El documento describe la estructura y dinámica interna de la Tierra. Se divide en cuatro capas concéntricas: la corteza, el manto, el núcleo externo y el núcleo interno. El estudio del interior de la Tierra se realiza a través de métodos directos como sondeos y materiales volcánicos, e indirectos como estudios sísmicos, de gravedad y laboratorio. Los estudios sísmicos han permitido identificar varias discontinuidades que separan las diferentes capas internas.

1. ESTRUCTURA Y DINÁMICA DE LA TIERRA TEMA 8

2. 1.- Introducción. ¿Qué es la Geología? Es la ciencia que se encarga del estudio de la Tierra. El campo de la geología comprende el estudio de la composición, estructura, propiedades, y la historia de la materia física del planeta, los procesos por los que se forma, se trasladó y cambió la historia de la vida en la Tierra, y las interacciones humanas con la Tierra. La geología tal como la conocemos hoy fue establecida a partir de los estudios de James Hutton , al que se le considera el padre de la geología moderna

3. ¿Qué es la Tierra? Es un geoide (cuerpo celeste) con forma más o menos esférica formada por varias esferas, de menor a mayor densidad. Atmósfera Hidrosfera Geosfera Biosfera

4. 2. Estudio del interior Tierra Para estudiar la Tierra se hace mediante dos tipos de métodos: Directos: - Sondeos - Materiales arrojados por volcanes Indirectos: Estudio de la densidad terrestre Estudio de laboratorio Estudio de meteoritos Estudios geofísicos Estudios geotérmicos Análisis de anomalías magnéticas Método sísmicos

5. 2.1 Métodos directos Sondeos: No son muy significativos puesto que solo afectan a unos poco kilómetros (profundidad máx. 13 km) Materiales arrojados por volcanes Los volcanes expulsan materiales que pueden servir para conocer la composición del material interno. Pero el material antes de salir sufre diferentes procesos que cambian su composión y estructura. Con lo que no son definitivos.

6. 2.2 Métodos indirectos Estudio de la densidad terrestre. - Mediante estudios de gravedad se puede establecer la densidad media de la Tierra (calculando su masa y volumen). Además usando el gravímetro, se pueden detectar irregularidades en la densidad de estructuras superficial. El estudio de las "anomalías gravimétricas“ aporta datos sobre el interior de la Tierra. Una anomalía de la gravedad es la diferencia entre los valores calculados teóricamente y los reales medidos con el gravímetro en un punto, después de haber aplicado las correcciones necesarias.

7. POSITIVAS cuando el valor medido supera al valor teórico calculado NEGATIVAS cuando el valor medido es inferior al valor teórico calculado. En presencia de un cuerpo de alta densidad, aumenta el valor de atracción, y se produce una anomalía gravimétrica positiva En presencia de un cuerpo de baja densidad, disminuye el valor de atracción, y se produce una anomalía gravimétrica negativa

8. Estudio de laboratorio En laboratorio se pueden simular condiciones similares de presión y temperatura similares a los que se producen en el interior de la Tierra. Por lo que se puede conocer la estructura, estado y composición de los materiales en el interior. Estudio de meteoritos El estudio de meteoritos aporta información sobre: Abundancia de los elementos químicos que existen en el Sistema Solar Composición de las capas internas de la Tierra Edad del Sistema solar

9. Estudios geofísicos Estudios geotérmicos El gradiente geotérmico o de temperatura es el aumento de la temperatura que se produce hacia el interior de la Tierra. Es un valor de 3ºC cada 100m de profundidad. Conociendo el radio terrestre se supondría una temperatura explosiva en el centro de la Tierra, no ocurre así debido a las elevadas presiones que existen en el interior El causante de este calor interno es: Calor residual procedente de la formación del planeta (4500ma) Impactos de meteoritos Desintegración de elementos radiactivos Rozamiento de materiales internos.

10. Análisis de anomalías magnéticas ORIGEN DEL CAMPO MAGNÉTICO: DINAMO TERRESTRE Supone que el campo magnético se origina por rotación diferencial entre el núcleo interno (sólido), que actúa como inductor y el conjunto manto-corteza (sólido) que actúa de inducido, separados por una capa intermedia fundida que es el núcleo externo. El campo magnético a cambiando a lo largo de la historia de la Tierra, quedando marcada la polaridad en los cristales de las rocas formadas por materiales férricos. Cambios en esta polaridad indican el momento de formación de esas rocas.

11. Método sísmico Se basan en el estudio de la transmisión de las ondas sísmicas a través del interior de la Tierra. Un terremoto es una liberación repentina, violenta y destructiva de energía. También se puede definir como un movimiento brusco del terreno. Casi todos los terremotos se producen por el deslizamiento de un bloque sólido respecto a otro, siguiendo un plano de fractura. El hipocentro es un punto imaginario situado en el interior y en el plano de fractura desde donde se supone que se inició el terremoto. Sobre la vertical de este punto y en la superficie se sitúa, el epicentro .

13. De la misma manera que cuando se arroja una piedra a un estanque se forman una serie de ondas concéntricas que se propagan a partir del punto en el que cayó la piedra, en los terremotos, se originan unas ondas llamadas ondas sísmicas . Existen dos tipos de ondas sísmicas según su origen: Las que se forman a partir del epicentro, llamadas también superficiales Las que se originan a partir del hipocentro, llamadas también internas , ya que se desplazan por el interior terrestre

14. ONDAS INTERNAS Las que se originan a partir del hipocentro y se desplazan por el interior terrestre: - ondas Primarias o P : se desplazan comprimiendo y descomprimiendo el terreno en la misma dirección de propagación de las ondas. Son las primeras en ser detectadas por los sismógrafos, se desplazan por todo tipo de terrenos y su velocidad de propagación depende de la compresibilidad de este - ondas Secundarias o S : se propagan desplazando el terreno perpendicularmente a la dirección de propagación de la onda. Son detectadas por los sismógrafos después de las P. La velocidad de propagación depende de la rigidez del medio y no se propagan en medios líquidos o gaseosos, sólo a través de sólidos.

16. ONDAS SUPERFICIALES Se propagan por la superficie, por ello no tienen interés para el conocimiento de la estructura interna de la Tierra. Son de dos tipos: -Ondas Rayleigh (se desplazan ondulando el terreno en la misma dirección de propagación de la onda). -Ondas Love (se desplazan ondulando el terreno de forma transversal a la dirección de propagación).

17. COMPORTAMIENTO DE LAS ONDAS SÍSMICAS Las ondas sísmicas internas son el mejor método de que se dispone para la investigación del interior de la Tierra, ya que “radiografían” nuestro planeta y nos permite conocer su estructura interna sin necesidad de penetrar en él. Las ondas sísmicas, al igual que los rayos de luz, cambian de dirección y de velocidad al pasar desde un medio a otro. Un cambio brusco en la velocidad y dirección de propagación de las ondas sísmicas, indica una variación importante en la naturaleza de los materiales. La superficie de separación de los materiales se denomina superficie de discontinuidad. El estudio de los cambio de velocidad y dirección de propagación de las ondas P y S, ha permitido deducir que el interior de la Tierra está constituido en capas concéntricas. Analizando minuciosamente las variaciones, los sismólogos han demostrado la existencia de varias superficies de discontinuidad

18. DISCONTINUIDADES Analizando minuciosamente las variaciones, los sismólogos han demostrado la existencia de varias superficies de discontinuidad, unas de primer orden : - Discontinuidad de Mohorovicic , situada a una profundidad entre los 30 y 60 km y separa la parte externa y menos densa de la Tierra, la corteza del resto. - Discontinuidad de Gutenberg , situada a 2.900 km de profundidad, limita el manto del núcleo de la Tierra. Otras de segundo orden : - Discontinuidad de Conrad , situada por encima de la de Mohorovicic pero no se detecta en toda la superficie terrestre. Debe separar la parte externa de composición granítica, corteza continental , de la zona subyacente, de composición basáltica, corteza oceánica . Su profundidad que es variable (cuando existe) se estima en unos 15 km como valor medio - Discontinuidad de Repetti , situada a una profundidad entre los 800 y 1.000 km y separa materiales que quizás difieran en su composición química manto superior y manto inferior . - Discontinuidad de Wiechert , situada a una profundidad de 5.000 km y separa el núcleo externo del núcleo interno.

19. COMPORTAMIENTO DE LAS ONDAS P y S

21. El perfeccionamiento del método sísmico, ha permitido detectar dentro del manto superior, la existencia de una zona de baja velocidad de propagación de las ondas: al llegar a ella, las ondas P y S disminuyen la velocidad y, por debajo de ella, recuperan la velocidad propia del manto superior. Esta capa llamada astenosfera, tiene una características especiales, los materiales que la forman, están en un estado de semifusión. La existencia de la astenosfera, permite explicar la dinámica interna de la Tierra.

22. Propagación y detección de las ondas sísmicas

23. SISMÓGRAFOS Y SISMOGRAMAS Sismógrafo actual y sismograma Sismógrafo chino

24. 3.- Modelos del interior de la Tierra 3.1 Modelo estático o estructural: Corteza Manto Núcleo 3.2 Modelo dinámico: Litosfera Astenosfera Mesosfera -Endosfera

25. MODELOS ESTÁTICO Y DINÁMICO DE LA ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA Estático Dinámico

27. 4.1 Corteza Tal como se dijo, es la capa más fina y heterogénea de la Tierra. Corteza Continental: la más gruesa, puede llegar a 70 km de espesor. Está formada, fundamentalmente, por rocas plutónicas y metamórficas. Es en la Corteza Continental donde se encuentran las rocas más antiguas (hasta 3.800 millones de años). Corteza Oceánica: mucho más delgada y homogénea (entre 5 y 10 km de espesor). Formada por cuatro niveles, de abajo a arriba: Gabros (roca plutónica) Basalto (roca volcánica) Capa sedimentaria (sedimentos y rocas sedimentarias) La Corteza Oceánica es muy joven, con edades máximas de rocas de 180 millones de años y una distribución de edades muy peculiar: * Las rocas más modernas (actuales) se encuentran en el entorno de las dorsales, aumentando la edad simétricamente a ambos lados de la misma. * Las rocas más antiguas se encuentran junto a los márgenes continentales estables o en las proximidades de las fosas. 4.- Estudio de las capas de la Tierra

28. 4.2 Manto Esta compuesta casi fundamentalmente por PERIDOTITA (roca que tiene como mineral olivino) El manto se va haciendo cada vez más denso. 4.3 Núcleo - Composición química metálica 85% de hierro, 5% de níquel y 10% de elementos no metálicos Externo: líquido, con corrientes de convección (origen del campo magnético) Interno: sólido

29. 5.-ANTECEDENTES DE LA TECTÓNICA DE PLACAS La Teoría de la Tectónica de Placas, también llamada de las Placas Litosféricas o Tectónicas y actualmente conocida como Tectónica Global , surge a finales de la década de los 60 (T. Wilson), como consecuencia de una serie de datos geofísicos y de teorías anteriores iniciadas en 1912 con la Deriva Continental (A. Wegener) y culminadas a principios de los 60 con la Expansión de los Fondos Oceánicos (H.H.Hess).

30. 5.1. Deriva Continental Alfred Wegener propuso, en 1912, la hipótesis de que los continentes actuales proceden de la fragmentación de un supercontinente más antiguo, al que denominó Pangea .

33. Su teoría se basa en una serie de pruebas o argumentos: Distribución de los hielos glaciales en los supercontientes Pruebas morfológicas : coincidencia entre las líneas de las costas pej. África y América

34. Pruebas biológicas / paleontológicas : Continentes separados tienen floras y faunas diferentes, pero fósiles idénticos. pej: marsupiales en Australia

35. Pruebas geológicas Estructuras geológicas iguales en continentes separados. pej diamantes en Brasil y Sudáfrica

37. Pruebas climáticas Rocas indicadoras de climas iguales en zonas a distinta latitud en la actualidad. pej: depósitos glaciares de la misma época en la Patagonia y la India

38. Pruebas geomagnéticas Minerales magnéticos en rocas de igual edad en distinto continente indican dos polos norte. Trasladando los continentes, apuntan a un único polo

39. La teoría de Wegener fue desechada por la mayoría de los científicos de la época, al no poder aportar los datos necesarios para explicar el mecanismo por el que los continentes se mueven. En los años '60, con los conocimientos geofísicos desarrollados durante el siglo XX, se consigue explicar dicho mecanismo y, por tanto, el reconocimiento científico de Alfred Wegener.

40. 5.2. Las corrientes de convección del Manto A finales de la década de los 40, se sugiere la posibilidad de que exista en el Manto la plasticidad suficiente como para propagar el calor interno de la Tierra mediante corrientes de convección. La base de esta hipótesis es la distribución del gradiente geotérmico, máximo en las grandes dorsales oceánicas y mínimo en las fosas marinas, siendo esta la distribución característica del calor en un sistema convectivo.

43. Actualmente se cree que las corrientes afectan a la totalidad del Manto y que la Litosfera (especialmente la que posee corteza oceánica) forma parte de las células convectivas, llegando la subducción hasta inferior del Manto (en contacto con el Núcleo).

44. A finales de los '50, principios de los '60, Harry Hammond Hess sugiere que los fondos de los océanos se expanden continuamente mediante material del interior que sale por las dorsales oceánicas, lo que no sólo agrandaría las cuencas oceánicas, sino que empujaría a los continentes a separarse entre sí. Esta afirmación se basa en la distribución de edades de la corteza oceánica: Actual en el entorno de las dorsales Aumenta de manera progresiva y simétrica, a ambos lados de la dorsal, según nos alejamos de ella La edad máxima, por donde volverían los materiales al interior, se encuentra a los lados de las grandes fosas marinas Del mismo modo, los sedimentos marinos aumentan de espesor según nos alejamos de la dorsal, debido a que la sedimentación le corresponde mayor cantidad de sedimentos. 5.3 La expansión del fondo oceánico

45. Sabemos, también, que los polos magnéticos se invierten espontáneamente. Observando las inversiones registradas en rocas marinas, encontramos las pruebas de dichas inversiones situadas simétricamente a ambos lados de las dorsales (bandeo de la corteza oceánica)

46. 5.4 Los cinturones activos Se consideran zonas de actividad desde al punto de vista geológico aquellas zonas donde el vulcanismo y la sismicidad (los terremotos) son activos, dado que éstas son las manifestaciones de la actividad interna de la Tierra más fácilmente observables.

47. 5.5. Conclusión: Tectónica de Placas Con todos estos antecedentes, a la nueva teoría sólo había que "darle forma". En realidad es una conclusión lógica de la "Expansión del Fondo Oceánico". Su planteamiento se debe a varios científicos, entre los que se encuentran H.H. Hess y el canadiense Tuzo Wilson, a finales de la década de los '60 (1968-1970). Básicamente la teoría propone lo siguiente: El transporte de calor a través del Manto se realiza por convección La Litosfera está dividida en placas que se corresponden con la corriente superficial de cada célula convectiva del Manto. Donde dos células convectivas contiguas son ascendentes, se forma una dorsal y se crea corteza oceánica. Donde dos células convectivas contiguas son descendentes, se forma una fosa oceánica y se destruye corteza. La Corteza continental es tan poco densa que no llega puede introducirse en el Manto. Los límites entre las placas son las zonas más inestables de la Corteza, dando lugar a los cinturones activos

49. 6. LAS PLACAS LITOSFÉRICAS O TECTÓNICAS 6.1. Concepto de Placa Litosférica Cada placa comprende una porción de Litosfera (Corteza más parte superior del Manto) y se corresponde con la corriente superficial de una célula de convección del Manto. Una placa se relaciona con otra contigua mediante un límite de placa, que puede ser de tres tipos:

50. * Límites divergentes o constructivos: Coinciden las corrientes ascendentes de las dos células convectivas: en superficie toman direcciones divergentes ; el material que asciende solidifica convirtiéndose en Litosfera y, por tanto, se construye nueva litosfera oceánica. El relieve que se forma se denomina dorsal oceánica . * Límites convergentes o destructivos : Coinciden las corrientes descendentes de las dos células convectivas: la Litosfera se hunde fundiéndose parcialmente. Al converger, una placa se desliza por debajo de la otra, lo que se conoce como subducción . La dirección de ambas placas es convergente y se destruye la litosfera oceánica. Cómo resultado de este proceso se forman las fosas oceánicas . * Límites transformantes Los contactos entre placas no siempre son convergentes o divergentes, sino que las corrientes de convección pueden llevar direcciones más o menos paralelas, en el mismo o contrario sentido, e incluso, formar ángulo. En este caso ni se crea ni se destruye Litosfera.

52. PLACAS MÁS IMPORTANTES Euroasiática Más 12 más pequeñas Africana Nazca, Caribe, Arábiga,… Indoaustraliana Pacífica Noteamericana Antártica Sudamericana

58. 7. MOVIMIENTOS VERTICALES: ISOSTÁSIA La placas continentales se elevan o desciende, que producen hundimientos por sobrecarga o elevaciones por descarga. TEORIA DE LA ISOSTÁSIA: ( iso = igual; stais : estabilidad) Según esta teoría las corteza terrestre se comporta como si flotase en un material más denso. La erosión retira los materiales de una zona liberando la carga y se elevará. Mientras que en otro lugar en ele que se depositen estos materiales se verá sobre cargado y se hundirá. Al hundimiento se le conoce como subsidencia .

59. 8.- Consecuencias de la Tectonica de Placas: deformaciones

60. 8.1 Comportamiento de los materiales ante los esfuerzos La dinámica de las placas somete a las rocas a esfuerzos que pueden ser de compresión, distensión y cizalladura. Ante ellos, las rocas sufren plegamientos, roturas o dislocaciones. Cuando esto ocurre, se dice que la roca se ha deformado. compresión cizalladura distensión o tracción Por otro lado, ya sabes que los distintos materiales se comportan de manera diferente ante los esfuerzos… Material elástico Material plástico Material rígido

61. Se deforman en respuesta a un esfuerzo, pero recuperan su forma inicial cuando aquel cesa. Responden deformándose, pero no recuperan la forma inicial al cesar el esfuerzo. Un buen ejemplo es la plastilina. Pueden deformarse un poco, pero se rompen cuando la fuerza supera un límite. Materiales elásticos Materiales plásticos Materiales rígidos

62. Las condiciones de presión y temperatura o el tiempo durante el que actúa el esfuerzo pueden alterar el comportamiento de los materiales. Así, por ejemplo, el vidrio, que en condiciones normales es muy frágil, puede ser manipulado y adoptar cualquier forma cuando se calienta al rojo (sin llegar a estar fundido del todo).

63. La madera de una estantería se dobla después de soportar durante mucho tiempo el peso de los libros. En general, las condiciones de presión y temperatura elevadas y los esfuerzos lentos favorecen el comportamiento plástico de las rocas. Las condiciones opuestas favorecen el comportamiento frágil . Piensa, además, que no todas las rocas son iguales

64. Estas rocas se plegaron debido a unas fuerzas y a que tuvieron la suficiente plasticidad para deformarse sin romperse.

65. Estas rocas se fracturaron porque, sometidas a unas fuerzas, tuvieron un comportamiento rígido.

66. 8.2 Pliegues

67. Pliegues Cuando se somete un material plástico a esfuerzos de compresión, se deforma en una serie de ondulaciones denominadas pliegues. Efecto de las fuerzas de compresión sobre un material plástico, donde se aprecia el acortamiento en horizontal

68. Pliegues Los pliegues son deformaciones continuas en las que se altera toda la masa rocosa, mientras que en las fallas y en las diaclasas la deformación se concentra en la superficie de fractura, pero no afecta directamente a los bloques.

69. Elementos de los pliegues Flanco Plano axial Eje Flanco Charnela : zona de máxima curvatura de un pliegue. Flanco : zona comprendida entre dos charnelas consecutivas. Plano axial : une las distintas charnelas de las capas plegadas. Eje del pliegue línea imaginaria que resulta de la intersección del plano axial con la charnela.

70. Tipos de pliegues Según la inclinación del planto axial: Pliegue anticlinal o antiforme Pliegue sinclinal o sinforme Pliegue neutro las capas más modernas quedan las capas más antiguas quedan envolviendo a las más antiguas envolviendo a las más modernas Pliegue recto Pliegue inclinado Pliegue volcado Pliegue tumbado Según el sentido de la curvatura:

71. Tipos de pliegues Otros tipos: Pliegue suave Pliegue abierto Pliegue isoclinal Pliegue apretado-cerrado De charnela roma De charnela aguda Pliegues en cofre Pliegue monoclinal

72. Corte geológico mostrando un pliegue anticlinal. La erosión, que ha actuado durante muchísimo tiempo, se ha llevado la parte superior.

73. Corte geológico mostrando pliegues y fallas

74. 8.2 Deformación por fractura: diaclasas y fallas Al ser sometidos a grandes esfuerzos, los materiales frágiles de la corteza terrestre pueden sufrir fractura o rotura en bloques Si se produce un desplazamiento de los dos bloques a lo largo de la superficie de fractura, se forma una falla . Si hay rotura en bloques pero estos no llegan a desplazarse, se produce una diaclasa . DIACLASA FALLA

75. El desplazamiento de los bloques de una falla suele tener lugar de forma súbita y origina los terremotos.

77. Buzamiento : ángulo entre la línea de máxima pendiente del plano de falla con la horizontal horizontal horizontal Ángulo de buzamiento vertical

79. Este bloque se hundió Este bloque se elevó

80. N Dirección de la falla : se define como el ángulo que forma la línea horizontal del plano de falla con la línea Norte-Sur. ángulo horizonta l

81. Hay fallas de pequeñas dimensiones y otras enormes, como la Falla de San Andrés, de más de 1200 km, que marca el límite (de tipo “pasivo”) entre dos placas litosféricas (Norteamericana y del Pacífico) Falla de San Andrés en el estado de California (Oeste de EE.UU.)

82. En las regiones occidentales de México y Estados Unidos existe un número considerable de fallas geológicas que forman parte de la frontera entre dos importantes placas tectónicas, la del Pacífico y la de Norteamérica. Particularmente, el sistema de fallas San Andrés-Golfo de California es un sistema que se extiende desde San Francisco, California, hasta la boca del Golfo de California.

83. Tipos de fallas Según el desplazamiento o salto de bloques, las fallas se clasifican en: Falla normal Falla inversa Falla vertical Falla de desgarre Con plano de falla inclinado Con plano de falla vertical Se originan por fuerzas distensivas, el labio hundido está apoyado sobre el plano de falla Se originan por fuerzas compresivas, el labio hundido está bajo el plano de falla Se originan por fuerzas de cizalladura

84. Las fallas normales aparecen con frecuencia asociadas formando estructuras mayores: El bloque central aparece hundido El bloque central queda elevado Fosa tectónica o graben Macizo tectónico o horst

85. Las fallas inversas de bajo ángulo de buzamiento se conocen también como cabalgamientos, ya que unos materiales se montan encima de otros. Si el desplazamiento es de varios kilómetros, se habla de mantos de corrimiento. La erosión genera klippes y ventanas tectónicas. Cabalgamiento