Métodos de estudio del interior de la Tierra (nivel bachillerato)

2. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos de estudio
METODOS DIRECTOS:
1. Sondeos y minas
2. Estudio de las rocas
3. Meteoritos
METODOS INDIRECTOS
1. Métodos gravimétricos.
2. Métodos geotérmicos
3. Métodos sísmicos.
4. Reflexión por ultrasonidos

3. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos directos
Sondeos en la litosfera
Glomar Challenger
Joides
Los sondeos en la litosfera se realizan allí donde ésta es más
delgada: litosfera oceánica

4. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (I) Las ondas sísmicas (I)

5. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (II) Las ondas sísmicas (II)
Ondas de compresión Ondas transversales
Vibración elíptica característica
Vibración normal a la dirección de propagación
Se propagan por
medios sólidos y
líquidos
Se propagan sólo por
medios sólidos
Cuanto más denso,
rígido y compacto sea
el medio, mejor será la
propagación de las
ondas P y S
P
S
Superficiales Rayleigh
Superficiales Love

6. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (III) Las ondas sísmicas (III)
Sismógrafo
El desfase en los trenes de ondas P y S en el sismógrafo

7. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (IV) Las ondas sísmicas (IV)
La trayectoria de las ondas sísmicas P y S por el interior del
planeta se rige por la ley de Snell
Refracción
Refracción
ReflexiónLas ondas S no se propagan
por el núcleo externo
Incremento de
la velocidad
Disminución de
la velocidad
Menos denso
Más denso
Menos denso

8. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (V) Las ondas sísmicas (V)
Las zonas de sombra demuestran la
existencia de capas diferentes
Si las ondas S no se detectan, quiere
decir que hay una capa fluída
Gráfica de Jeffreys-Gutenberg de la velocidad de
las ondas sísmicas P y S
Gráfica de Jeffreys-Gutenberg de la velocidad de
las ondas sísmicas P y S
La velocidad de las
ondas S se hace 0 al
comienzo del núcleo
externo
La velocidad de las
ondas P se reduce al
comienzo del núcleo
externo
Cambios bruscos en la velocidad de
las ondas P y S han dado pie a la
hipótesis de la astenosfera
Cambios bruscos en la velocidad de las ondas P y S
han servido para definir las discontinuidades

9. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (V) Discontinuidades
Separa la litosfera de la astenosfera
Separa el manto superior del inferior
La d. de Gutenberg separa el manto
inferior del núcleo externo
Separa el núcleo externo del interno
D” es una capa (no discontinuidad) delgada (100 a 200 km), con descenso en velocidad ondas sísmicas y en densidad.
Intercambio de materiales entre manto y núcleo. Importante papel en la generación de plumas magmáticas del manto

10. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (VI) La tomografía sísmica
Las ondas sísmicas P y S se propagan más rápidamente cuanto mayor sea la rigidez, densidad e
incompresibilidad del medio; y más lentamente en las zonas más calientes y de menor densidad

11. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (VII) La reflexión sísmica (I)
Red de geófonos
La reflexión sísmica permite detectar capas de rocas diferentes,
estructuras tectónicas (pliegues, fallas), acuíferos, bolsas de
petróleo, gas natural, etc.

12. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Otros métodos: La reflexión por ultrasonidos
La reflexión por ultrasonidos permite detectar capas de sedimentos diferentes,
estructuras tectónicas (pliegues, fallas), bolsas de petróleo, gas natural, etc.

13. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (I)
• El objetivo principal de la gravimetría es medir
anomalías en el campo gravitatorio de la Tierra
causadas por cambios de densidad entre distintos
materiales
• Se parte de valores teóricos de la gravedad, calculados
para determinados puntos ubicados en una superficie
teórica, el geoide (superficie media del mar), que
comprende todos los puntos con igual valor de la
gravedad, ignorando la existencia de relieves y
depresiones
• Para que la forma de la Tierra coincidiera con la del
geoide, los continentes tendrían que estar rebajados
hasta el nivel del mar
• Los valores de gravedad calculados para el geoide han
de ajustarse para aplicarlos a una forma más real del
planeta (no tan esférica como el geoide): el elipsoide
(de mayor radio en el ecuador que en los polos y, por
tanto, de diferente valor de gravedad en ambos
extremos debido a la distancia al centro de la Tierra)
• Si la densidad de la Tierra fuera uniforme, conocida la
altitud y la latitud de un punto del elipsoide, se
calcularía su valor de la gravedad con la expresión:
– gt = 978,04 (1+0,0052 sen2
Φ-0,0000059 sen2
2Φ)
– (donde Φ es el ángulo de latitud y gt se da en gal (cm/s2
)

14. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (II)
La Tierra tiene una figura geométrica que no
corresponde a una figura de revolución
perfecta. Decimos que es como una esfera
pero achatada por los polos.
Desde el punto de vista del análisis
gravimétrico, podemos encajar la forma del
planeta en una de las siguientes figuras:
• Elipsoide, definido como la figura que
mejor contiene a la forma real de la Tierra.
Es sustituir la Tierra por otra ideal (sin
considerar prominencias ni depresiones) y
sobre ella efectuar las mediciones.
• Geoide, que tiene una base menos
matemática. Si unimos los puntos de la
Tierra que tienen igual gravedad y esta
gravedad es la que hay en la superficie del
mar, se nos forma tambien una figura
geométrica, pero ya no regular y perfecta,
sino con deformaciones que suben y bajan
dependiendo de la composición y de la
densidad de la masa de tierra situada
debajo de cada punto (que influye en el
valor de la gravedad).
Digamos que, el elipsoide es una figura
matemática, mientras que el geoide es una
figura física.
Geoide oceánico

15. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (III)
• El valor teórico gt ha de ajustarse, pues no es lo
mismo medir la gravedad en lo alto de un montaña
que en el fondo del mar
• Por ejemplo, para la medición en la cima de una
montaña, se aplica la:
– Corrección simple de Bouger (1750), que
tiene en cuenta la masa rocosa que hay entre
el punto de medición y la superficie del geoide
– Corrección topográfica (o total de Bouger),
que tiene en cuenta la presencia de valles
(defecto de masa) o colinas cercanas
(incremento de masa)
• El valor gt corregido se contrasta con el valor
experimental, es decir, con el dato de campo
obtenido con el gravímetro
• Las diferencias entre los valores calculados (los
esperados) y los obtenidos (los de campo) son
denominadas anomalías gravimétricas
– Anomalía gravimétrica positiva: se obtiene más
gravedad de la esperada (típico del fondo del mar)
– Anomalía gravimétrica negativa: se obtiene menos
gravedad de la esperada (típico de los orógenos)
Gravímetro portátil
Gravímetro

16. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (IV)
• Las anomalías gravimétricas positivas
se explican como que los materiales
rocosos son más densos de lo
esperado
– La corteza oceánica es más densa
de lo esperado
• Las anomalías gravimétricas negativas
se explican como que los materiales
rocosos son menos densos de lo
esperado
– La corteza continental (sobre todo en
los orógenos) es menos densa de lo
esperado  que hay un defecto de
masa en los orógenos
Variaciones locales de la gravedad debidas a la
presencia de una masa más densa y medibles
con el gravímetro

17. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (V)
• Se ha demostrado que la corteza es menos
densa en las masas montañosas que bajo las
llanuras, y bajo las llanuras menos que en los
océanos.
• Todo sucede como si bloques de la corteza
emergieran tanto más cuanto menos densos
fueran (como flotadores de madera situados en
una cubeta con agua, hundiéndose según su
densidad).
• Esta es la idea del equilibrio isostático en la
corteza terrestre.

18. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (VI)
• El descubrimiento de que las masas
montañosas tienen menos densidad que
las planicies que las rodean proviene de
los primeros estudios geodésicos
realizados por ingleses en la India, cerca
de los Himalayas, en la década de 1840.
En estos estudios participaron George
Everest, Airy y Pratt.

19. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (VII)
• En realidad los bloques en equilibrio no tienen
todos el mismo espesor, y por otra parte, el
'fluido' en el cual reposan los continentes no es
comparable con el agua, sino con un material
muy viscoso; el equilibrio no es perfecto y no
debe llamarse “hidrostático”, sino “isostático”.
• Las presiones ejercidas por el peso de los
bloques se igualan con el empuje en una
superficie situada a 60 km de profundidad,
llamada superficie de compensación
isostática, por debajo de la cual el reparto de
las masas es regular.

20. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (VIII)
Principio de la Isostasia (Dutton, 1892): Tanto los excesos como los defectos de masa
quedan compensados hidrodinámicamente a cierta profundidad (superficie de compensación),
como un iceberg en el agua.
Modelo de Pratt: bloques de diferente densidad,
pero diferente tamaño, y que alcanzan la misma
profundidad. SC fija
Modelo de Airy: Bloques de igual densidad, pero de
diferentes masas. Los más masivos se hunden más.
Superficies de compensación diferentes
Empuje
Hundimiento por
gravedad
Si hay erosión o masa de hielo que
se funde, el bloque pierde masa y
se eleva (Escandinavia),
modificándose el equilibrio
isostático
Material fluido
más denso en
parte inferior
Antes dos capas en corteza: SIAL (poco denso) +
SIMA (más denso) sobre capa fluida más densa
Ahora corteza más compleja sobre capa fluida mas
densa (astenosfera y corrientes de convección)
Según el modelo de Airy, la raiz de
una montaña de 1 km de altura sería
de aproximadamente 5 km
Según Pratt: Las montañas no son simplemente masas
yacentes sobre la superficie de la Tierra, sino que se
originaron a causa de las temperaturas anormalmente
elevadas del interior de la Tierra, que determinaron la
dilatación de los materiales y por consiguiente una
disminución de su densidad. La prominencia de las
montañas es consecuencia de la expansión, sin implicar
la presencia de nuevas masas materiales

21. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (IX)
• El equilibrio isostático puede romperse, por ejemplo:
– 1. Al formarse una cordillera.
– 2. Si una fuerte erosión aligera un bloque montañoso (se le retira
masa), acumulándose los materiales sobre otro bloque, suboceánico,
por aporte y sedimentación (se le incrementa masa).
– 3. Si un aumento de temperatura funde un espeso casquete glaciar que
recubre un bloque.
• El equilibrio tiende a reestablecerse mediante movimientos
verticales; el bloque aligerado tiende a elevarse y a hundirse el
sobrecargado, debiéndose producir movimientos de los materiales
fluidos infracorticales.
• Un ejemplo de este tipo de movimiento se ha podido estudiar en
Escandinavia, donde se está produciendo un movimiento isostático
debido a la fusión del casquete glaciar cuaternario, hace cerca de
10.000 años. El movimiento continúa a razón de 1 m por siglo,
hasta tal punto que los puertos del golfo de Botnia han disminuido
notablemente su calado.

22. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (XI)
Donde el empuje desde
el manto se compensa
con el hundimiento por
gravedad de la corteza
Observa los diferentes valores
de densidad de la corteza
oceánica (basalto) y la corteza
continental (granito)

23. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (XII)
Red gravimétrica española

24. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (XIII)
• Aplicaciones industriales de los
métodos gravimétricos:
– Minería
• Localización de yacimientos
de minerales metálicos
• Localización de yacimientos
de minerales no metálicos
– Geotecnia
• Elaboración de mapas 3D del
substrato rocoso
• Detección de cavidades
– Medio ambiente
• Caracterización de lugares
para posibles vertederos
(acuíferos, etc.)
Las zonas en tonos azules representan
cavidades (menor gravedad de la esperada)

25. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geotérmicos (I)
Suministro de calor externo:
sólo se absorbe el 30%
Esta energía produce los
fenómenos meteorológicos 
procesos externos
Flujo geotérmico
generado por
diversos factores
Diferentes velocidades de
rotación producen fricción
entre capas  calor
La
desintegración
radiactiva es un
importante
generador de
calor
Materiales fluidos del núcleo
externo que se incorporan al
núcleo interno como sólidos
(cambio de estado  calor)

26. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geotérmicos (II)
El calor interno de la Tierra llega a la
corteza por conducción, sin
desplazamiento de masas
El calor interno de la Tierra llega a la
corteza por convección, con
desplazamiento de masas y formando
células convectivas
Célula convectiva
Dorsal atlántica (anomalía
térmica positiva)
Enfriamiento 
aumento de densidad Calentamiento 
disminución de la densidad

27. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geotérmicos (III)
La emisión de flujo térmico en la corteza no es uniforme
Anomalías geotérmicas
negativas: fosas oceánicas
Anomalías geotérmicas
positivas: dorsales oceánicas
La presencia de volcanes en superficie
demuestra la existencia de temperatura internas
tan altas como para fundir la roca (magma)

28. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geotérmicos (IV)
Progresiva disminución del flujo térmico a
medida que nos alejamos del eje de la dorsal
(la litosfera se hace más gruesa)
El flujo térmico en superficie es máximo en las zonas de dorsales
oceánicas
Y el especial caso
del flujo térmico en
Islandia
Las dorsales son
zonas de poco
grosor litosférico,
por donde el calor
fluye bien a la
superficie
Los continentes
son zonas de
mayor grosor, por
donde el calor
difunde mal

29. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (I) Descripción del campo magnético terrestre
El campo magnético terrestre
es dipolar, aunque irregular y
cambiante
Las líneas de flujo tienen
trayectoria curva: salen del polo
N magnético actual y entran al
polo S magnético actual
Polos magnéticos no coinciden
con polos geográficos  ángulo
de declinación magnética
El campo magnético varía
con el tiempo en intensidad
y orientación
La intensidad
está
disminuyendo
progresivamente
Migraciones de los polos e inversiones
de la polaridad
Muchas variaciones
locales frente a los valores
esperados
En el polo Norte una
aguja imantada
permanecerá vertical, en
el ecuador, horizontal
Aunque los polos magnéticos se
mantienen estáticos un tiempo, no así el
ecuador magnético, que cambia
lentamente

30. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (II) Origen del campo magnético terrestre
El campo magnético se origina a partir del campo electrico producido por corrientes de
convección en el núcleo externo líquido, a su vez causadas por fuentes de calor
diversas (diapos. 14)
El campo magnético así generado, produce un campo eléctrico que
retroalimenta el proceso
Calor proveniente de la
concentración de
materiales en el núcleo
interno
Calor proveniente de las
rotaciones diferenciales y el
rozamiento asociado
Calor proveniente
de la desintegración
de elementos
radiactivos
Las irregularidades en el campo dipolar se producen por turbulencias en los
movimientos convectivos del núcleo externo
Turbulencias debidas a la
rotación diferencial entre
núcleo externo, núcleo
interno y manto
Turbulencias
debidas a la
rotación del planeta

31. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (III) Modelo actual del campo magnético terrestre

32. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (IV) Cambios en la polaridad
El proceso de inversión de
la polaridad transcurre en
unos 2000 años

33. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (V) Prospección magnética
Mediciones locales del campo
magnético con magnetómetros

34. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (VI) Paleomagnetismo (I)
Medición del paleomagnetismo en arcillas
Las inversiones de la polaridad y su reflejo como
magnetismo remanente en rocas con minerales
ferromagnéticos formadas en la época
Líneas de
flujo del
campo
magnético
en el
momento
de
formación
de la roca
WHEN NORTH GOES SOUTH: Three-Dimensional Simulation of Geomagnetic Field Reversal

35. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (VII) Paleomagnetismo (II)
Erupciones volcánicas en diferentes épocas
Líneas de flujo del campo magnético
en función de ubicación de los polos

36. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (VIII) Paleomagnetismo (III)
Inversiones de la polaridad magnética en los últimos 5 m. a.
Comprobación de las
inversiones de la polaridad en
los fondos oceánicos cercanos
a las dorsales

37. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (IX) Paleomagnetismo (IV)
Aplicaciones al estudio de la dorsal Atlántica de las inversiones de la polaridad magnética:
demostración de la acreción

38. La estructura interna de la Tierra
Geofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (X) Paleomagnetismo (V)
La migración de los polos magnéticos: datos para Norteamérica y Europa
Como las curvas, aunque
paralelas, no coinciden, las
posiciones de ambos
continentes a lo largo del
tiempo han cambiado:
movimiento de las placas
litosféricas