cuando la temperatura excede un cierto valor.

•MAGNETIZACIÓN REMANENTE O FÓSIL

•MAGNETIZACIÓN TERMORREMANENTE

•MAGNETIZACIÓN REMANENTE DEPOSICIONAL

•ESTUDIO DE CAMPOS MÁGNÉTICOS FÓSILES

•INTENSIDADES

•INVERSIONES DE LA POLARIDAD

•DERIVA POLAR: POSICIONES APARENTES DE LOS POLOS

ELECTRICIDAD Y RADIACTIVIDAD NATURALESELECTRICIDAD Y RADIACTIVIDAD NATURALES

•POCA IMPORTANCIA EN EL ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE


MÉTODOS ASTRONÓMICOS: METEORITOSMÉTODOS ASTRONÓMICOS: METEORITOS

•TAMAÑO VARIABLE.

•ORIGEN PROBABLE EN EL CINTURÓN DE ASTEROIDES

•SIDERITOSSIDERITOS. Son el 5%. Fe (90%) y Ni (8,5%). Densidad = 7,5 g/cm3.

•SIDEROLITOSSIDEROLITOS. (2% del total de meteoritos). Ferroniquel (50%) y silicatos (50%) sobre todo olivino y piroxenos. Densidad = 5 g/cm3.

•AEROLITOSAEROLITOS. Abundantes (93%). Están compuestos por silicatos similares a los de la corteza. Densidad = 3,5 g/cm3. Las condritas carbonáceas son un tipo de aerolitos.

•TECTITASTECTITAS. Son vidrios ricos en sílice. Origen variable.

MÉTODOS ASTRONÓMICOS: LUNA Y PLANETAS INTERIORESMÉTODOS ASTRONÓMICOS: LUNA Y PLANETAS INTERIORES

•LUNA: Composición equivalente a un Manto desgasificado.

•PLANETAS : Origen similar a la tierra.

•Imágenes de alta resolución

•Estudio de rocas eyectadas (meteoritos de origen marciano)


Tipos de MeteoritosTipos de Meteoritos

Meteoritos rocosos o aerolitosMeteoritos rocosos o aerolitos (92,8%):

Condritas, los más corrientes (85,7%). Están constituidos por silicatos. Edad aprox: 4600 millones de años. Origen en el cinturón de asteroides.

Condritas carbonáceas, parece que tienen origen más lejano.

Acondritas (7,1%), con marcas de fusión y recristalización. El famoso meteorito marciano ALH84001 pertenece al subtipo de acondritas SNC.

Meteoritos metálicos o sideritosMeteoritos metálicos o sideritos (5,7%):

Están constituidos por hierro y níquel. Origen probable en núcleo de asteroides fragmentados.

Meteoritos mixtos o siderolitosMeteoritos mixtos o siderolitos (1,5%):

Palasitos, metálicos con inclusiones de olivino. Probablemente provienen de zonas periféricas del núcleo de asteroides grandes.

Mesosideritos.

TectitasTectitas:

Se supone que provienen del choque explosivo de los grandes meteoritos. Se encuentran esparcidas por regiones muy extensas de la Tierra.


Modelo geoquímico

LA CORTEZA TERRESTRELA CORTEZA TERRESTRE

Capa más superficial. 5-80 km de grosor (media 33 km, disc. De Mohorovicic).Supone el 3% del volumen terrestre y el 1% de la masa.

•CORTEZA CONTINENTALCORTEZA CONTINENTAL: Parte no sumergida del continente y las plataformas continentales.

•Espesor 33-35 km, máximo Himalaya 80 km. Densidad media 2,7 g/cm3.

•Roca más antigua 3960 m.a. (gneis)

•CORTEZA OCEÁNICACORTEZA OCEÁNICA: Fondos oceánicos (66% de la superficie).

•Grosor 5-8 km. Densidad media 3,0 g/cm3.

•Rocas de no más de 180 m.a.

•CORTEZA DE TRANSICIÓNCORTEZA DE TRANSICIÓN: No está clara su especificidad ni está presente en todas las zonas.

•Caracteres intermedios con tendencia a la continentalidad. Parece ser una corteza continental adelgazada.


Modelo geoquímico

LA CORTEZA CONTINENTALLA CORTEZA CONTINENTAL

•ORIGENORIGEN. Reciclado de sedimentos. Materiales mantélicos que se adosan al continente en procesos orogénicos.

•COMPOSICIÓN MEDIACOMPOSICIÓN MEDIA: conjunto caótico de rocas plutónicas, volcánicas y sedimentarias metamorfizadas en distintos grados, más intensos cuanto más profundo. La composición media sería similar a la de una andesita

•ESTRUCTURA VERTICALESTRUCTURA VERTICAL. En los niveles superiores domina una tectónica frágil (corteza frágil) mientas que en profundidad predominan los mecanismos de deformación dúctiles (corteza dúctil). Desde el punto de vista litológico distinguimos varios niveles:

•Superior: con sedimentos, rocas sedimentarias, rocas metamórficas de bajo grado y granitos y granitoides.

•Medio: dioritas y rocas metamórficas de grado medio.

•Inferior: gabros y rocas metamórficas de grado alto.

•ESTRUCTURA HORIZONTALESTRUCTURA HORIZONTAL

•Cratones: zonas antiguas, estables y arrasadas. Escudos y plataformas.

•Orógenos, son las montañas y cordilleras. Geológicamente son las zonas más activas.


Modelo geoquímico

LA CORTEZA OCEÁNICALA CORTEZA OCEÁNICA

•ORIGENORIGEN. Se crea en las dorsales por consolidación de lavas y se destruye en las zonas de subducción. Son dos procesos simultáneos.

•ESTRUCTURA VERTICALESTRUCTURA VERTICAL

•Capa de sedimentos de aprox. 0,5 km de espesor medio.

•Zócalo basáltico de unos 2 km de espesor formado por coladas laminares de, espilitas y lavas almohadilladas intercaladas con un complejo basal de diques laminares.

•Tercer nivel de gabros, dunitas y peridotitas.

•ESTRUCTURA HORIZONTALESTRUCTURA HORIZONTAL

•Dorsales oceánicas, cordilleras submarinas de origen volcánico con un valle central en la zona axial denominado rift

•Fosas oceánicas, depresiones estrechas y alargadas de miles de metros de profundidad.

•Llanuras abisales , superficies planas a más de 4000 m, sin pendiente aparente (inferior al 1%). Con elevaciones: montes o cordilleras submarinas, volcanes y guyots.


Modelo geoquímico

EL MANTO. Estructura y composición IEL MANTO. Estructura y composición I

• Entre el límite inferior de la corteza (discontinuidad de Mohorovicic) y la discontinuidad de Gutenberg (en el límite con el núcleo)

• 82% del volumen de la Tierra y el 67% de la masa.

• Densidad entre 3,5 g/cm3 (Mohorovicic) y 6 g/cm3 (Gutenberg) núcleo.

• En la interfase manto-núcleo se detecta el nivel D’’ de hasta 400 km de grosor y con velocidades sísmicas menores.

• Manto Superior y Manto inferior.

• El límite del manto superior e inferior, a 670 km, viene marcado por la desaparición de los focos sísmicos profundos.

• Tradicionalmente tres zonas dinámicas: Manto litosférico, Astenosfera y Mesosfera.

• El Manto se originó por diferenciación geoquímica y gravitatoria durante la formación del planeta.


Modelo geoquímico

EL MANTO. Estructura y composición IIEL MANTO. Estructura y composición II

COMPOSICIÓNCOMPOSICIÓN: dos hipótesis

• MANTO PERIDOTÍTICOMANTO PERIDOTÍTICO: se basa en el posible origen las de rocas básicas y ultrabásicas de la corteza oceánica. A las temperaturas reinantes en el Manto, las peridotitas se fundirían parcialmente dando magmas basálticos. Moho sería, además de una discontinuidad sísmica, una discontinuidad química.

• En los sondeos marinos realizados sobre bloques oceánicos levantados y erosionados se han encontrado peridotitas debajo de la corteza oceánica.

• El Manto es anisótropo para la velocidad de las ondas sísmicas, hasta un 9%, que es similar a la anisotropía medida en el laboratorio para las peridotitas.

• MANTO ECLOGÍTICOMANTO ECLOGÍTICO: (eclogita = 50% granate y 50% piroxeno). Son rocas de metamorfismo de presión (confinamiento), de tal manera que de la Corteza al Manto sólo habría cambio de estructura, no de composición química. Moho no sería una discontinuidad química.


Modelo geoquímicoEL NÚCLEO. EstructuraEL NÚCLEO. Estructura

•Conocido por datos indirectos: estudio de meteoritos y

el método sísmico. 32% de la masa y 14% del volumen

terrestre.•El Núcleo externo a 2900 km de profundidad, fluido, no

lo atraviesan las ondas S. Densidad 9,9 g/cm3.•El Núcleo interno. 5100 km (Lehman-Wiechert) hasta

6378 km (centro de la Tierra) Sólido. 13 g/cm3.•La temperatura del núcleo aumenta hasta los 6000 ºC. No

se mantiene el gradiente geotérmico de superficie.•El campo magnético terrestre tiene su origen en el

Núcleo que actúa como una dinamo autoinducida.•El Núcleo, aporta energía calorífica al Manto para los

procesos termodinámicos internos.


Modelo geoquímicoORIGEN DEL NÚCLEOORIGEN DEL NÚCLEO

Varias hipótesis1.1. Acreción homogéneaAcreción homogénea: Los materiales de la

Prototierra se diferenciarían por gravedad, los más densos formarían el núcleo.

2.2. Acreción heterogéneaAcreción heterogénea: Primero se formaría el Núcleo y luego el Manto por acreción de nuevos materiales silicatados.

3.3. Modelo sintéticoModelo sintético: Es el más aceptado. En una Tierra con composición homogénea de silicatos y hierro, los impactos de nuevos cuerpos elevarían la temperatura. Se fundirían el hierro que iría desciendo hasta alcanzar la posición del Núcleo interno. Al enfriarse y solidificar, el calor liberado pondría en movimiento convectivo el Núcleo externo creando el campo magnético.


Modelo geoquímicoEL NÚCLEO. ComposiciónEL NÚCLEO. Composición

•Sólo podemos deducir a partir de los datos indirectosdatos indirectos:•Datos sísmicos: que nos indican que son materiales de alta densidad.•Existencia del campo magnético lo que implica la presencia de hierro.•Abundancia cósmica del Hierro.•Estudios de los meteoritos: sideritos y siderolitos.

•Composición del Núcleo ExternoComposición del Núcleo Externo: hierro 80%, níquel 4%, y el resto elementos más ligeros como el silicio, oxígeno y azufre. (Quizá formando sulfuros de hierro)

•Composición del Núcleo InternoComposición del Núcleo Interno: sólo hierro, o hierro más otro componente en muy pequeña cantidad.


Modelo dinámicoModelo dinámicoLITOSFERALITOSFERA

•Formada por la Corteza (continental y oceánica) y los primeros kilómetros del Manto (manto litosférico).

•Rígida y sólida.

•Se comporta como una unidad física que interviene activamente en procesos dinámicos entre placas.

•El límite de la litosfera lo situamos a una profundidad media de 120 km.

•En los fondos oceánicos alcanza los 50-80 km y en las dorsales a sólo 5-10 km.


Modelo dinámicoModelo dinámicoLA ASTENOSFERALA ASTENOSFERA

•Se discute su existencia como capa universal.

•Hay algunos autores que incluso niegan su existencia: ya no es necesaria para explicar el movimiento de las placas litosféricas.

•En los modelos clásicos: la Astenosfera (sólo 1-5% de fusión)

•El canal de baja velocidad (100-400 km) no se detecta o se revela sólo en zonas pequeñas, dispersas y que están tanto en la Astenosfera como en la Litosfera. (Península Escandinava, plataformas y escudos.)

•Las zonas de baja velocidad detectadas en los sismogramas posiblemente reflejen masas de manto que están empezando a fundirse como ocurre bajo las dorsales, por fracturación y descompresión adiabática, o en las plumas de Manto por el ascenso de material caliente desde el núcleo.


Modelo dinámicoModelo dinámicoLA ASTENOSFERA IILA ASTENOSFERA II

Un modelo sin Astenosfera si explica:

•Que los basaltos de las dorsales sean distintos a los de punto caliente.•Se resuelve la imposibilidad geométrica de la circulación convectiva en una dorsal con transformantes.•El desplazamiento de dorsales en ausencia de subducción como ocurre en Las placas Africana y Antártica: Las dorsales serían sistemas de fracturas que pueden desplazarse libremente.


Modelo dinámicoModelo dinámicoMESOSFERA Y ENDOSFERAMESOSFERA Y ENDOSFERA

MESOSFERAMESOSFERA• Es el resto del Manto superior, desde el límite inferior de la

Astenosfera hasta los 2900 km de profundidad (límite con la Endosfera.

• Gradiente positivo de P y T.

• A los 670 km dejan de detectarse los sismos de foco profundo.

ENDOSFERAENDOSFERA• Núcleo externo fluido. Interno sólido.

• La cesión de calor por la solidificación del núcleo interno y la

menor presión mantienen fluido al núcleo externo

• El núcleo aporta energía la energía para la dinámica del manto

• El núcleo podría estar en convección sólida. Se observa

anisotropía para la velocidad de las ondas P (Vp).


Modelo dinámicoModelo dinámico

DINÁMICA DEL MANTO IDINÁMICA DEL MANTO I

•Bajo las condiciones de presión y temperatura del interior terrestre, y teniendo en cuenta una escala temporal de cientos de millones de años, los sólidos (Manto) se comportan como fluidos muy viscosos.

• Dos modelos convectivos para el manto

• Dos grupos de células convectivas, unas en el manto inferior y las otras sólo en la Astenosfera.

• Grandes células convectivas únicas en el conjunto del Manto.

•La tomografía sísmica revela que

• La subducción es la rama descendente de la convección y abarca la totalidad del Manto. abarca la totalidad del Manto.

• La subducción alcanza1-2 cm/año.


Modelo dinámicoModelo dinámicoDINÁMICA DEL MANTO IIDINÁMICA DEL MANTO II

Estratificación dinámica y cascadas subductivasEstratificación dinámica y cascadas subductivas

•La litosfera que subduce por debajo de los 670 km sufre un retraso en la subducción: el olivino del centro de la placa, aislado térmicamente, tarda en transformarse en fases más densas primero espinela y luego perovsquita más óxidos de magnesio, lo que le confiere una cierta flotabilidad.

•En los ascensos de penachos (plumas de Manto), ocurre lo contrario, la transición de óxidos + espinela a olivino se retrasa produciéndose un tirón gravitacional que frena el ascenso.

•Una vez que se han densificado las placas, a los 670 km, se desploman -cascadas subductivascascadas subductivas- arrastrando al resto de la placa, sobre el Núcleo formando el nivel D”. Los materiales que forman el nivel D’’ se desplazarían hasta las zonas de los penachos donde ascenderían.

•La densificación de las placas y la diferencia de nivel entre la cresta de la dorsal y la fosa de subducción serían los mecanismos responsables del movimiento de las placas litosféricas.

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