Ciencias de la tierra y medioambientales. Tema 7 - Estructura interna de la Tierra PDF

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CIENCIAS DE LA TIERRA Y DEL MEDIO AMBIENTE

TEMA 7. ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA.

1. Modelo geoquímico: Corteza, Manto y Núcleo. Mediante métodos geofísicos se detectan, a determinadas profundidades en el interior de la Tierra, cambios en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas, llamados discontinuidades, que revelan capas de composición química, mineralógica y de estado físico diferentes. El modelo está basado en la estratificación por densidades, durante el periodo de fusión parcial de las primeras etapas de la historia de la Tierra. En este periodo, los elementos más pesados, principalmente el hierro y el níquel, se fueron hundiendo a medida que los componentes rocosos más ligeros flotaban hacia arriba; este hecho sucede aun hoy en día, pero a un ritmo mucho más reducido. La división de la Tierra en corteza, manto y núcleo se hace atendiendo a su composición química y mineralógica; por esta razón, a estas capas, las llamamos unidades geoquímicas o "Geosferas Químicas”.

1a. Corteza Tiene un grosor medio inferior a 20 km, siendo la más delgada de las unidades geoquímicas. A lo largo ella existen variaciones de grosor: las zonas estables de los continentes miden aproximadamente 30 km mientras que algunos orógenos pueden alcanzar los 70 km. La corteza oceánica es mucho más fina, entre 8 y 12 km. La temperatura aumenta con la profundidad según el grado geotérmico: cada 33 m aumenta 1ºC. Corteza continental. Está formada por los continentes y las plataformas continentales. Tiene una densidad media de 2,8 g/cm3 y algunas rocas pueden superar los 3800 millones de años de antigüedad. La composición media es comparables a la de las rocas ígneas ácidas, rica en los elementos silicio, aluminio, sodio, potasio, entre las que destacamos el granito y la andesíta. Entre sus rasgos morfológicos encontramos:

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A. Cratones: son amplias zonas estables y rígidas formadas por rocas muy antiguas, del Precámbrico, que no han sufrido plegamientos posteriores. Se conocen también con el nombre de escudos. Por ejemplo el escudo Africano, el Báltico, etc. Están muy erosionados. B. Orógenos: Zonas inestables de la corteza, formadas por rocas o cordilleras de origen reciente. Son ricas en rocas sedimentarias. Se incluyen las que están también en periodo de formación como los Alpes. C. Plataforma continental: parte sumergida de la llanura continental. Su anchura es muy variable (60 a 900 Km) y profundidad llega en torno a 200 m bajo el agua. D. Talud continental: situado a continuación de la plataforma. Es el verdadero límite del continente. Sus accidentes geográficos más importantes son los cañones submarinos. Corteza Oceánica: Se localiza en el fondo de los océanos. Es más densa (3 g/cm3) que las rocas continentales y más jóven (180 millones de años como máximo). El fondo oceánico, cubierto de sedimentos, cuyo espesor puede alcanzar 1 km en las proximidades de los continentes, presenta una composición en donde predominan rocas ricas en silicio, magnesio, calcio, hierro. Estas rocas se estructuran en tres capas distintas, que forman el denominado complejo ofiolítico: la superior es de lavas almohadilladas y la intermedia está formada por numerosos diques interconectados denominados diques en capas; ambas son de naturaleza basáltica. La inferior está compuesta por gabro, el equivalente de grano grueso del basalto, que cristalizó en zonas profundas. TEMA 7: ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA.

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Posee un relieve que es semejante en todos los fondos oceánicos. Aparecen los siguientes relieves o formaciones: A. Fosas oceánicas: se definen como largos surcos paralelos a las costas, propios de márgenes convergentes oceánicos. Pueden alcanzar profundidades de hasta 11 Km. y normalmente están flanqueadas por los taludes (que comúnmente tienen "Arcos Islas” ). Se conocen un total de 20 fosas, la mayoría localizadas en el Pacífico. B. Llanuras abisales: son grandes extensiones que constituyen la mayor parte del fondo oceánico. Aquí aparecen algunos tipos de relieves que, en algún caso llegan a sobresalir del agua. C. Dorsales oceánicas: Consisten en una gran cordillera continua que atraviesa los fondos oceánicos llegando a alcanzar hasta 60.000 kilómetros. Sus cimas pueden elevarse varios kilómetros sobre el fondo y en su centro se observa una fosa de hundimiento que se denomina Rift. Perpendicularmente al rift existen unas grietas conocidas con el nombre de fallas de transformación.

1b. Manto. Es la capa intermedia de la Tierra. Se extiende desde la discontinuidad de Mohorovicic hasta una profundidad de 2.900 km (82 % del volumen terrestre) donde se localiza la discontinuidad de Gutenberg. A partir de los materiales del Manto que ascienden se forma la nueva corteza. Su densidad va creciendo hasta alcanzar 5,5 g/cm3 en el manto inferior. La temperatura en el interior del manto aumenta de forma más gradual que en la corteza, llegando a alcanzar hasta 3000 ºC, sin embargo los materiales no se encuentran en estado fundido debido a las elevadas presiones. En su composición química están presentes los silicatos de magnesio, hierro y calcio, que se estructuran de forma diferente según la profundidad:  La porción superior tiene la composición de la roca ultrabásica peridotita. A una profundidad de unos 400 km, el mineral olivino, uno de constituyentes principales de la peridotita experimenta un cambio de fase debido al incremento de la presión y la temperatura, transformándose en un mineral más compacto, la espinela.  A 670 km de profundidad, se cree que la espinela experimenta una nueva transformación, dando lugar a perovskita, que penetra a más profundidad, ya en el manto inferior, por lo que quizás sea el mineral más abundante en la Tierra. TEMA 7: ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA.

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1c. Nucleo. Se extiende desde la discontinuidad de Gutemberg (2.900 km) hasta el centro de la Tierra (6.370 km). Es la capa más densa, con valores que alcanzan los 14 g/cm3. La presión en el centro es millones de veces superior a la atmosférica y su temperatura puede superar los 6700 ºC. Su composición química se refleja en la tabla anterior. El hierro es el único elemento químico con una densidad próxima a los valores señalados anteriormente y además es un elemento abundante en el Sistema Solar como demuestran determinados meteoritos.

2. Modelo Geodinámico: Litosfera y Astenosfera. Para explicar el movimiento de las placas se hizo necesario construir un modelo dinámico del interior de la Tierra, complementario al modelo geoquímico, que explicase los importantes movimientos que tenían lugar en el interior terrestre. Está basado en la Teoría de Tectónica de Placas (que estudiaremos en este tema). Distingue las siguientes capas: LITOSFERA: es una capa relativamente rígida y fría que abarca la corteza y la parte más externa del manto superior. Aunque en su composición química se aprecian notables diferencias, tiende a actuar como una unidad que se comporta de manera similar frente a la deformación mecánica. Presenta un espesor medio de 100 km y se encuentra dividida en bloques llamados placas litosféricas, que se deslizan, chocan, se construyen y se destruyen, sometidas a los movimientos de convección que tienen lugar a nivel del manto. En su límite inferior, debido al incremento de la temperatura, se comporta de forma semiplástica, de la misma forma que la cera caliente es más blanda que la fría. ASTENOSFERA: Situada desde los 100 hasta los 250 km. de profundidad. Sus materiales se encuentran en unas condiciones de temperatura y presión bajo las cuales se produce una pequeña cantidad de fusión, del orden del 1 al 5%. A esta región de fusión parcial se la conoce como canal de baja velocidad, porque las ondas sísmicas muestran un notable descenso de esta. Podemos considerar que estas condiciones propician que la litosfera este despegada de la astenosfera, pudiendo moverse sobre ella con independencia.

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La astenosfera no es una capa continua, ya que hay zonas (sobre todo bajo los cratones) donde no se encuentra. Por ello hay científicos que defienden que no debemos considerar la astenosfera como una de las capas, más bien sería unas zonas concretas las que presentan el material en estado parcialmente fundido. El material situado por debajo del canal de baja velocidad, se mantiene en estado sólido, pero a causa de las altas presiones y temperaturas a las que está sometido se comporta de modo plástico, permitiendo la trasmisión de calor desde las profundidades de la mesosfera hacia la litosfera mediante corrientes de convección. MESOSFERA: localizada a partir de los 250 km., (bajo la astenosfera) se corresponde con el resto del manto superior y todo el manto inferior. En las proximidades de la zona D” sus materiales propagan el calor del Núcleo originando corrientes de convección y plumas de magma, que ascienden por su menor densidad hasta la litosfera, siendo responsables de los fenómenos relacionados con la tectónica de placas. NIVEL D”: Situado de los 2700 a los 2900 km. Con un espesor de unos 200 Km, separa la mesosfera de la endosfera. El calor procedente del núcleo se acumula en esta capa, partiendo de aquí las corrientes de convección que afectan a mesosfera y astenosfera. A veces, masas muy localizadas de materiales supercalientes ascienden lentamente hacia la superficie. Estas plumas ascendentes originando puntos calientes que pueden perforar la litosfera generando una gran actividad volcánica en determinadas zonas del planeta como las islas Hawaii o Islandia. ENDOSFERA: Se corresponde con el núcleo. En su etapa de formación era probablemente líquida. Sin embargo, cuando la Tierra comenzó a enfriarse, el hierro del núcleo empezó a cristalizar constituyendo el núcleo interno. A medida que el núcleo siga enfriándose, este crecimiento continuará, a expensas del núcleo externo. El hecho de que las ondas P disminuyan su velocidad y las S dejen de propagarse, hace pensar que el núcleo externo, hasta los 5100 km, se comporta como un fluido mientras que el núcleo interno es sólido. La cristalización del hierro del núcleo externo, que hace aumentar el tamaño del núcleo interno, produce grandes cantidades de calor, que genera corrientes de convección en el núcleo externo, el cual, a su vez, lo trasmite y acumula en la zona D”.

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Asimismo, parte de los átomos de hierro están ionizados, por lo que las cargas positivas y negativas son arrastradas por separado, siguiendo trayectorias circulares responsables, junto con el movimiento diferencial de esta capa con respecto a las otras capas de la Tierra, del campo magnético del planeta.

En resumen, las diferencias entre el modelo composicional y el mecánico se indican en el esquema siguiente:

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3. Tectónica de placas La teoría de la tectónica de placas, que surgió en 1968, permite explicar globalmente los procesos dinámicos que se producen en la Tierra: movimiento de los continentes, formación de cordilleras, distribución geográfica de movimientos sísmicos y volcanes, pliegues y fallas. Según esta teoría, la litosfera está dividida en fragmentos denominados placas litosféricas, que encajan entre sí como las piezas de un puzzle y se desplazan, unas con respecto a otras, a una velocidad muy lenta sobre el canal de baja velocidad de la astenosfera, en el que los materiales están parcialmente fundidos. Las placas litosféricas se clasifican según su estructura en:  Placas oceánicas. Formadas exclusivamente por litosfera oceánica. La placa pacífica y la placa de Nazca son ejemplos de este tipo de placas.

 Placas mixtas. Formadas por litosfera oceánica y continental. La mayoría de las placas poseen esta estructura.

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El movimiento de las placas se debe a la energía interna de la Tierra. Hay tres modelos que explican lo explican: a) Modelo del arrastre de las placas. Se basa en que la litosfera oceánica se enfría a medida que se separa de la dorsal oceánica. A enfriarse, aumenta su densidad: cuando ésta es mayor que la densidad de la astenosfera, la placa comienza a hundirse. Este hundimiento arrastra consigo el resto de la placa. b) Modelo de las corrientes de convección. Existen corrientes cíclicas en el manto, formadas por material caliente que, al ser menos denso, asciende (corriente ascendente) y que al enfriarse y aumentar su densidad, se hunde hacia zonas más profundas (corriente descendente). Allí vuelve a calentarse y se cierra el ciclo. El desplazamiento horizontal de este material en la corriente cíclica arrastra las placas. c) Modelo del empuje de las placas. La litosfera oceánica se forma en una zona elevada del fondo marino, la dorsal. La diferencia de altitud supone que la placa se desplaza a favor de la gravedad, separándose de la dorsal. A su vez, la incorporación de material procedente del manto para formar nueva litosfera oceánica ejerce un efecto de empuje.

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3.1. Los límites de las placas litosféricas Las interacciones entre las placas, que dan lugar a manifestaciones como terremotos, formación de cordilleras, vulcanismo, etc., se producen en los bordes o límites de las placas. Se distinguen tres tipos de límites entre las placas, que se diferencian por el tipo de movimiento que se da entre ellas a). Límites divergentes o constructivos. Los límites divergentes son aquellos en los que las placas se separan También reciben el nombre de límites constructivos, ya que son zonas de expansión y creación de nueva litosfera. Los límites divergentes se pueden encontrar en el fondo del océano o en el interior de un continente. En el fondo oceánico podemos identificar un límite divergente entre placas por la existencia de una dorsal oceánica, que es una cordillera submarina de cúspide doble con una depresión tectónica central o rift (de 20 a 30 Km. de anchura y 1,5 Km. de profundidad), a través del cual se emiten materiales procedentes del manto. Cuando se enfrían y consolidan se incorporan a litosfera oceánica, produciéndose la expansión del fondo oceánico. Evidentemente, las rocas más modernas se encuentran cerca de la dorsal y las más antiguas son las más alejadas. Las dorsales oceánicas no siempre se localizan en medio de los océanos como ocurre con la dorsal medio atlántica, que recorre el centro del océano Atlántico de norte a sur, sino que pueden encontrarse en lugares próximos a los continentes, como sucede con la dorsal del océano Pacífico. En el interior de los continentes hay límites divergentes que originan una fractura en la litosfera, denominada rift. El flujo de materiales procedentes del manto provocan el abombamiento de la litosfera, originando procesos volcánicos y fallas que, con el transcurso del tiempo, pueden llegar a dividir la masa continental en dos fragmentos. En esta situación se encuentra la zona de África oriental conocida como Rift Valley o valle del Rift. b) Límites convergentes o destructivos. En los límites convergentes se produce el acercamiento de dos placas litosféricas entre sí. Estos límites se llaman también límites destructivos, ya que en ellos se produce la destrucción de litosfera generada en las dorsales.

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La placa más densa se introduce debajo de la menos densa, desplazándose hacia el manto según el plano de Benioff-Wadati o plano de fricción de ambas placas, que es lugar donde se localizan los hipocentros de los terremotos y las cámara magmáticas de los magmas generados por la fusión de la placa que subduce. La inclinación varía de unas zonas a otras, pero suele ser mayor de 45° y la profundidad de los hipocentros puede alcanzar los 700 km, situándose a mayor profundidad cuanto mayor es la distancia a la fosa. En estos bordes se sitúan las fosas oceánicas, que son depresiones en el fondo submarino, de hasta 11 km de profundidad. Desde el punto de vista dinámico son zonas muy activas desde el punto de vista sísmico, volcánico y orogénico. Las placas oceánicas que subducen representan corrientes de material frío que se hunden en las profundidades del manto. En el proceso, las altas temperaturas y presiones del manto producen en la placa subducente dos efectos: a) Deshidratación. La placa pierde casi toda el agua que empapa los sedimentos que subducen y la captada por algunos minerales componentes del basalto, que se hidratan mientras la placa forma el fondo del océano. b) Fusión parcial. Los minerales más fácilmente fusibles, como el cuarzo, las micas y algunos feldespatos, pasan a estado líquido y forman un magma de composición parecida al granito que, debido a su baja densidad, tiende a ascender hacia la superficie originando volcanes. Estos procesos pueden durar millones de años, tiempo durante el cual la placa puede quedar apoyada sobre la discontinuidad de Repetti, pero cuando su densidad aumenta hasta permitirle hundirse en el manto inferior, la placa subducente penetra en dirección al fondo del manto. Se distinguen tres tipos de límites convergentes: a) Límite convergente entre una placa oceánica y otra continental. En los límites en los que se produce el acercamiento de una placa oceánica y otra continental. En el límite entre ambas placas se forma:  Una fosa oceánica bajo el agua y una cordillera pericontinental en tierra. 

Un prisma de acreción, o acumulación de materiales sedimentarios intensamente plegados y deformados.

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Se produce actividad volcánica, de composición intermedia, debido al material rocoso fundido que asciende, e importantes movimientos sísmicos causados por la fricción entre las dos placas.

b) Límite convergente entre placas oceánicas. En este caso colisionan dos placas oceánicas o porciones oceánicas de placas mixtas. La placa más antigua y, por tanto, más densa, desciende por debajo de la otra. En el límite entre ambas placas se forman:  Fosas oceánicas que pueden llegar a ser muy profundas.  Arcos isla o archipiélagos volcánicos submarinos, situados en la placa que no subduce, que cuando emergen forman una secuencia de islas dispuestas en forma de arco. La mayoría de estos arcos isla se encuentran en el océano Pacífico.  Importante actividad sísmica. Se explica, al igual que los arcos isla, de forma similar a los prod...