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Tema 4 - Estructura y composición de la Tierra...

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Tema 4. ESTRUCTURA Y COMPOSICION DE LA TIERRA

4.0. Introducción: Parámetros físicos del planeta 4.1. Métodos de estudio del interior terrestre 4.1.1. Los Terremotos. Tipos de ondas sísmicas. 4.1.2. Velocidad y transmisión de las ondas P y S. Magnitud e intensidad. 4.1.3. Réplicas. Medidas preventivas. 4.2. Modelo estático de constitución de la Tierra. 4.2.1. Discontinuidades sísmicas. 4.2.2. Modelo estático: La Corteza. El Manto. El Núcleo. 4.3. Modelo dinámico de la Tierra. 4.3.1. Gradiente geotérmico. Flujo térmico. Conducción y convección. 4.3.2. Modelo dinámico: Litosfera, mesosfera y endosfera. 4.4. La superficie terrestre. 4.4.1. Los continentes: escudos, cordilleras y plataformas estables. 4.4.2. Los océanos: márgenes continentales pasivos (zonas de transición), llanuras abisales, dorsales, fosas. 4.4.3. Ejemplos en España.

4.0. Introducción: Parámetros físicos del planeta La Tierra es un planeta esferoidal, cuyo radio medio es de 6370 Km. Su campo gravitatorio (9,78 m/s) presenta importantes variaciones locales, pero nos permite conocer la densidad media del planeta, que es de 5,5 g/cm3. El cálculo de la masa de la Tierra se realiza aplicando la ley de la gravitación universal de Newton. El valor de la gravedad es mínimo en el ecuador, donde la

distancia al centro de la Tierra es mayor, y aumenta hacia los polos, donde alcanza valores máximos debido a que el radio hasta el centro de la Tierra es menor. La Tierra se encuentra dividida, desde la atmósfera (desgasificación) hacia el interior, en capas cada vez más densas, como resultado de la gravedad y de haber pasado en su origen por una etapa fundida, al igual que el resto de planetas. En concreto, como vimos en el tema anterior, la diferenciación química se produjo sobre la tierra fundida, provocando que las masas de roca más ligeras flotaran sobre las más densas, ascendiendo a la superficie, donde se solidificaron formando la corteza primitiva. Presenta un flujo térmico bastante bajo en general, cuyo valor medio es de 1,65 x 10-6 cal/cm2s (1,65 HFU), aunque en las áreas volcánicas es mucho mayor. De

todos modos este valor es despreciable si se compara con las 500 calorías que cada centímetro cuadrado de superficie terrestre recibe del sol, pero el calor solar no influye más allá de unos pocos metros de profundidad, mientras que el calor terrestre se incrementa con la profundidad. Posee un campo magnético débil pero mayor que el del resto de planetas interiores. El campo magnético es dipolar porque tiene dos polos cercanos a los polos geográficos, llamados polo norte y polo sur magnéticos. Se deben a que los materiales del interior de la Tierra (el núcleo externo, de hierro y níquel fundido) poseen una carga eléctrica que, debido a su movimiento, junto a la rotación terrestre, y la interacción del magnetismo solar, producen el campo magnético. Su valor no es constante, sino que su intensidad varía con el tiempo, así como la situación de los polos magnéticos. Además, este cambia de polaridad con el tiempo. Las rocas se magnetizan según la intensidad y dirección del campo magnético que hubiera en el momento de su formación, quedando como un magnetismo remanente o paleomagnetismo.

4.1. Métodos de estudio del interior terrestre. ¿Cómo conocemos el interior de la Tierra? ¿ Se han extraído muestras del interior? La perforación más profunda: 12km (Kola, Rusia) Los modelos sobre el interior terrestre se basan en deducciones derivadas de diversas disciplinas como la Física, la Química o la Astronomía del Sistema Solar. Los mejores datos obtenidos por los científicos sobre el interior de la Tierra, parten de observaciones indirectas: trayectorias de las ondas sísmicas. Estas se apoyan en otras observaciones indirectas como la comparación con meteoritos y observaciones directas: el estudio de los materiales arrojados por los volcanes y la observación de los afloramientos de roca profunda en superficie. Todos estos datos han proporcionado la información suficiente para determinar con bastante exactitud las características estructurales del interior de la Tierra.

4.1.1. Los terremotos. Tipos de ondas sísmicas.

Los terremotos son vibraciones de la tierra producidas por la liberación rápida de energía desde rocas que se rompen debido a que han sido sometidas a esfuerzos que superan sus límites de resistencia. Gracias al comportamiento elástico de las rocas, estas vibraciones se transmiten hasta llegar a superficie en forma de distintos tipos de ondas, que surgen de un mismo punto, el origen del terremoto, denominado foco (hipocentro). El punto más cercano al foco en la superficie terrestre se conoce como epicentro. Durante un terremoto se generan dos tipos principales de ondas sísmicas: (1) las ondas superficiales que viajan a lo largo de la capa externa de la Tierra, y (2) las ondas de profundas o de volumen que recorren el interior de la Tierra. 1) ONDAS SUPERFICIALES: Son ondas sísmicas que se propagan a través de la superficie de la Tierra (vibran en el plano de la superficie) Se amortiguan rápidamente y no viajan muy lejos Causan la mayor parte de los daños durante los terremotos Ondas Rayleigh (Se transmiten como las olas del mar. Las partículas se mueven describiendo elipses) Ondas Love (Mueven el suelo horizontalmente de modo perpendicular a la dirección de propagación) 2) ONDAS PROFUNDAS O DE VOLUMEN: Se transmiten por el interior terrestre y son las que se utilizan para su estudio. Pueden ser Ondas P (primarias, longitudinales o compresivas): producen en la roca compresión y dilatación (efecto muelle), esto es que se propagan vibrando hacia atrás y hacia delante en el mismo plano que su dirección de movimiento. Son capaces de propagarse a través de líquidos, así como de sólidos. Son las ondas más rápidas. Ondas S (secundarias, transversales, o de cizalla): vibran con movimiento perpendicular a la dirección de propagación, lo que genera un retraso con respecto a las anteriores. Su principal característica es que no se propagan en los fluidos (gases y líquidos).

Los terremotos son detectados por los sismógrafos y registrados en sus gráficas, los sismogramas, que permiten localizar el epicentro del seísmo, la magnitud del mismo y la profundidad del foco.

4.1.2. Velocidad y transmisión de las ondas P y S. Magnitud e intensidad. Los sismólogos utilizan fundamentalmente dos medidas diferentes para describir las dimensiones de un terremoto: la intensidad y la magnitud. La intensidad es una medida del grado de temblor del terreno en un punto determinado basada en la cantidad de daños producidos. La escala de intensidad modificada de Mercalli utiliza los daños a los edificios y percepción humana para describir la intensidad del temblor del terreno para un terremoto local. La magnitud se calcula a partir de los registros sísmicos y estima la cantidad de energía liberada en el origen de un terremoto. Utilizando la escala de Richter se determina la magnitud de un terremoto midiendo la amplitud máxima (desplazamiento máximo) de las ondas sísmicas registradas. Para expresar la magnitud se utiliza una escala logarítmica, en la cual a un incremento de 10 en la vibración del terreno corresponde un aumento de 1 en la escala de magnitud. Los factores más obvios que determinan la cantidad de destrucción que acompaña a un terremoto son la magnitud del terremoto y su proximidad a una zona poblada. Los daños estructurales atribuibles a las vibraciones de los terremotos dependen de varios factores, entre ellos: (1) la amplitud de las ondas; (2) la duración de las vibraciones; (3) la naturaleza del material sobre el cual reposan las estructuras, y (4) el diseño de la estructura. Son efectos secundarios de los terremotos los tsunamis, los desplazamientos de tierra, la subsidencia del terreno y los incendios.

Cambios en las ondas sísmicas al atravesar el interior terrestre La energía que transportan las ondas sísmicas es absorbida por las rocas atravesadas según sea su densidad y rigidez. Cada unidad rocosa tiene propiedades

muy diferentes, y por ello las ondas sísmicas varían continuamente de velocidad y trayectoria en su recorrido a través de la Tierra: • Cambios en la trayectoria: cada vez que se atraviesa un medio de distintas características (composición o estado físico) las ondas se refractan. Además, la discontinuidad (el límite entre los dos materiales diferentes) refleja algo de la energía. Esto es similar a lo que ocurre a la luz cuando pasa del aire al agua. La refracción produce zonas de sombra sísmica, es decir lugares del planeta donde no se reciben las ondas • Cambios en la velocidad: según la densidad (d), rigidez () y elasticidad (K) de cada roca las ondas cambian su velocidad, que en general aumenta con la rigidez y disminuye con la densidad. Vp =

k + 3/4  d

Vs =

 d

En general las ondas aumentan su velocidad a medida que aumenta la profundidad, debido a que la rigidez aumenta más rápidamente que la densidad.

4.1.3. Réplicas. Medidas preventivas. Una vez que se produce un terremoto, los materiales necesitan cierto tiempo para acomodarse, y por eso no es extraño que se produzcan las llamadas réplicas, es decir, terremotos más débiles que el principal, incluso varios días después. Las réplicas son por tanto movimientos sísmicos posteriores a un terremoto, de menor magnitud que éste y que ocurren en la misma región. •

Muchas réplicas ocurren frecuentemente inmediatamente después del terremoto original. Sin embargo disminuyen con el transcurso del tiempo.

•

Normalmente hay pocas réplicas de elevada intensidad, y muchas réplicas débiles.

Medidas de prevención ante el riesgo de terremotos Las medidas preventivas estarán íntimamente relacionadas con el concepto de RIESGO SÍSMICO, entendido este como una medida que combina la exposición (grado de exposición en función de la localización), con la vulnerabilidad (estado de las infraestructuras y del ordenamiento territorial) y la peligrosidad sísmica (probabilidad de que ocurra un terremoto).

En resumen, en el riesgo sísmico influyen la probabilidad de que se produzca un evento sísmico o terremoto, los posibles efectos locales, la vulnerabilidad de las construcciones, edificios, bienes y seres que habitan una determinada región. •

RIESGO SÍSMICO: exposición + vulnerabilidad + peligrosidad La GEOLOGÍA puede decir dónde y cómo puede producirse un terremoto…pero no cuando va a producirse con certeza.

Existen dos tipos de actuaciones que los seres humanos pueden desarrollar para mitigar los efectos provocados por los terremotos: 1) MEDIDAS DE PREDICCIÓN (relacionadas con la peligrosidad sísmica): El estudio del historial de temblores permite definir periodos de repetición (cadencia media) y el desarrollo de mapas de riesgo (en función de la magnitud) y mapas de exposición (en función de los daños potenciales). Además, en las zonas de elevada peligrosidad sísmica, las estaciones totales de seguimiento en tiempo real mediante satélite permiten el control de precursores sísmicos como: elevaciones del terreno / cambio del campo magnético / aumento de radón (Rd) / aumento de los microseismos / observación del comportamiento animal, etc. 2) MEDIDAS DE PREVENCIÓN (relacionadas con la exposición y vulnerabilidad): Estas medidas incluyen una ordenación del territorio apropiada, la construcción de edificios sismorresistentes o la educación y concienciación (incluyendo pautas de comportamiento ante un terremoto) de la población por parte de las autoridades competentes. (http://www.proteccioncivil.org/terremotos-medidas-proteccion).

4.2. El modelo estático de la Tierra: Corteza, Manto y Núcleo. Discontinuidades sísmicas. 4.2.1. Las discontinuidades sísmicas Desde el S. XIX, los sismólogos se afanan por recopilar y analizar los datos recogidos en muchas estaciones sismográficas. A partir de estos, se ha desarrollado

una imagen detallada del interior de la Tierra, que aún hoy, se sigue actualizando conforme se dispone de técnicas sísmicas nuevas y más datos experimentales sobre los materiales terrestres.

✓ Discontinuidad de Mohorovicic (El Moho, 1909) En 1909, un sismólogo yugoslavo, Andrija Mohorovicic, presentaba la primera prueba convincente de la distribución en capas del interior de la Tierra. El límite que descubrió separa los materiales de la corteza de los del manto subyacente y se denominó discontinuidad de Mohorovicic en su honor. Mediante un examen de los sismogramas de los terremotos superficiales, Mohorovicic descubrió que las estaciones sismográficas alejadas más de 200 kilómetros de un terremoto mostraban velocidades de las ondas P mayores que las localizadas más cerca del sismo. A partir de esos datos, Mohorovicic concluyó que por debajo de 50 kilómetros existía una capa con propiedades notablemente diferentes de las correspondientes a la capa más externa de la Tierra, que permitía que las ondas tomaran mayor velocidad de propagación.

•

Separa la Corteza del Manto

• Marcada por el aumento de velocidad de las ondas P y S • No siempre bien definido. Se encuentra a distintas profundidades (media 20 km) • Más profundo bajo los continentes (35-40 km) que bajo los océanos (3-15 km), lo que implica que la Corteza bajo los continentes es más gruesa. • Más profundo bajo las cordilleras montañosas (70 km)

✓ Discontinuidad de Gutenberg (1914) El sismólogo alemán Beno Gutenberg estableció la localización de otro límite importante. Este descubrimiento se basó en la observación de que las ondas P disminuyen y finalmente desaparecen por completo a unos 105° desde un terremoto. Luego, alrededor de 140° reaparecen. Este cinturón, donde las ondas sísmicas directas están ausentes, tiene una anchura de unos 35° y se ha denominado zona de sombra de las ondas P.

La zona de sombra de la onda P podría explicarse si la Tierra contuviera un núcleo compuesto de un material diferente al del manto suprayacente, que debe obstaculizar la transmisión de las ondas P de algún modo. Sin embargo, lo que realmente ocurre no es que las ondas P se interrumpan, sino que la zona de sombra se produce por la refracción de dichas ondas. Más adelante, se determinó que las ondas S no atraviesan el núcleo, por lo que, se dedujo que este debía ser líquido. Esta conclusión fue apoyada por la observación de que las velocidades de las ondas P disminuyen de manera súbita, aproximadamente un 40 por ciento, cuando entran en el núcleo.

• Límite entre el Manto y el Núcleo • Marcada por la desaparición de las ondas S y el brusco descenso de velocidad de las P • El Manto, atravesado tanto por las ondas P como por las S se encuentra en estado sólido • Sin embargo la desaparición de las ondas S indica que el Núcleo (externo) se encuentra en estado fundido.

✓ Discontinuidad de Lehmann (1936) En 1936, Inge Lehmann, una sismóloga danesa, descubrió una nueva región de reflexión y refracción sísmicas dentro del núcleo. Por consiguiente, se descubrió un núcleo dentro del núcleo. A partir de estos datos, se descubrió que el núcleo interno tiene un radio de unos 1.216 kilómetros. Además, las ondas P que atraviesan el núcleo interno tienen velocidades medias apreciablemente más rápidas que en el núcleo externo. El aparente aumento de elasticidad del núcleo interno es una prueba de que esta región más interna es sólida.

• Separa el Núcleo externo del Núcleo interno • Las ondas P que atraviesan el Núcleo interno tienen velocidades apreciablemente más rápidas que las que no lo atraviesan, lo que hace pensar que el Núcleo interno es sólido.

4.2.2. El modelo estático de la Tierra: Corteza, Manto y Núcleo El esquema clásico de la variación de las velocidades sísmicas en el interior de la Tierra, permite la división en tres capas de distinta composición y estado físico Corteza, Manto y Núcleo- separadas por discontinuidades netas. Es lo que se denomina el modelo terrestre estático:

Corteza: Es la capa rígida más externa de la Tierra. Comparativamente es una capa mucho más fina que el resto, y es también la que presenta mayor variabilidad en cuanto a composición. Separada del Manto por la discontinuidad de Mohorovicic. La corteza de la Tierra tiene un grosor medio inferior a 20 kilómetros, lo que la convierte en la más fina de las divisiones terrestres. A lo largo de esta existen grandes variaciones de grosor. Las rocas de la corteza en el interior estable de los continentes tienen un grosor de 35 a 40 kilómetros. Sin embargo, en unas pocas regiones montañosas excepcionalmente destacadas, la corteza alcanza su mayor espesor, superando los 70 kilómetros. La corteza oceánica es mucho más delgada, entre 3 y 15 kilómetros de grosor y un grosor medio de 7 kilómetros. Además, las rocas de la corteza de las cuencas oceánicas profundas son diferentes, desde el punto de vista de su composición, de sus compañeras continentales. La composición media de las rocas continentales es comparable a la de las rocas ígneas félsicas de tipo granodiorita (es rica en los elementos sodio, potasio y silicio) Las cuencas oceánicas profundas yacen debajo de 4 kilómetros de agua de mar, así como de centenares de metros de sedimento. La composición media de las rocas oceánicas estan compuestas fundamentalmente por basalto. Las rocas continentales tienen una densidad media de alrededor de unos 2,7 g/cm3, y se han descubierto algunas que superan la edad de 4.000 millones de años de antigüedad. Las rocas de la corteza oceánica son más jóvenes (180 millones de años o menos) y más densas (unos 3,0 g/cm3) que las rocas continentales.

¿Qué existía antes donde ahora está esa Corteza oceánica joven? A no ser que imaginemos que hasta hace 180 M.a. el 60% del Manto no estuviera cubierto por ninguna Corteza, debemos llegar a la conclusión de que la Corteza

oceánica producida desde el origen del planeta ha sido paulatinamente destruida y se ha ido formando nueva. Así que la Corteza continental parece muy duradera aunque de crecimiento lento, frente a la Corteza oceánica de rápido crecimiento pero totalmente reciclable en períodos del centenar de millones de años.

Manto: Aproximadamente el 82 por ciento del volumen terrestre está contenido dentro del manto, una capa gruesa de casi 2.900 kilómetros de espesor que se extiende desde la base de la corteza (Moho) hasta el núcleo externo líquido (Gutenberg). La mayor parte de los datos geofísicos, la comparación con meteoritos, así como la información que suministra el material traído a superficie que se supone derivan de esta zona, permiten suponer que el Manto está compuesto mayoritariamente por rocas silicatadas de tipo peridotitas, rocas que contienen hierro y silicatos ricos en magnesio. El límite entre la Corteza y el Manto representa un cambio de composición: dado que las ondas S viajan fácilmente a través del manto, sabemos que este último se comporta como un sólido elástico. Se divide en Manto superior (hasta los 670 Km, donde se interrumpen los focos sísmicos) y Manto inferior. Además, se han identificado otras subdivisiones. A una profundidad de unos 410 kilómetros se produce un aumento relativamente abrupto de la velocidad sísmica debida a un cambio de fase (se produce un cambio de fase cuando la estructura cristalina de un mineral se modifica en respuesta a cambios de la temperatura o de la presión, o ambas cosas.) Se ha detectado otro límite dentro del manto como consecuencia de variaciones en la velocidad sísmica a una profundidad de 670 kilómetros. En los aproximadamente 200 kilómetros inferiores del manto, existe una región importante conocida como capa D". Esta capa tiene entre 200 y 300 kilómetros de espesor. A pesar de que se identifica habitualmente como parte del manto inferior, las evidencias sísmicas sugieren que la capa D" podría poseer una composición química diferente de la del manto inferior situado encima de ella, ya que las ondas P que atraviesan algunas partes de la capa D" experimentan un notable descenso en las velocidades de propagación.

Actualmente se cree que esta capa D” se forma por los depósitos de los materiales ...