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Métodos de estudio del interior
terrestre
ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE
Para intentar comprender la naturaleza
y estructura del interior terrestre se
han utilizado desde tiempos remotos
diversas técnicas y procedimientos que
han propiciado la aparición y desarrollo
de diferentes métodos de estudio.
Unos están basados en experiencias
directas mientras que otros se
fundamentan en el estudio y aplicación
de propiedades geofísicas del planeta.
Métodos de estudio
Directos
Sondeos
Minas
Volcanes
Erosión de
cordilleras
Se basan en
observaciones y
estudios directos sobre
las rocas o sus
manifestaciones y/o
estructuras
Indirectos
Método eléctrico
Tomografía sísmica
Densidad terrestre
Gravedad terrestre
Magnetismo terrestre
Comparación con
meteoritos
Ondas sísmicas
Basados en el estudio
de determinadas
propiedades físicas de
la Tierra
MÉTODOS DIRECTOS: MINAS
Se basan en la observación directa de los materiales que componen se
extraen de las minas. Sólo proporcionan información de los primeros
cientos de metros (las minas más profundas apenas alcanzan el kilómetro
de profundidad, aunque algunas, como la mina de oro de Tau Tona,
Sudáfrica, llega a los 3.6 km) por lo que su utilidad es bastante limitada
MÉTODOS DIRECTOS: SONDEOS
Son perforaciones en el terreno de los que se extrae una columna de material
llamada testigo que permite conocer la composición de las rocas. Tienen acceso
a rocas situadas hasta 15 km de profundidad
El pozo de investigación más profundo se
encuentra en la Península de Kola. Se
trata de un superagujero de 12 km de
profundidad, aunque el proyecto finalizó
por problemas económicos.
También se están estudiando los fondos
marinos con la ayuda de un buque de
perforación submarina, que pretende
obtener datos sismológicos, volcánicos,
geológicos, medioambientales y
climatológicos en el Pacífico hasta una
profundidad de 6 Km.
Sondeo en la Península de Kola
Perforaciones en la corteza oceánica
Proyecto Mohole
Pretendía perforar la corteza hasta la discontinuidad de Mohorovicic. Fue
cancelado por su alto coste en 1966
Perforación en el cráter Chicxulub (Yucatán, Méjico)
Su objetivo era el estudio de los efectos dejados en la Tierra por el impacto
del meteorito que se supone que causó la extinción de los dinosaurios
Perforaciones en California
Objetivo: Estudiar los fenómenos físicos y químicos que acompañan a los
movimientos sísmicos
Perforación en el borde del Macizo Checo (Bohemia Occidental)
Es un pozo 5 km que permitirá estudiar los temblores sísmicos que se
registran en Bohemia Occidental.
Otros sondeos que sirven para investigar el interior terrestre:
MÉTODOS DIRECTOS: VOLCANES
El análisis de las lavas expulsadas por los volcanes permite conocer la
composición de las rocas a varios kilómetros de profundidad, pues
arrastran en su ascenso rocas de zonas profundas (de hasta 100km) que
quedan incluidas en el magma sin fundir. Un ejemplo son los diamantes
extraídos de la kimberlita.
MÉTODOS DIRECTOS: ROCAS EXPUESTAS DEBIDO A LA EROSIÓN
Consiste en la recogida de rocas
metamórficas y magmáticas que
afloran en la superficie debido a
procesos erosivos para su análisis.
Este método nos da acceso a rocas
formadas entre 15 y 20 km de
profundidad.
El análisis de rocas sedimentarias,
debido a su proceso de formación en
superficie, nos da información de
zonas mas superficiales (hasta 8 km
de profundidad)
1. Las rocas mantienen su estructura y composición hasta la profundidad en la
que se han hecho las observaciones.
2. El gradiente geotérmico en la parte superficial es aproximadamente de
30°C por cada kilómetro que profundizamos en el interior del planeta.
3. Las rocas de esta zona son silicatos.
CONCLUSIONES OBTENIDAS A TRAVÉS DE LOS MÉTODOS DIRECTOS
MÉTODOS INDIRECTOS
Existen diferentes técnicas y métodos que facilitan información para estudiar el
subsuelo. Muchas de ellas se basan en el estudio de las propiedades físicas de
las rocas o en los efectos ocasionados por la variación de estas propiedades.
Todos estos métodos son utilizados por la geofísica para conocer cómo es el
interior de la Tierra. Entre los métodos más importantes están:
• Análisis de la densidad terrestre.
• Estudios de laboratorio (células de yunque de diamante)
• Método gravimétrico.
• Método geotérmico.
• Método magnético.
• Método sísmico.
Se trata de métodos geoquímicos y geofísicos.
Estos métodos solamente proporcionan gráficas, que interpretadas, permiten
sugerir hipótesis sobre la composición y estructura del interior de la Tierra.
El estudio de la densidad es un método indirecto clásico que descubre que la Tierra no
es homogénea, pues el valor teórico (5'52g/cm3) está muy separado de los
encontrados en las rocas de la superficie (2'7 g/cm3). Esta diferencia indica que los
materiales superficiales son menos densos que los que se encuentran en el interior
terrestre.
Wiechert relacionó este hecho con la información aportada del estudio de los
meteoritos.
Sabiendo que entre los elementos más comunes del Universo, el de mayor densidad
es el hierro, supuso que el núcleo debería estar formado por este metal. La existencia
de un campo magnético terrestre apoyaría esta hipótesis.
ANÁLISIS DE LA DENSIDAD TERRESTRE
3
2
R
3
4
G
g
R
π
2
d
m
M
G
F
V
M
d
g
m
F
2
d
m
M
G
g
m
G
g
R
M
2
Para un cuerpo situado en la superficie terrestre
F es la fuerza con la que es atraído por la tierra.
Para calcular la masa recurrimos a
la ley de la gravitación universal.
Si consideramos como aproximación que la
Tierra es una esfera perfecta, su volumen será:
la distancia entre los dos
cuerpos es el radio terrestre
R
3
4
G
g
π RG
3g
π
4 3
cm
g
5,52
Este valor de la densidad
contrasta con la densidad
media de las rocas que
constituyen los continentes
que es de
3
cm
g
2,7
3
R
V
3
4
Calculo de la densidad de la Tierra
1000
2
4
6
8
10
12
14
2900 5100
RELACION ENTRE LA DENSIDAD DE LOS
MATERIALES TERRESTRES Y LA PROFUNDIDAD
Profundidad (km)
Densidad
(
g/
cm
3
)
Estudios sismológicos
indican que la densidad
aumenta desde la corteza
al núcleo del planeta
pero no de forma
homogénea.
La densidad se mantiene
prácticamente constante
en los primeros 100 km
para ir aumentando poco
a poco hacia el interior.
A 2900 Km. de
profundidad se produce
un aumento brusco de la
densidad que nos indica
que hemos llegado al
núcleo metálico del
planeta.
ENSAYOS EN LABORATORIO
En los laboratorios se realizan desde estudios geoquímicos de minerales, rocas,
meteoritos y fluidos, hasta análisis de tipo físico sobre muestras. También se
reproducen, a escala, las condiciones que se cree existen en diversos procesos
geológicos, mediante bancos de pruebas y modelos simulados.
Un ejemplo es el de las células de yunque de
diamantes, con las que se simula las condiciones
de alta presión del interior terrestre.
Es un que permite comprimir una pequeña pieza
(de tamaño sub-milimétrico) de material hasta
presiones extremas, mas de 300 gigapascales (3
000 000 atmósferas).
El dispositivo ha sido utilizado para recrear la
presión existente en lo profundo de los planetas,
creando materiales y fases no observadas bajo
condiciones normales.
MÉTODO GRAVIMÉTRICO
Se basa en el estudio de la variación de la aceleración
de la gravedad (g) en diferentes zonas del planeta.
La gravedad obedece a la ley de la gravitación
universal, enunciada por Newton.
Los parámetros de los que depende el valor de la
aceleración de la gravedad en cada punto de la
superficie terrestre son:
• Constante de gravitación (valor constante)
• Radio de la Tierra (valor conocido en el punto considerado)
• Masa de la Tierra, que a su vez depende:
- Volumen de la Tierra (valor constante)
- Densidad valor que varia con:
+ distintas composiciones
+ estructuras que constituyen el planeta
2
d
m
M
G
g
m 2
R
M
G
g
3
R
3
4
V R
d
G
3
4
g
3
R
3
4
d
M
La aceleración de la gravedad en un punto determinado de la superficie terrestre es:
Esta formula debe ser corregida en función de algunas de las
características propias del planeta.
• Para R debe hacerse una “corrección de latitud”: La gravedad es mayor a mayor
latitud: es mayor en los polos que en el ecuador.
• Aceleración centrífuga (ac): La aceleración centrífuga, que se opone a la gravedad, es
mayor a menor latitud, es decir, es baja en los polos (nula) y alta en el ecuador, así
pues, en los polos hay mayor gravedad.
• Corrección de aire libre (CAL): La gravedad es mayor a menor altitud: es mayor a nivel
del mar que en lo alto de una montaña.
• Corrección de Bouguer (CB): La gravedad en la superficie del océano será menor que
en un punto de la superficie a nivel del mar por el defecto de masa del agua con
respecto a la tierra.
• Corrección Topográfica (CT): La presencia o ausencia de masa debido al relieve
próximo también afecta a la gravedad.
Aplicando las correcciones oportunas,
lo único que puede variar el valor
teórico de g es la densidad de los
materiales subyacentes
CT
CB
CAL
a
-
R
d
G
g c
3
4
Se toman datos con gravímetros y se comparan con el valor teórico. Si el valor de la
gravedad en la superficie terrestre fuera constante, la Tierra sería una esfera
homogénea, pero no es así. De hecho, los análisis del campo gravitatorio terrestre
parecen demostrar que la forma de la tierra corresponde a un geoide.
el Geoide sería la superficie que uniría todos
los puntos de la Tierra que poseen el mismo
valor de campo gravitatorio y esto afecta tanto
a la superficie de la tierra, que no es por tanto
una esfera perfecta, como a la superficie del
mar, que tampoco es plana
Se han medido variaciones de este valor teórico que se denominan anomalías
gravimétricas o gravitatorias. Están relacionadas con la variación de la densidad
de las rocas, las diferencias de altitud y de latitud, etc.
Anomalías gravimétricas
Positivas
Es aquella en la que el valor medido es mayor que el
teórico.
Puede indicar la existencia de una capa densa de mineral
que ejerce mayor atracción al presentar más masa.
Negativas
Es aquella en la que el valor medido es menor que el
esperado. Indicaría la presencia de rocas poco densas.
El estudio de estas anomalías gravimétricas permite:
Deducir la situación de:
•cuencas sedimentarias
•intrusiones volcánicas
•cuerpos mineralizados
•fallas
•zonas de subducción, etc.
Deducir la existencia de dos
tipos de corteza de diferente
composición:
•corteza oceánica formada por basalto (densidad = 3
g/cm3)
•corteza continental,formada por granito (densidad = 2,7
glcm3)
Interpretar
•algunos procesos tectónicos de elevación o
hundimiento que afectan a la corteza terrestre.
La litosfera responde a la fuerza de la gravedad con una serie de
movimientos verticales, de forma que el relieve topográfico se compensa
en profundidad.
Los geólogos Everest y Pratt demostraron, con medidas realizadas sobre el Himalaya,
que las montañas presentaban anomalías gravitatorias negativas, que indica que
existe un defecto de masa en las montañas.
Tras este descubrimiento Dutton formuló el principio de la isostasia. El principio
presupone que los excesos y defectos de masa se compensan hacia el interior de tal
forma que los materiales más ligeros como las montañas se comportan como los
icebergs. Es decir, en la superficie del planeta hay una capa fluida que ejerce un
empuje sobre las montañas que flotan sobre ella. La teoría de la isostasia propone
que la Tierra consta de dos capas a nivel de la superficie diferenciadas por su
densidad. Ambas capas constituyen lo que hoy en día llamamos litosfera.
ISOSTASIA
http://www.juntadeandalucia.es/averroes/ma
nuales/tectonica_animada/tect_swf_files/56%
5B1%5D.swf
http://www.juntadeandalucia.es/averroes/ma
nuales/tectonica_animada/tect_swf_files/43%
5B1%5D.swf
Reajuste isostático
Isostasia en una
cadena montañosa
Se denomina isostasia al equilibrio de flotación entre la litosfera y el
manto plástico. Si aumenta la masa de la litosfera, esta tiende a hundirse
en el manto. Si disminuye la masa de la litosfera, esta tiende a ascender.
Los movimientos de ascenso y descenso (movimientos epirogénicos) son
extremadamente lentos debido a la rigidez y espesor de la litosfera.
Esto supone que todos los excesos o defectos de masa por encima o debajo del
nivel del nivel del geoide están compensados, de modo que, a una cierta
profundidad, el material se encuentra en equilibrio hidrostático. Las masas por
encima del nivel del mar son una alteración de equilibrio hidrostático, lo mismo
podríamos decir en los océanos, la deficiencia de masa hasta el nivel del mar
constituyen una perturbación del nivel hidrostático.
Elevación de la península escandinava
en milímetros por año.
Al retirarse el hielo, la península
escandinava asciende
Cuando se deposita un gran espesor de sedimentos en una cuenca sedimentaria, su fondo
tiende a hundirse lentamente (también pasa por la acumulación de hielo en los glaciares).
Este proceso se denomina subsidencia. La subsidencia es la causa de que resulte difícil
rellenar por completo una gran cuenca, así como de que puedan depositarse espesores
de sedimentos muy superiores a su profundidad original. El caso contrario sucede cuando
se erosiona una cordillera.
• evaluar la resistividad media del subsuelo mediante la medición de
una diferencia de potencial entre dos electrodos situados en la superficie.
• Es muy preciso a poca profundidad, y se utiliza en prospecciones mineras con
mucha exactitud, en la localización de cavernas cársticas y en la búsqueda de
aguas subterráneas.
MÉTODO ELÉCTRICO
MÉTODO MAGNÉTICO
La Tierra posee un campo
magnético que sólo se puede explicar si
existe un núcleo metálico externo
fundido en movimiento alrededor de un
núcleo interno metálico sólido, que
funcionarían como una enorme dinamo
(geodinamo).
El campo magnético funciona gracias al
movimiento de la masa fluida metálica
provocada por la rotación terrestre y las
corrientes convectivas generadas por el
calor interno.
Existen dos polos magnéticos que no coinciden con los polos geográficos.
El magnetismo se puede medir mediante magnetógrafos, es el método geofísico de
prospección más antiguo y además ha sido un método fundamental para explicar la
tectónica de placas.
La existencia del campo magnético terrestre nos protege de las radiaciones del
espacio, ya que las partículas cargadas quedan atrapadas en las líneas campo
magnético (cinturones de Van Allen).
Además, este hecho provoca las auroras boreales y australes, ya que debido a
colisiones de estas partículas con los iones de gases que hay en la atmósfera, se
producen emisiones de energía en el espectro visible generando imágenes de colores
• Mediante los mangetómetros se mide el campo magnético en un
punto determinado y se establece la declinación magnética (ángulo
entre el norte geográfico y el norte magnético, que puede cambiar de
un lugar a otro y de un momento a otro).
• A partir de estos datos se realiza un mapa de declinaciones (con
isógonas o líneas de igual declinación).
• En determinados puntos, se pueden observar anomalías magnéticas
(variaciones de la declinación de la zona) que nos aportan
información de la composición de las rocas
Las anomalías magnéticas detectadas a través de estudios magnéticos
en terreno se explican por variaciones en las propiedades físicas de las
rocas pero por encima de ciertas temperaturas ya no se detectan y por
eso el alcance de este método no va más allá de los 30 a 40 km.
Los mapas obtenidos con
medidas geomagnéticas de
una zona (levantamientos
magnéticos) dan información
sobre la composición de la
corteza en esa zona.
Estos mapas, combinados con
otras informaciones geofísicas
y geológicas, pueden conducir
a la localización de
yacimientos minerales
además de importante
información acerca de las
estructuras geológicas
presentes en la zona
La unidad de medida de la intensidad del
campo magnético es nanotesla
MÉTODO GEOTÉRMICO
La Tierra emite calor desde su interior originando un flujo geotérmico, responsable
de la generación de magmas y de la existencia de volcanismo en la superficie. Las
fuentes de este calor son:
• El calor residual del proceso de formación del planeta.
• La fricción entre las capas de diferente naturaleza que se desplazan unas
respecto a otras como consecuencia de la rotación terrestre.
• Los cambios de estado asociados a la diferenciación de los materiales del
interior, como ocurre con la formación del núcleo sólido a partir de material
fundido.
• La desintegración de elementos radiactivos del interior, que liberan y transmiten
energía de tal forma que calientan los materiales de los que forman parte.
• Las reacciones químicas exotérmicas.
• Gravitación: La gravedad ejerce una fuerza de compresión hacia el centro del
planeta, y en el proceso de contracción de la masa terrestre se genera
calentamiento por fricción.
La temperatura en el
núcleo debe permitir que
el hierro y níquel que lo
componen estén fundidos
en el núcleo externo y
sólidos en el interno
(debido a la presión)
En la base de la corteza, la temperatura
debe estar cerca de los 700ºC
La Tª en el límite entre
manto superior/inferior
habrá subido hasta los
2000ºC
La Tª en el límite entre
núcleo externo/interno
está en torno a los 3800ºC
Temperatura si se mantuviera el
gradiente geotérmico constante
TOMOGRAFÍA SÍSMICA
La tomografía sísmica es una tecnología que ha permitido obtener imágenes
del interior de la Tierra a partir de la lectura de los tiempos de trayecto de las
ondas sísmicas que se propagan el interior del planeta (algo similar a un TAC
en medicina).
Mediante esta tecnología se ha podido conocer la topografía de las diferentes
unidades geodinámicas de la Tierra y obtener perfiles del manto y la superficie
del núcleo terrestre.
Animación de las ondas sísmicas P y S
Recorrido de las ondas P y S en un planeta sólido
Recorrido de las ondas P y S en dos planetas con núcleo líquido
Modelo de la convección dentro del manto
Modelo tomográfico del manto: areas frías en azul y calientes
en rojo.
Modelo tomográfico del manto debajo de Sudamérica:
Imágenes de
tomografía
sísmica
Esta técnica se basa en el análisis de las diferencias de velocidad de las ondas sísmicas
respecto a un valor promedio teórico. Los datos se comparan en un ordenador que
fabrica imágenes virtuales de secciones del interior terrestre.
El análisis de la distribución de velocidades permite detectar:
• anomalías positivas que se interpretan como zonas más frías, de material más
denso que tiende a hundirse
• anomalías negativas, que se interpretan como zonas más calientes, de material
menos denso que tiende a ascender generando corrientes de convección.
ESTUDIO DE METEORITOS
Son pequeños cuerpos
planetarios, que caen sobre la
superficie de la Tierra cuando
cruzan su órbita.
La mayoría se agrupan formando
un cinturón de asteroides que
orbitan entre Marte y Júpiter, por
lo que tendrían la misma edad
que el Sistema Solar.
Siguiendo este razonamiento,
han debido tener un origen muy
parecido, por lo que se estudia su
composición, suponiendo que
muy similar sea la de la Tierra.
El estudio de meteoritos revela datos interesantes.
• Son buenos ejemplos de la materia primitiva del Sistema Solar, aunque en
algunos casos sus propiedades han sido alteradas.
• Su estructura y composición nos dan datos del interior terrestre.
• Los cráteres de impacto pueden sacar a la superficie rocas del interior de
la tierra.
METEORITOS
Sideritos:
4%, Fe y Ni:
núcleo terrestre
Siderolitos:
1%, Fe y
silicatos: Núcleo
terrestre
Condritas:
86%, peridotitas:
manto terrestre
Acondritas:
9%, basaltos:
corteza oceánica
y continental
EL MÉTODO SÍSMICO
El conocimiento de la estructura interna de la Tierra deriva principalmente de
los conocimientos obtenidos a través de los métodos sísmicos. Se basan en el
estudio de seísmos naturales o artificiales y en la propagación de las ondas
sísmicas en el interior de la tierra.
Un seísmo es la liberación brusca de
energía acumulada en un punto del
interior de la tierra. Cuando la
tensión a la que están sometidas las
rocas sobrepasa cierto límite, se
desencadena el terremoto.
El origen, punto del interior de la
tierra en que se liberan la energía se
denomina hipocentro, y el punto de
la superficie en la vertical del
hipocentro es el epicentro.
El origen de un seísmo: puede ser:
Superficial: como en materiales rocosos a los lados de una falla,
Profundo: por readaptaciones de materiales del manto;
Causado por explosiones, magmatismo, vulcanismo o causas artificiales.
Ondas P o primarias: son las primeras ondas en llegar
a la superficie, de ahí su nombre. Son ondas
longitudinales, es decir, hacen vibrar la partículas del
terreno en la dirección de la onda.
Ondas S o secundarias: son más lentas que las ondas
primarias y solo se transmiten en medios sólidos. Son
ondas transversales, las partículas del terreno se
mueven de forma perpendicular a la onda.
Ondas superficiales: sólo se generan al llegar las
anteriores a la superficie del terreno, Por esta razón
no aportan información del interior terrestre. Pueden
ser:
Rayleigh: vibración de las partículas de forma
rodante, como las olas del mar.
Love: se mueven de lado a lado.
Ver animación : http://www.juntadeandalucia.es/averroes/manuales/tectonica_animada/tect_swf_files/38[1].swf
Las ondas sísmicas liberadas en un terremoto se registran con los sismógrafos, y el
gráfico de las ondas se denomina sismograma.
La red de sismógrafos ha permitido conocer los lugares de la superficie donde se
originan las ondas y el tiempo que tardan en llegar a la superficie. Esta información
permite deducir los límites entre diferentes materiales en el interior de la Tierra.
Para saber cómo es la estructura de la Tierra, hemos sido capaces de producir
artificialmente terremotos que nos permiten recoger información sin la necesidad
de esperar a un seísmo natural. Este sistema tiene otras aplicaciones como
descubrir si existen a cierta profundidad bolsas de agua, petróleo, gas o minerales
de interés económico.
La velocidad de propagación de las ondas es mayor cuanto mayor es la densidad y
la rigidez de los materiales que atraviesa.
ONDAS P ONDAS S
De las fórmulas de velocidad de propagación de las ondas deducimos:
Como todos los materiales tienen K (son
susceptibles de ser comprimidos),
deducimos que se propagan por todo tipo
de medios.
Como los fluidos tienen μ=0 (no son
rígidos); deducimos que sólo se propagan
por medios sólidos.
Otras conclusiones que podemos obtener a partir de las fórmulas de la velocidad de
propagación son:
• A mayor ρ del medio, menor velocidad de las ondas
• A mayor μ, más velocidad: la posición de las partículas es más fija y la recuperan
absorbiendo menos energía al cesar la vibración.
• Además conociendo la relación Vp/Vs (aproximadamente 1,73), podemos calcular la
distancia del punto al hipocentro.
1
2
1
2
1
2
4
3
1
2
4
3
i
r
i
r
1
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V
i
r ˆ
ˆ
1
2 V
V
i
r ˆ
ˆ
4
3
2
1 V
V
V
V
4
3
2
1 V
V
V
V
La velocidad de las ondas depende de las características de los materiales por los que
viajan. No viajarán igual por granito que por basalto y tampoco si estos se encuentran
fríos o calientes. Al mismo tiempo, se produce un cambio en la dirección de propagación
de la onda por cada variación en la velocidad de propagación.
Como consecuencia de estas
desviaciones de las ondas
por la diferencia de
materiales que atraviesan,
se provoca que en la
superficie terrestre
aparezcan zonas en las que
no se detectan ciertas ondas
sísmicas por que las ondas
van a llegar a puntos de la
superficie más separados de
lo que era de esperar si
hubiesen mantenido la
tendencia de cambio en su
trayectoria curva. Son
las zonas de sombra.
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
2 000 4 000 6 000
Del estudio de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas en el interior
terrestre y de las variaciones graduales (a veces bruscas o discontinuidades), se
puede deducir el sistema de capas que forma el interior terrestre.
Profundidad (km)
670 2 900 5 150
Núcleo
Manto
Las discontinuidades sísmicas se utilizan para diferenciar las capas del interior del planeta.
Ondas P
Ondas S
Velocidad
(km/s)
Discontinuidad
de Mohorovicic
Discontinuidad
de Gutenberg
Discontinuidad
de Lehmann
Discontinuidades
De primer orden:
Variación de velocidad de gran magnitud. Indica
un cambio muy importante en la naturaleza de los
materiales
Mohorovicic:
A 40-60 km en los continentes y 5-
10 en los océanos. Gran aumento
de velocidad las ondas p y s.
Guttemberg:
A 2900 km. La velocidad de las
ondas de baja repentinamente y
las S se detienen.
De segundo orden:
variación menor. Indican cambios menos
acusados
Conrad:
Muy discutida (sólo existe en algunos puntos de la
corteza continental). Es un ligero aumento de la
velocidad de las ondas a unos 15 km.
Repetti:
A unos 800 km. Se produce una disminución del ritmo
de crecimiento de P y S.
Wiechert- Lehman:
A 5100 km, con un aumento de velocidad de P.
pueden dividirse en función
de la variación de la velocidad
http://personales.ya.com/geopal/Geoesfera/M%E9todos%20de%20estudio-2.htm
http://e-ducativa.catedu.es/44700165/aula/archivos/repositorio//750/975/html/21_metodos_de_estudio_directos.html
http://docentes.educacion.navarra.es/~metayosa/1bach/Tierra1.html
http://es.wikipedia.org/wiki/Onda_s%C3%ADsmica
http://ansatte.uit.no/webgeology/webgeology_files/spanish/interiorTierra_8.html
http://encarni-biologaygeologa1bachillerato.blogspot.com.es/2010/10/t-2-estructura-de-la-tierra.html
http://www2.udec.cl/~ocrojas/introducciontierra.pdf
http://www2.udec.cl/~ocrojas/introducciontierra.pdf
http://es.wikipedia.org/wiki/Clasificaci%C3%B3n_de_meteoritos
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  • 1. Métodos de estudio del interior terrestre
  • 2. ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE Para intentar comprender la naturaleza y estructura del interior terrestre se han utilizado desde tiempos remotos diversas técnicas y procedimientos que han propiciado la aparición y desarrollo de diferentes métodos de estudio. Unos están basados en experiencias directas mientras que otros se fundamentan en el estudio y aplicación de propiedades geofísicas del planeta.
  • 3. Métodos de estudio Directos Sondeos Minas Volcanes Erosión de cordilleras Se basan en observaciones y estudios directos sobre las rocas o sus manifestaciones y/o estructuras Indirectos Método eléctrico Tomografía sísmica Densidad terrestre Gravedad terrestre Magnetismo terrestre Comparación con meteoritos Ondas sísmicas Basados en el estudio de determinadas propiedades físicas de la Tierra
  • 4. MÉTODOS DIRECTOS: MINAS Se basan en la observación directa de los materiales que componen se extraen de las minas. Sólo proporcionan información de los primeros cientos de metros (las minas más profundas apenas alcanzan el kilómetro de profundidad, aunque algunas, como la mina de oro de Tau Tona, Sudáfrica, llega a los 3.6 km) por lo que su utilidad es bastante limitada
  • 5. MÉTODOS DIRECTOS: SONDEOS Son perforaciones en el terreno de los que se extrae una columna de material llamada testigo que permite conocer la composición de las rocas. Tienen acceso a rocas situadas hasta 15 km de profundidad El pozo de investigación más profundo se encuentra en la Península de Kola. Se trata de un superagujero de 12 km de profundidad, aunque el proyecto finalizó por problemas económicos. También se están estudiando los fondos marinos con la ayuda de un buque de perforación submarina, que pretende obtener datos sismológicos, volcánicos, geológicos, medioambientales y climatológicos en el Pacífico hasta una profundidad de 6 Km.
  • 6. Sondeo en la Península de Kola Perforaciones en la corteza oceánica
  • 7. Proyecto Mohole Pretendía perforar la corteza hasta la discontinuidad de Mohorovicic. Fue cancelado por su alto coste en 1966 Perforación en el cráter Chicxulub (Yucatán, Méjico) Su objetivo era el estudio de los efectos dejados en la Tierra por el impacto del meteorito que se supone que causó la extinción de los dinosaurios Perforaciones en California Objetivo: Estudiar los fenómenos físicos y químicos que acompañan a los movimientos sísmicos Perforación en el borde del Macizo Checo (Bohemia Occidental) Es un pozo 5 km que permitirá estudiar los temblores sísmicos que se registran en Bohemia Occidental. Otros sondeos que sirven para investigar el interior terrestre:
  • 8. MÉTODOS DIRECTOS: VOLCANES El análisis de las lavas expulsadas por los volcanes permite conocer la composición de las rocas a varios kilómetros de profundidad, pues arrastran en su ascenso rocas de zonas profundas (de hasta 100km) que quedan incluidas en el magma sin fundir. Un ejemplo son los diamantes extraídos de la kimberlita.
  • 9. MÉTODOS DIRECTOS: ROCAS EXPUESTAS DEBIDO A LA EROSIÓN Consiste en la recogida de rocas metamórficas y magmáticas que afloran en la superficie debido a procesos erosivos para su análisis. Este método nos da acceso a rocas formadas entre 15 y 20 km de profundidad. El análisis de rocas sedimentarias, debido a su proceso de formación en superficie, nos da información de zonas mas superficiales (hasta 8 km de profundidad)
  • 10. 1. Las rocas mantienen su estructura y composición hasta la profundidad en la que se han hecho las observaciones. 2. El gradiente geotérmico en la parte superficial es aproximadamente de 30°C por cada kilómetro que profundizamos en el interior del planeta. 3. Las rocas de esta zona son silicatos. CONCLUSIONES OBTENIDAS A TRAVÉS DE LOS MÉTODOS DIRECTOS
  • 11. MÉTODOS INDIRECTOS Existen diferentes técnicas y métodos que facilitan información para estudiar el subsuelo. Muchas de ellas se basan en el estudio de las propiedades físicas de las rocas o en los efectos ocasionados por la variación de estas propiedades. Todos estos métodos son utilizados por la geofísica para conocer cómo es el interior de la Tierra. Entre los métodos más importantes están: • Análisis de la densidad terrestre. • Estudios de laboratorio (células de yunque de diamante) • Método gravimétrico. • Método geotérmico. • Método magnético. • Método sísmico. Se trata de métodos geoquímicos y geofísicos. Estos métodos solamente proporcionan gráficas, que interpretadas, permiten sugerir hipótesis sobre la composición y estructura del interior de la Tierra.
  • 12. El estudio de la densidad es un método indirecto clásico que descubre que la Tierra no es homogénea, pues el valor teórico (5'52g/cm3) está muy separado de los encontrados en las rocas de la superficie (2'7 g/cm3). Esta diferencia indica que los materiales superficiales son menos densos que los que se encuentran en el interior terrestre. Wiechert relacionó este hecho con la información aportada del estudio de los meteoritos. Sabiendo que entre los elementos más comunes del Universo, el de mayor densidad es el hierro, supuso que el núcleo debería estar formado por este metal. La existencia de un campo magnético terrestre apoyaría esta hipótesis. ANÁLISIS DE LA DENSIDAD TERRESTRE
  • 13. 3 2 R 3 4 G g R π 2 d m M G F V M d g m F 2 d m M G g m G g R M 2 Para un cuerpo situado en la superficie terrestre F es la fuerza con la que es atraído por la tierra. Para calcular la masa recurrimos a la ley de la gravitación universal. Si consideramos como aproximación que la Tierra es una esfera perfecta, su volumen será: la distancia entre los dos cuerpos es el radio terrestre R 3 4 G g π RG 3g π 4 3 cm g 5,52 Este valor de la densidad contrasta con la densidad media de las rocas que constituyen los continentes que es de 3 cm g 2,7 3 R V 3 4 Calculo de la densidad de la Tierra
  • 14. 1000 2 4 6 8 10 12 14 2900 5100 RELACION ENTRE LA DENSIDAD DE LOS MATERIALES TERRESTRES Y LA PROFUNDIDAD Profundidad (km) Densidad ( g/ cm 3 ) Estudios sismológicos indican que la densidad aumenta desde la corteza al núcleo del planeta pero no de forma homogénea. La densidad se mantiene prácticamente constante en los primeros 100 km para ir aumentando poco a poco hacia el interior. A 2900 Km. de profundidad se produce un aumento brusco de la densidad que nos indica que hemos llegado al núcleo metálico del planeta.
  • 15. ENSAYOS EN LABORATORIO En los laboratorios se realizan desde estudios geoquímicos de minerales, rocas, meteoritos y fluidos, hasta análisis de tipo físico sobre muestras. También se reproducen, a escala, las condiciones que se cree existen en diversos procesos geológicos, mediante bancos de pruebas y modelos simulados. Un ejemplo es el de las células de yunque de diamantes, con las que se simula las condiciones de alta presión del interior terrestre. Es un que permite comprimir una pequeña pieza (de tamaño sub-milimétrico) de material hasta presiones extremas, mas de 300 gigapascales (3 000 000 atmósferas). El dispositivo ha sido utilizado para recrear la presión existente en lo profundo de los planetas, creando materiales y fases no observadas bajo condiciones normales.
  • 16. MÉTODO GRAVIMÉTRICO Se basa en el estudio de la variación de la aceleración de la gravedad (g) en diferentes zonas del planeta. La gravedad obedece a la ley de la gravitación universal, enunciada por Newton. Los parámetros de los que depende el valor de la aceleración de la gravedad en cada punto de la superficie terrestre son: • Constante de gravitación (valor constante) • Radio de la Tierra (valor conocido en el punto considerado) • Masa de la Tierra, que a su vez depende: - Volumen de la Tierra (valor constante) - Densidad valor que varia con: + distintas composiciones + estructuras que constituyen el planeta
  • 17. 2 d m M G g m 2 R M G g 3 R 3 4 V R d G 3 4 g 3 R 3 4 d M La aceleración de la gravedad en un punto determinado de la superficie terrestre es: Esta formula debe ser corregida en función de algunas de las características propias del planeta.
  • 18. • Para R debe hacerse una “corrección de latitud”: La gravedad es mayor a mayor latitud: es mayor en los polos que en el ecuador. • Aceleración centrífuga (ac): La aceleración centrífuga, que se opone a la gravedad, es mayor a menor latitud, es decir, es baja en los polos (nula) y alta en el ecuador, así pues, en los polos hay mayor gravedad. • Corrección de aire libre (CAL): La gravedad es mayor a menor altitud: es mayor a nivel del mar que en lo alto de una montaña. • Corrección de Bouguer (CB): La gravedad en la superficie del océano será menor que en un punto de la superficie a nivel del mar por el defecto de masa del agua con respecto a la tierra. • Corrección Topográfica (CT): La presencia o ausencia de masa debido al relieve próximo también afecta a la gravedad. Aplicando las correcciones oportunas, lo único que puede variar el valor teórico de g es la densidad de los materiales subyacentes CT CB CAL a - R d G g c 3 4
  • 19. Se toman datos con gravímetros y se comparan con el valor teórico. Si el valor de la gravedad en la superficie terrestre fuera constante, la Tierra sería una esfera homogénea, pero no es así. De hecho, los análisis del campo gravitatorio terrestre parecen demostrar que la forma de la tierra corresponde a un geoide. el Geoide sería la superficie que uniría todos los puntos de la Tierra que poseen el mismo valor de campo gravitatorio y esto afecta tanto a la superficie de la tierra, que no es por tanto una esfera perfecta, como a la superficie del mar, que tampoco es plana
  • 20.
  • 21. Se han medido variaciones de este valor teórico que se denominan anomalías gravimétricas o gravitatorias. Están relacionadas con la variación de la densidad de las rocas, las diferencias de altitud y de latitud, etc.
  • 22. Anomalías gravimétricas Positivas Es aquella en la que el valor medido es mayor que el teórico. Puede indicar la existencia de una capa densa de mineral que ejerce mayor atracción al presentar más masa. Negativas Es aquella en la que el valor medido es menor que el esperado. Indicaría la presencia de rocas poco densas.
  • 23. El estudio de estas anomalías gravimétricas permite: Deducir la situación de: •cuencas sedimentarias •intrusiones volcánicas •cuerpos mineralizados •fallas •zonas de subducción, etc. Deducir la existencia de dos tipos de corteza de diferente composición: •corteza oceánica formada por basalto (densidad = 3 g/cm3) •corteza continental,formada por granito (densidad = 2,7 glcm3) Interpretar •algunos procesos tectónicos de elevación o hundimiento que afectan a la corteza terrestre. La litosfera responde a la fuerza de la gravedad con una serie de movimientos verticales, de forma que el relieve topográfico se compensa en profundidad.
  • 24. Los geólogos Everest y Pratt demostraron, con medidas realizadas sobre el Himalaya, que las montañas presentaban anomalías gravitatorias negativas, que indica que existe un defecto de masa en las montañas. Tras este descubrimiento Dutton formuló el principio de la isostasia. El principio presupone que los excesos y defectos de masa se compensan hacia el interior de tal forma que los materiales más ligeros como las montañas se comportan como los icebergs. Es decir, en la superficie del planeta hay una capa fluida que ejerce un empuje sobre las montañas que flotan sobre ella. La teoría de la isostasia propone que la Tierra consta de dos capas a nivel de la superficie diferenciadas por su densidad. Ambas capas constituyen lo que hoy en día llamamos litosfera.
  • 25.
  • 26. ISOSTASIA http://www.juntadeandalucia.es/averroes/ma nuales/tectonica_animada/tect_swf_files/56% 5B1%5D.swf http://www.juntadeandalucia.es/averroes/ma nuales/tectonica_animada/tect_swf_files/43% 5B1%5D.swf Reajuste isostático Isostasia en una cadena montañosa Se denomina isostasia al equilibrio de flotación entre la litosfera y el manto plástico. Si aumenta la masa de la litosfera, esta tiende a hundirse en el manto. Si disminuye la masa de la litosfera, esta tiende a ascender. Los movimientos de ascenso y descenso (movimientos epirogénicos) son extremadamente lentos debido a la rigidez y espesor de la litosfera.
  • 27. Esto supone que todos los excesos o defectos de masa por encima o debajo del nivel del nivel del geoide están compensados, de modo que, a una cierta profundidad, el material se encuentra en equilibrio hidrostático. Las masas por encima del nivel del mar son una alteración de equilibrio hidrostático, lo mismo podríamos decir en los océanos, la deficiencia de masa hasta el nivel del mar constituyen una perturbación del nivel hidrostático.
  • 28. Elevación de la península escandinava en milímetros por año. Al retirarse el hielo, la península escandinava asciende
  • 29.
  • 30. Cuando se deposita un gran espesor de sedimentos en una cuenca sedimentaria, su fondo tiende a hundirse lentamente (también pasa por la acumulación de hielo en los glaciares). Este proceso se denomina subsidencia. La subsidencia es la causa de que resulte difícil rellenar por completo una gran cuenca, así como de que puedan depositarse espesores de sedimentos muy superiores a su profundidad original. El caso contrario sucede cuando se erosiona una cordillera.
  • 31. • evaluar la resistividad media del subsuelo mediante la medición de una diferencia de potencial entre dos electrodos situados en la superficie. • Es muy preciso a poca profundidad, y se utiliza en prospecciones mineras con mucha exactitud, en la localización de cavernas cársticas y en la búsqueda de aguas subterráneas. MÉTODO ELÉCTRICO
  • 32.
  • 33. MÉTODO MAGNÉTICO La Tierra posee un campo magnético que sólo se puede explicar si existe un núcleo metálico externo fundido en movimiento alrededor de un núcleo interno metálico sólido, que funcionarían como una enorme dinamo (geodinamo). El campo magnético funciona gracias al movimiento de la masa fluida metálica provocada por la rotación terrestre y las corrientes convectivas generadas por el calor interno. Existen dos polos magnéticos que no coinciden con los polos geográficos. El magnetismo se puede medir mediante magnetógrafos, es el método geofísico de prospección más antiguo y además ha sido un método fundamental para explicar la tectónica de placas.
  • 34. La existencia del campo magnético terrestre nos protege de las radiaciones del espacio, ya que las partículas cargadas quedan atrapadas en las líneas campo magnético (cinturones de Van Allen). Además, este hecho provoca las auroras boreales y australes, ya que debido a colisiones de estas partículas con los iones de gases que hay en la atmósfera, se producen emisiones de energía en el espectro visible generando imágenes de colores
  • 35. • Mediante los mangetómetros se mide el campo magnético en un punto determinado y se establece la declinación magnética (ángulo entre el norte geográfico y el norte magnético, que puede cambiar de un lugar a otro y de un momento a otro). • A partir de estos datos se realiza un mapa de declinaciones (con isógonas o líneas de igual declinación). • En determinados puntos, se pueden observar anomalías magnéticas (variaciones de la declinación de la zona) que nos aportan información de la composición de las rocas Las anomalías magnéticas detectadas a través de estudios magnéticos en terreno se explican por variaciones en las propiedades físicas de las rocas pero por encima de ciertas temperaturas ya no se detectan y por eso el alcance de este método no va más allá de los 30 a 40 km.
  • 36.
  • 37. Los mapas obtenidos con medidas geomagnéticas de una zona (levantamientos magnéticos) dan información sobre la composición de la corteza en esa zona. Estos mapas, combinados con otras informaciones geofísicas y geológicas, pueden conducir a la localización de yacimientos minerales además de importante información acerca de las estructuras geológicas presentes en la zona La unidad de medida de la intensidad del campo magnético es nanotesla
  • 38. MÉTODO GEOTÉRMICO La Tierra emite calor desde su interior originando un flujo geotérmico, responsable de la generación de magmas y de la existencia de volcanismo en la superficie. Las fuentes de este calor son: • El calor residual del proceso de formación del planeta. • La fricción entre las capas de diferente naturaleza que se desplazan unas respecto a otras como consecuencia de la rotación terrestre. • Los cambios de estado asociados a la diferenciación de los materiales del interior, como ocurre con la formación del núcleo sólido a partir de material fundido. • La desintegración de elementos radiactivos del interior, que liberan y transmiten energía de tal forma que calientan los materiales de los que forman parte. • Las reacciones químicas exotérmicas. • Gravitación: La gravedad ejerce una fuerza de compresión hacia el centro del planeta, y en el proceso de contracción de la masa terrestre se genera calentamiento por fricción.
  • 39.
  • 40. La temperatura en el núcleo debe permitir que el hierro y níquel que lo componen estén fundidos en el núcleo externo y sólidos en el interno (debido a la presión) En la base de la corteza, la temperatura debe estar cerca de los 700ºC La Tª en el límite entre manto superior/inferior habrá subido hasta los 2000ºC La Tª en el límite entre núcleo externo/interno está en torno a los 3800ºC
  • 41. Temperatura si se mantuviera el gradiente geotérmico constante
  • 42. TOMOGRAFÍA SÍSMICA La tomografía sísmica es una tecnología que ha permitido obtener imágenes del interior de la Tierra a partir de la lectura de los tiempos de trayecto de las ondas sísmicas que se propagan el interior del planeta (algo similar a un TAC en medicina). Mediante esta tecnología se ha podido conocer la topografía de las diferentes unidades geodinámicas de la Tierra y obtener perfiles del manto y la superficie del núcleo terrestre. Animación de las ondas sísmicas P y S Recorrido de las ondas P y S en un planeta sólido Recorrido de las ondas P y S en dos planetas con núcleo líquido Modelo de la convección dentro del manto Modelo tomográfico del manto: areas frías en azul y calientes en rojo. Modelo tomográfico del manto debajo de Sudamérica: Imágenes de tomografía sísmica
  • 43. Esta técnica se basa en el análisis de las diferencias de velocidad de las ondas sísmicas respecto a un valor promedio teórico. Los datos se comparan en un ordenador que fabrica imágenes virtuales de secciones del interior terrestre. El análisis de la distribución de velocidades permite detectar: • anomalías positivas que se interpretan como zonas más frías, de material más denso que tiende a hundirse • anomalías negativas, que se interpretan como zonas más calientes, de material menos denso que tiende a ascender generando corrientes de convección.
  • 44. ESTUDIO DE METEORITOS Son pequeños cuerpos planetarios, que caen sobre la superficie de la Tierra cuando cruzan su órbita. La mayoría se agrupan formando un cinturón de asteroides que orbitan entre Marte y Júpiter, por lo que tendrían la misma edad que el Sistema Solar. Siguiendo este razonamiento, han debido tener un origen muy parecido, por lo que se estudia su composición, suponiendo que muy similar sea la de la Tierra.
  • 45. El estudio de meteoritos revela datos interesantes. • Son buenos ejemplos de la materia primitiva del Sistema Solar, aunque en algunos casos sus propiedades han sido alteradas. • Su estructura y composición nos dan datos del interior terrestre. • Los cráteres de impacto pueden sacar a la superficie rocas del interior de la tierra.
  • 46. METEORITOS Sideritos: 4%, Fe y Ni: núcleo terrestre Siderolitos: 1%, Fe y silicatos: Núcleo terrestre Condritas: 86%, peridotitas: manto terrestre Acondritas: 9%, basaltos: corteza oceánica y continental
  • 47. EL MÉTODO SÍSMICO El conocimiento de la estructura interna de la Tierra deriva principalmente de los conocimientos obtenidos a través de los métodos sísmicos. Se basan en el estudio de seísmos naturales o artificiales y en la propagación de las ondas sísmicas en el interior de la tierra. Un seísmo es la liberación brusca de energía acumulada en un punto del interior de la tierra. Cuando la tensión a la que están sometidas las rocas sobrepasa cierto límite, se desencadena el terremoto. El origen, punto del interior de la tierra en que se liberan la energía se denomina hipocentro, y el punto de la superficie en la vertical del hipocentro es el epicentro.
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  • 50. El origen de un seísmo: puede ser: Superficial: como en materiales rocosos a los lados de una falla, Profundo: por readaptaciones de materiales del manto; Causado por explosiones, magmatismo, vulcanismo o causas artificiales.
  • 51. Ondas P o primarias: son las primeras ondas en llegar a la superficie, de ahí su nombre. Son ondas longitudinales, es decir, hacen vibrar la partículas del terreno en la dirección de la onda. Ondas S o secundarias: son más lentas que las ondas primarias y solo se transmiten en medios sólidos. Son ondas transversales, las partículas del terreno se mueven de forma perpendicular a la onda. Ondas superficiales: sólo se generan al llegar las anteriores a la superficie del terreno, Por esta razón no aportan información del interior terrestre. Pueden ser: Rayleigh: vibración de las partículas de forma rodante, como las olas del mar. Love: se mueven de lado a lado. Ver animación : http://www.juntadeandalucia.es/averroes/manuales/tectonica_animada/tect_swf_files/38[1].swf
  • 52. Las ondas sísmicas liberadas en un terremoto se registran con los sismógrafos, y el gráfico de las ondas se denomina sismograma.
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  • 54. La red de sismógrafos ha permitido conocer los lugares de la superficie donde se originan las ondas y el tiempo que tardan en llegar a la superficie. Esta información permite deducir los límites entre diferentes materiales en el interior de la Tierra. Para saber cómo es la estructura de la Tierra, hemos sido capaces de producir artificialmente terremotos que nos permiten recoger información sin la necesidad de esperar a un seísmo natural. Este sistema tiene otras aplicaciones como descubrir si existen a cierta profundidad bolsas de agua, petróleo, gas o minerales de interés económico. La velocidad de propagación de las ondas es mayor cuanto mayor es la densidad y la rigidez de los materiales que atraviesa. ONDAS P ONDAS S
  • 55. De las fórmulas de velocidad de propagación de las ondas deducimos: Como todos los materiales tienen K (son susceptibles de ser comprimidos), deducimos que se propagan por todo tipo de medios. Como los fluidos tienen μ=0 (no son rígidos); deducimos que sólo se propagan por medios sólidos. Otras conclusiones que podemos obtener a partir de las fórmulas de la velocidad de propagación son: • A mayor ρ del medio, menor velocidad de las ondas • A mayor μ, más velocidad: la posición de las partículas es más fija y la recuperan absorbiendo menos energía al cesar la vibración. • Además conociendo la relación Vp/Vs (aproximadamente 1,73), podemos calcular la distancia del punto al hipocentro.
  • 56. 1 2 1 2 1 2 4 3 1 2 4 3 i r i r 1 2 V V i r ˆ ˆ 1 2 V V i r ˆ ˆ 4 3 2 1 V V V V 4 3 2 1 V V V V La velocidad de las ondas depende de las características de los materiales por los que viajan. No viajarán igual por granito que por basalto y tampoco si estos se encuentran fríos o calientes. Al mismo tiempo, se produce un cambio en la dirección de propagación de la onda por cada variación en la velocidad de propagación.
  • 57. Como consecuencia de estas desviaciones de las ondas por la diferencia de materiales que atraviesan, se provoca que en la superficie terrestre aparezcan zonas en las que no se detectan ciertas ondas sísmicas por que las ondas van a llegar a puntos de la superficie más separados de lo que era de esperar si hubiesen mantenido la tendencia de cambio en su trayectoria curva. Son las zonas de sombra.
  • 58. 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 2 000 4 000 6 000 Del estudio de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas en el interior terrestre y de las variaciones graduales (a veces bruscas o discontinuidades), se puede deducir el sistema de capas que forma el interior terrestre. Profundidad (km) 670 2 900 5 150 Núcleo Manto Las discontinuidades sísmicas se utilizan para diferenciar las capas del interior del planeta. Ondas P Ondas S Velocidad (km/s) Discontinuidad de Mohorovicic Discontinuidad de Gutenberg Discontinuidad de Lehmann
  • 59. Discontinuidades De primer orden: Variación de velocidad de gran magnitud. Indica un cambio muy importante en la naturaleza de los materiales Mohorovicic: A 40-60 km en los continentes y 5- 10 en los océanos. Gran aumento de velocidad las ondas p y s. Guttemberg: A 2900 km. La velocidad de las ondas de baja repentinamente y las S se detienen. De segundo orden: variación menor. Indican cambios menos acusados Conrad: Muy discutida (sólo existe en algunos puntos de la corteza continental). Es un ligero aumento de la velocidad de las ondas a unos 15 km. Repetti: A unos 800 km. Se produce una disminución del ritmo de crecimiento de P y S. Wiechert- Lehman: A 5100 km, con un aumento de velocidad de P. pueden dividirse en función de la variación de la velocidad