El documento describe el origen y estructura interna de la Tierra. Se explica que la Tierra se formó hace miles de millones de años a partir de una nebulosa que dio lugar a un disco protoplanetario del que emergieron los planetas por acreción y colisión de planetesimales. La Tierra se diferenció en núcleo, manto y corteza debido a la fusión parcial en su interior. También se detallan métodos directos e indirectos para estudiar el interior terrestre, como la densidad, gravedad y campo magnético

1. UNIDAD 2. ORIGENY
ESTRUCTURA DE LATIERRA
§ 1.
El
origen
de
la
Tierra
§ 2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre
§ 3.
Estructura
interna
de
la
Tierra

2. 1.
Origen
de
la
Tierra

3. Una
nebulosa
giratoria
cons:tuida
por
enormes
can:dades
de
polvo
y
gas,
comenzó
a
concentrarse.
La
atracción
gravitatoria
hizo
que
se
formase
una
gran
masa
central
o
protosol,
entorno
al
cual
giraba
un
disco
de
parFculas
de
polvo
y
gas.
Las
parFculas
del
disco
giratorio
se
fusionaron
formando
cuerpos
de
mayor
tamaño,
los
planetesimales.
Las
colisiones
y
uniones
de
los
planetesimales
originaron
cuerpos
mayores,
los
protoplanetas.
Teoría
Nebular
1.
Origen
de
la
Tierra

4. 1.
Origen
de
la
Tierra

5. •
Después
de
formarse
por
“acreción”
de
planetesimales:
•
A
mayor
tamaño,
mayor
compresión
hacia
el
interior
•
Desintegración
radiac:va
en
el
interior
•
Resultado:
fusión
parcial
y
diferenciación
gravitatoria
•
Así
se
formaron
núcleo,
manto
y
corteza
•
Y
las
capas
fluidas
quedaron
en
el
exterior:
hidrosfera
y
atmósfera
•
Después
los
seres
vivos
cambiaron
sensiblemente
el
planeta
(sobre
todo
la
atmósfera,
con
su
oxígeno
y
la
capa
de
ozono)
1.
Origen
de
la
Tierra

6. 1.
Origen
de
la
Tierra
La
colisión
de
un
pequeño
planeta
pudo
provocar
la
formación
de
la
Luna.

7. DIRECTOS
MINAS
SONDEOS
GEOLÓGICOS
VOLCANES
ORÓGENOS O
CADENAS
MONTAÑOSAS
INDIRECTOS
DENSIDAD
TERRESTRE
MÉTODO
GRAVIMÉTRICO
ESTUDIO DE LA
TEMPERATURA
ESTUDIO DEL
MAGNETISMO
MÉTODO
ELÉCTRICO
METEORITOS
MÉTODO
SÍSMICO
2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre

8. (3,8 km)
(12,262 km)
Orógenos o cadenas montañosas
• Cuando se erosionan las rocas de la
superficie de las cadenas montañosas u
orógenos afloran los materiales formados a
cierta profundidad.
2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
directos

9. =
r
2
g
G
4
3
π r
3
2
d
mM
GF
⋅
=
ρ =
M
V
gmF ⋅=
2
d
mM
Ggm
⋅
=⋅ M =
r
2
⋅g
G
Para
un
cuerpo
situado
en
la
superficie
terrestre
F
es
la
fuerza
con
la
que
es
atraído
por
la
:erra.
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
=
g
G
4
3
π r
=
3g
4πrG
=5,508 g
cm3
Este
valor
de
la
densidad
contrasta
con
la
densidad
media
de
las
rocas
que
cons:tuyen
los
con:nentes
que
es
de
3cm
g
2,7
V =
4
3
πr
3
2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
1.
Densidad
Terrestre

10. 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/
cm3
)
• La
densidad
media
de
la
Tierra
es
de
5,508
g/cm3
y
la
densidad
media
de
las
rocas
de
los
con:nentes
2,7
g/cm3.
• Wiechert
pensó
que
el
interior
terrestre
debería
tener
un
material
más
denso.
• La
existencia
de
un
campo
magné:co
terrestre
apoyaría
esta
hipótesis.
• Entre
los
elementos
que
podrían
formar
el
núcleo
terrestre
se
encuentra
el
hierro.
2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
1.
Densidad
Terrestre

11. 2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
2.
Método
gravimétrico
2
d
mM
Ggm
⋅
=⋅ 2
R
M
Gg=
3
R
3
4
V ⋅⋅= π RdG
3
4
g ⋅⋅⋅= π3
R
3
4
dM ⋅⋅= π
La
aceleración
de
la
gravedad
es:
Los
valores
de
g
variarán
según
el
punto
de
la
superficie
terrestre
considerado
puesto
que
no
es
una
esfera
perfecta.
Para
r
debe
hacerse
una
“corrección
de
la:tud”:
La
gravedad
es
mayor
a
mayor
la:tud:
es
mayor
en
los
polos
que
en
el
ecuador.

12. También
deben
corregirse
otros
datos:
•
Aceleración
centrífuga
(ac):
La
aceleración
centrífuga,
que
se
opone
a
la
gravedad,
es
mayor
a
menor
la:tud,
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
al:tud:
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
:erra.
•
Corrección
Topográfica
(CT):
La
presencia
o
ausencia
de
masa
debido
al
relieve
próximo
también
afecta
a
la
gravedad.
2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
2.
Método
gravimétrico
Si
aplicamos
las
correcciones
oportunas,
lo
único
que
puede
variar
el
valor
teórico
de
g
es
la
densidad
de
los
materiales
subyacentes
CTCBCALa-­‐RdG
g c +−+⋅⋅⋅= π
3
4

13. Por
tanto,
si
dos
puntos
de
la
superficie
con
idén:ca
la:tud
y
al:tud,
presentan
valores
teóricos
diferentes
a
los
valores
reales
medidos
con
un
gravímetro,
decimos
que
presentan
anomalías
gravimétricas.
• posi>vas:
en
zonas
de
mayor
densidad
(manto
próximo
a
la
superficie).
• nega>vas:
en
zonas
de
menor
densidad.
Pueden
u:lizarse
para
localizar
yacimientos
metálicos
o
domos
salinos
2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
2.
Método
gravimétrico
+ -

14. TEMPERATURA
DEL
INTERIOR
TERRESTRE
2
000
1
000
1
000
2
000
3
000
4
000
5
000
3
000
5
000
4
000
6
000
Profundidad
(km)
Temperatura
(0C)
Existe
un
gradiente
geotérmico
que
va
reduciéndose
con
la
profundidad.
En
la
superficie
(30-­‐50
km)
el
gradiente
geotérmico
es
de
1ºC
cada
33
m
de
profundidad
(3ºC
por
cada
100
m)
2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
3.
Estudio
de
la
temperatura

15. • Se
puede
observar
que
las
temperaturas
del
manto
son
superiores
a
los
puntos
de
fusión
de
la
mayoría
de
las
rocas,
pero
el
material
que
forma
el
manto
no
esta
fundido
totalmente
debido
a
la
presión
que
existe
a
esas
profundidades.
• En
el
núcleo
externo
la
temperatura
es
mayor
que
los
puntos
de
fusión
de
los
materiales
que
allí
se
encuentran,
por
ello
se
supone
que
el
núcleo
externo
esta
líquido.
2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
3.
Estudio
de
la
temperatura

16. La
tomograEa
sísmica
(estudio
de
las
ondas
sísmicas)
muestra
que
el
gradiente
geotérmico
no
es
el
mismo
en
toda
la
:erra:
Bajo
las
dorsales
y
otras
este
gradiente
es
mayor
que
la
media
terrestre
(anomalía
geotérmica
posi:va)
Bajo
las
fosas
oceánicas
hay
anomalías
geotérmicas
nega:vas.
A
mayor
temperatura
menor
rigidez
y
menor
velocidad
de
las
ondas
sísmicas
2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
3.
Estudio
de
la
temperatura

17. 2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
4.
Estudio
del
magne>smo

18. 2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
4.
Estudio
del
magne>smo
• Declinación
magné>ca:
ángulo
entre
el
norte
geográfico
y
el
norte
magné:co
(varía
de
un
lugar
a
otro
y
de
un
momento
a
otro).
• Magnetómetro:
instrumento
para
medir
el
campo
magné:co.
• Mapa
de
declinaciones:
con
isógonas
o
líneas
de
igual
declinación
• Anomalía
magné>ca:
Los
materiales
locales
pueden
hacer
variar
ligeramente
esa
declinación.
• Nos
da
información
sobre
la
composición
de
las
rocas
• Inversión
de
la
polaridad
magné>ca:
cambio
magné:co
terrestre
(180º)
que
se
produce
en
determinadas
ocasiones.

19. 2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
5.
Método
eléctrico
• Mide
la
resis%vidad
de
las
rocas
(el
inverso
de
la
conduc:vidad)
•
Se
crea
un
fuerte
campo
eléctrico
con
dos
“electrodos
de
corriente”,
y
se
mide
la
intensidad
del
campo
creado
con
dos
“electrodos
de
potencial”
• Es
muy
preciso
a
poca
profundidad,
y
se
u:liza
en
prospecciones
mineras
con
mucha
exac:tud
y
en
la
búsqueda
de
aguas
subterráneas.

20. 2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
6.
Estudio
de
los
meteoritos
• Son
fragmentos
rocosos
que
orbitan
en
el
sistema
solar,
como
restos
de
los
primi:vos
planetesimales.
• Por
eso
su
estructura
y
composición
nos
dan
datos
del
interior
terrestre.
• Son:
• Sideritos:
4%,
Fe
y
Ni:
núcleo
terrestre
• Siderolitos:
1%,
Fe
y
silicatos:
Núcleo
terrestre
• Condritas:
86%,
perido:tas:
manto
terrestre
• Acondritas:
9%,
basaltos:
corteza
oceánica
y
con:nental

21. 2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
6.
Estudio
de
los
meteoritos
Sideritos
Siderolitos
• No confundir con las “tectitas” o rocas de impacto
Condritas
Acondritas

22. • Los
terremotos
se
registran
con
sismógrafos
y
así
obtenemos
sismogramas
• La
sismología
estudia
los
terremotos
y
la
transmisión
de
sus
vibraciones
u
ondas
sísmicas.
•
Éstas
se
transmiten
a
par:r
del
foco
o
hipocentro
•
El
epicentro
es
el
punto
superficial
situado
en
la
ver:cal
del
foco.
2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
7.
Método
sísmico

23. 2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
7.
Método
sísmico
• Las
ondas
sísmicas
son
de
tres
:pos:
•
Primarias
(P):
son
las
más
rápidas
(6-­‐13
km/s),
y
se
propagan
tanto
por
sólidos
como
por
líquidos
(pero
más
lentas
por
líquidos).
Longitudinales.
•
Secundarias
(S):
van
más
lentas
(3-­‐8
km/s),
y
se
propagan
solo
por
sólidos
(puesto
que
en
líquidos
la
rigidez
es
nula).
Son
transversales.
•
Superficiales
(L
y
R):
son
las
más
lentas
pero
las
más
peligrosas.
•
Su
comportamiento
depende
de
la
naturaleza
de
los
materiales
que
atraviesan
Ondas
S
Ondas
L
Ondas
P

24. 2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
7.
Método
sísmico

25. 2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
7.
Método
sísmico

26. 2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
7.
Método
sísmico

27. •
Del
estudio
de
las
ondas
sísmicas
se
deducen
una
serie
de
capas
y
discon:nuidades
en
el
interior
terrestre
Discon>nuidad
de
Mohorovicic
Discon>nuidad
de
Wiecher-­‐Lehman
Ondas
S
Ondas
P
2
4
6
8
14
10
12
1.000
2.000
3.000
4.000
5.000
6.000
Velocidad
(km/s)
Profundidad
(km)
Discon>nuidad
de
Gutenberg
2.
Métodos
de
estudio
del
interior
terrestre:
indirectos
2.
7.
Método
sísmico
Discon>nuidad
de
RepeR
35
y
70;
8-­‐10
km
670-­‐1000
km
4900-­‐5150
km
2900
km
6371
km

28. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
-­‐ Corteza
-­‐ Manto
-­‐
Núcleo
SIAL
(silicio
y
aluminio)
rocas
graní:cas
SIMA
(silicio
y
magnesio)
rocas
basál:ca
SUPERIOR
INFERIOR
EXTERNO
INTERNO

29. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra

30. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
•
Modelo
dinámico:
•
Litosfera
•
Astenosfera
•
Mesosfera
•
Endosfera
Posteriormente
se
dis:nguieron
dos
modelos
de
la
estructura
terrestre:
•
Modelo
geoquímico
o
está:co:
•
Corteza
•
Manto
•
Núcleo

31. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra

32. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico
-­‐ Corteza
-­‐ Manto
-­‐
Núcleo
CONTINENTAL
(35-­‐70
km)
OCEÁNICA
(8-­‐10)
SUPERIOR
(Desde
D.
de
Moho
hasta
670
km)
ZONA
DE
TRANSICIÓN
(de
670
-­‐1000
km)
INFERIOR
(de
1000-­‐2900
km)
EXTERNO
(2900-­‐4900
km)
INTERNO
(5150-­‐6371
km)
Estructura
ver:cal
Estructura
horizontal
Capa
de
sedimentos
Suelo
oceánico
Capa
oceánica
DISCONTINUIDAD
DE
MOHOROVICIC
DISCONTINUIDAD
DE
GUTENBERG
DISCONTINUIDAD
DE
LEHMANN-­‐WIECHERT
Estructura
ver:cal
Estructura
horizontal
Cratones
o
escudos
Orógenos
o
cordilleras
Plataformas
Niveles
superiores
Niveles
intermedios
Niveles
profundos
Talud
con:nental
Llanura
abisal
Fosa
submarina
Dorsal
oceánica

33. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico:
corteza
La
corteza
está
formada
sobre
todo
por
silicatos,
y
es
diferente
en
los
con:nentes
y
en
los
océanos.
Densidad
de
2,7-­‐3
g/cm3.
-­‐
Entre
35
y70
km
de
grosor.
-­‐ La
edad
de
las
rocas
puede
superar
los
3.800
m.a.
-­‐
Rocas
poco
densas
(2,7g/cm3).
-­‐ Es
discon:nua
y
de
composición
muy
heterogénea.
-­‐ En
la
horizontal
se
dis:nguen:
escudos
o
cratones,
orógenos
y
plataformas
con:nentales.
-­‐ En
la
ver:cal
cabe
dis:nguir
diferentes
:pos
de
rocas
en
función
de
la
profundidad.
CORTEZA
OCEÁNICA
-­‐ Entre
8
y10
km
de
grosor.
-­‐ La
edad
de
las
rocas
no
supera
los
200
m.a.
-­‐
Rocas
de
densidad
media
(3
g/cm3).
-­‐ Composición
más
homogénea.
-­‐ En
la
horizontal
se
dis:nguen:
talud
con:nental,
llanura
oceánica,
fosa
submarina
y
dorsal
oceánica.
-­‐ En
la
ver:cal
cabe
dis:nguir
una
capa
de
sedimentos,
un
suelo
oceánico
y
una
capa
oceánica.
-­‐ La
capa
de
sedimentos
es
más
gruesa
a
las
orillas
de
los
con:nentes
que
en
medio
del
océano.
CORTEZA
CONTINENTAL

34. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico:
corteza
oceánica
(ver>cal)
Sedimentos
Lavas
almohadilladas
Diques
de
basalto
Gabros
Capa
de
sedimentos
Suelo
oceánico
Capa
oceánica

35. -­‐
Es
discon:nua
y
de
composición
variada:
• En
niveles
superiores:
rocas
sedimentarias,
volcánicas
(ácidas,
graní:cas)
y
metamórficas
(bajo
metamorfismo)
• En
niveles
intermedios:
rocas
metamórficas
y
volcánicas
(de
carácter
ácido
a
intermedio)
• En
zonas
profundas:
rocas
muy
metamorfizadas
y
básicas
(menos
Si)
3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico:
corteza
con>nental
(ver>cal)

36. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico:
corteza
(horizontal)

37. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico:
corteza
(horizontal)
CRATONES
O
ESCUDOS
-­‐ Son
áreas
muy
estables
geológicamente
(no
han
sufrido
fragmentaciones
ni
deformaciones
por
los
movimientos
orogénicos),
con
poca
ac:vidad
sísmica
y
volcánica.
-­‐ Son
normalmente
los
núcleos
de
los
con:nentes.
-­‐ Relieve
muy
poco
pronunciado
debido
a
una
erosión
prolongada,
aunque
pueden
aparecer
recubiertos
de
sedimentos.
-­‐ Formados
por
rocas
metamórficas
muy
an:guas
y
magmá:cas.
En
la
Península
Ibérica
las
rocas
más
an:guas
cons:tuyen
el
escudo
hespérico
que
se
localiza
en
la
zona
de
Galicia
y
la
zona
occidental
de
las
dos
mesetas.

38. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico:
corteza
(horizontal)
Fig.
1
-­‐
Mapa
de
las
zonas
geológicas
de
la
Tierra.
En
la
leyenda
aparecen
indicadas
las
tres
edades
medias
de
la
corteza
oceánica
y
los
dis:ntos
:pos
de
corteza
con:nental:
"shield"
(cratones
o
escudos),
"plavorm"
(plataformas:
escudos
con
sedimentos),"Orogen"
(cadenas
orogénicas),
"Basin"
(cuencas
tecto-­‐sedimentarias),
"Large
igneus
province"
(grandes
provincias
ígneas)
y
"Extended
crust
con:nental"
(corteza
adelgazada).

40. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico:
corteza
(horizontal)
ORÓGENOS
O
CORDILLERAS
-­‐ Son
zonas
muy
ac:vas
geológicamente
,
con
mucha
ac:vidad
tectónica
y
magmá:ca.
-­‐ Forman
el
relieve.
-­‐ Formados
por
rocas
sedimentarias
y/o
metamórficas
entre
las
que
aparecen
rocas
magmá:cas.
-­‐ Los
más
an:guos
son
los
Urales,
los
Apalaches
y
los
Montes
de
Toledo.
-­‐ Los
más
recientes
son
los
Alpes,
los
Andes,
el
Himalaya,
las
montañas
rocosas,
los
Pirineos,
etc.

41. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico:
corteza
(horizontal)
PLATAFORMAS
INTERIORES
-­‐ Son
depresiones
entre
los
cratones
y
los
escudos
donde
se
depositan
los
sedimentos
procedentes
de
la
erosión
de
los
orógenos.
-­‐ Son
plataformas
interiores
la
cuenca
del
Ebro
y
la
depresión
del
Guadalquivir.

42. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico:
corteza
(horizontal)
PLATAFORMAS
CONTINENTALES
– S o n
z o n a s
p e g a d a s
a
l o s
con:nentes,
de
suave
pendiente
pero
que
están
sumergidas
entre
20
y
600
m.
– Se
acumulan
los
sedimentos
procedentes
de
la
erosión
de
los
con:nentes.
TALUD
CONTINENTAL
–
Zona
de
pendiente
acusada
que
va
desde
la
plataforma
con:nental
hasta
el
fondo
oceánico.
– Formado
por
surcos
o
cañones
submarinos
excavados
por
corrientes
de
agua.
– En
su
base
se
depositan
los
sedimentos
procedentes
de
la
plataforma
con:nental.

43. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico:
corteza
(horizontal)
LLANURA
ABISAL
– Son
los
fondos
oceánicos
que
pueden
contener
islas
sumergidas,
volcanes
submarinos
y
guyots
(montes
de
cima
plana).
FOSA
SUBMARINA
–
Depresiones
largas
y
profundas
asociadas
a
las
zonas
de
subducción.
DORSAL
OCEÁNICA
– Cadenas
montañosas
(1-­‐4
km
de
altura),
sumergidas,
de
gran
longitud
(65000
km),
que
atraviesan
el
centro
de
los
océanos.
En
el
centro
se
haya
una
depresión
llamada
rix
y
toda
la
cordillera
esta
fracturada
por
fallas
transformantes.

44. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico:
corteza
(horizontal)

45. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico:
manto
• Desde
la
discon:nuidad
de
Moho
hasta
la
de
Gutenberg.
• Tiene
una
densidad
mayor
(3,3
-­‐5,5g/cm3)
•
Compuesto
por
rocas
llamadas
perido:tas
(silicatos
ricos
en
hierro
y
magnesio)
•
Con
dis:nta
estructura
según
la
profundidad:
entre
670-­‐1000
km
hay
una
discon:nuidad
(Repey):
manto
superior
y
manto
inferior
Espinela Perovskita

46. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
geoquímico:
núcleo
• Su
densidad
va
desde
10
hasta
13
g/cm3.
•
Compuesto
principalmente
por
Fe
y
también
Ni,
O
y
S
y
otros.
•
Entre
4900-­‐5150
km
hay
una
discon:nuidad
(Wiecher-­‐
Lehman):
núcleo
externo
(fluido)
y
núcleo
interno
(sólido)

47. LITOSFERA
ASTENOSFERA
MESOSFERA
ENDOSFERA
D. DE MOHOROVICIC
D. DE REPETTI
D. DE GUTENBERG
D. DE WIECHERT-LEHMANN
3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
dinámico

48. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
dinámico:
litosfera
•
La
litosfera
es
la
capa
dinámica
externa
y
corresponde
a
corteza
más
la
parte
superior
del
manto
por
encima
de
la
astenosfera.
•
Es
rígida
y
está
formada
por
placas
litosféricas
(12
mayores
y
otras
menores)
• Con
un
espesor
de
unos
50
km
(océanos)
y
unos
300
km
(con:nentes)

49. 3.
Estructura
interna
de
la
:erra
3.1.
Modelo
dinámico:
astenosfera
• La
astenosfera
:ene
espesor
variable
(100-­‐300
km)
y
se
comporta
de
manera
plás:ca
(sobre
ella
“flotan”
las
placas
de
la
litosfera).
Formada
por
silicatos
de
Fe
y
Mg,
en
un
estado
de
semifusión
(la
velocidad
de
las
ondas
sísmicas
disminuye).
Se
forma
a
par:r
de
penachos
térmicos
que
ascienden
a
través
del
manto.
•
La
endosfera
equivale
al
núcleo,
y
:ene
una
parte
externa
fluida
y
una
parte
interna
sólida.
Su
movimiento
g e n e r a
e l
c a m p o
magné:co
terrestre.
•
La
mesosfera
equivale
al
resto
del
manto
hasta
los
2900
km.
Es
sólida
y
rígida,
pero
permite
la
existencia
de
corrientes
de
convección,
desde
la
zona
D.
Y
a
veces
es
atravesada
por
plumas
térmicas
ascendentes
que
originarán
puntos
calientes.