CONFORMACIÓN DEL PLANETA TIERRA Estructura interna de la Tierra. Composición de los materiales terrestres. La Tierra se estructura internamente en capas diferenciadas, que tienen composiciones químicas y comportamiento geológico distinto. Para estudiar éstas capas los geólogos han desarrollado do s modelos diferentes, el modelo geostático, basado en la composición química de las capas, y el modelo geodinámico, basado en el comportamiento mecánico de los materiales que componen esas capas.
MODELO GEODINÁMICO La energía producida en el foco de un terremoto se transmite a través de las rocas, en forma de vibraciones. La velocidad de las ondas sísmicas depende del medio que atraviesan. Las perturbaciones en las trayectorias muestran las des igualdades del interior de la Tierra. Al cambiar las propiedades del medio por el que viajan, las ondas cambian de velocidad de propagación y esto nos permite deducir cómo es ese medio.
La velocidad aumenta cuando lo hacen la la rigidez y la densidad de los materiales y cuanto menos compresible sea el medio
La velocidad disminuye cuando el medio es menos denso y más caliente.
Según éste modelo, en el interior de la Tierra podemos encontrar 5 estados distintos del material, que determinan 5 zonas diferentes: e stado plástico y elástico a 1. Astenósfera: donde los materiales se encuentran en estado la vez. En ella se produce produc e una actividad convectiva que origina or igina el movimiento de las placas.
2. Litosfera. Sus materiales están en estado más sólido que la astenosfera. Tiene un grosor medio de 100 km, aunque aun que es más fina en las zonas oceánicas que qu e en las continentales.
3. Mesosfera (geosfera mixta). En ella existe una viscosidad intermedia entre la litosfera y la endosfera. Incluye al manto inferior y a parte del superior, siendo por tanto la capa más voluminosa de la Tierra.
4. Nivel D. Es la zona de transición entre el núcleo externo y el manto, por lo que almacena mucho calor. Es una zona muy dinámica, a la que se incorporan restos de litosfera.
5. Endosfera. Es la zona más interna, constituida por el núcleo. Aunque el núcleo interno está a temperaturas de 4500 ºC, se mantiene en estado sólido debido a la presión. El calor del núcleo interno se transmite al externo por conducción y genera corrientes de convección, que se acumulan en el nivel D y se transmiten por el manto. Según nos acercamos al núcleo terrestre, la tempera aumenta progresivamente, a esto se le llama gradiente geotérmico.
- El gradiente geotérmico medio para la corteza es de 1º C/ 33m. - El gradiente geotérmico mínimo es de 1º C / 100 m. - El gradiente geotérmico máximo es de 1º C /11 m.
MODELO GEOESTÁTICO De acuerdo a este modelo atendiendo a la composición química de sus materiales, distinguimos 3 capas como sigue:
1 núcleo
2 mantos
3 corteza terrestre
Núcleo: el núcleo es la primera capa y profunda de la tierra, se encuentra adentro de la tierra, es una pequeña bola.
Manto: el manto es la segunda capa de la tierra, se encuentra en el medio y tiene volcanes pequeños y está hecho con lava.
Corteza terrestre: la corteza terrestre es la tercera capa, es donde vivimos y se encuentra afuera de la tierra, es todo lo de afuera es decir todo lo sobrante.
Explicación de cada una de las capas
Núcleo El núcleo es la capa más profunda de la tierra, La densidad media de la Tierra es 5.515 kg/m3. Esta cifra lo convierte en el planeta más denso del sistema solar. Si consideramos que la densidad media de la corteza es aproximadamente 3.000 kg/m3, debemos asumir que el núcleo terrestre debe estar compuesto de materiales más
densos.
Los
estudios
sismológicos
han
aportado
más evidencias sobre la densidad del núcleo. En sus primeras fases, hace unos 4.500 millones de años, los materiales más densos, derretidos, se habrían hundido hacia el núcleo en un proceso llamado diferenciación planetaria, mientras que otros menos densos habrían migrado hacia la corteza. Como resultado de este proceso, el núcleo está compuesto ampliamente de hierro (Fe) (80%), junto con níquel (Ni) y varios elementos más ligeros. Otros elementos más densos, como el plomo (Pb) o el uranio (U) son muy raros, o permanecieron en la superficie unidos a otros elementos más ligeros, Diversas mediciones sísmicas muestran que el núcleo está compuesto de dos partes, una interna sólida de 1220 km de radio y una capa
externa, semisólida que llega hasta los 3400 km. El núcleo interno sólido fue descubierto en 1936 por Inge Leman y se cree de forma más o meno s unánime que está compuesto principalmente de hierro con algo de níquel. Para explicar el comportamiento de las ondas sísmicas cuando atraviesan el núcleo interno, algunos científicos han inferido un ordenamiento y empaquetado atómico que sería coherente con la estructura continua de un único cristal de hierro que formara todo el núcleo interno 5.6, El núcleo externo rodea al interno y se cree que está compuesto por una mezcla de hierro, níquel y otros elementos más ligeros. Recientes propuestas sugieren que la parte más interna del núcleo podría estar enriquecida con elementos muy pesados, con mayor número atómico que el cesio. Se aceptaba, de manera general, que los movimientos de convección en el núcleo externo, combinados con el movimiento provocado por la rotación terrestre (efecto Corolas, son responsables del campo magnético terrestre, mediante un proceso descrito por la hipótesis de la dínamo. El núcleo interno está demasiado caliente para mantener un campo magnético permanente (ver temperatura de Curie) pero probablemente estabilice el creado por el núcleo externo. Pruebas recientes sugieren que el núcleo interno podría rotar ligeramente más rápido que el resto del planeta. En agosto de 2005 un grupo de geofísicos publicaron, en la revista Sáciense que, de acuerdo con sus cálculos, el núcleo interno rota aproximadamente entre 0,3 y 0,5 grados más al año que la corteza. Las últimas teorías científicas explican el gradiente de temperatura de la Tierra como una combinación del calor remanente de la formación del planeta, calor producido por la desintegración de elementos radiactivos y el enfriamiento del núcleo interno.
Manto El manto terrestre se extiende hasta una profundidad de 2.890 km, lo que le convierte en la capa más grande del planeta. La presión, en la parte inferior del manto, es de unos 1,4 M atm. El manto está compuesto por rocas silíceas, más ricas en hierro y magnesio que la corteza. Las grande s temperaturas hacen que los materiales silíceos sean lo suficientemente dúctiles como para fluir, aunque en escalas temporales muy grandes. La convección del manto es responsable, en la superficie, del movimiento de las placas tectónicas. Como el punto de fusión y la viscosidad de una sustancia dependen de la presión a la que esté sometida, la parte inferior del manto se mueve con mayor dificultad que el manto superior, aunque también los cambios químicos pueden tener importancia en este fenómeno. La viscosidad del manto varía entre 1021 y 1024 Pa·s. Como comparación, la viscosidad del agua es aproximadamente 10 -3 Pa.s, lo que ilustra la lentitud con la que se mueve el manto. En la superficie, tanto las aleaciones de hierro-níquel como los silicatos están suficientemente fríos como para ser sólidos. En el manto superior, los silicatos son normalmente sólidos (aunque hay puntos locales donde están
derretidos), pero como están bajo condiciones de alta temperatura y relativamente poca presión, las rocas en el manto superior tienen una viscosidad relativamente baja. En contraste, el manto inferior está sometido a una presión mucho mayor, lo que hace que tenga una mayor viscosidad en comparación con el manto superior. El núcleo externo, formado por hierro y níquel, es líquido a pesar de la presión porque tiene un punto de fusión menor que los silicatos del manto. El núcleo interno, por su parte, es sólido debido a la enorme presión que hay en el centro del planeta.
Corteza terrestre La corteza terrestre es nuestro lugar donde vivimos sin embargo, La corteza terrestre es una capa comparativamente fina; su grosor oscila entre 11 km en las dorsales oceánicas y 70 km en las grandes cordilleras terrestres como los Andes y el Himalaya.2 Los fondos de las grandes cuencas oceánicas están formados por la corteza oceánica, con un espesor medio de 7 km; está compuesta por rocas mágicas (silicatos de hierro y magnesio) con una densidad media de 3,0 g/cm3. Los continentes están formados por la corteza continental, que está compuesta por rocas félsicas (silicatos de sodio, potasio y aluminio), más ligeras, con una densidad media de 2,7 g/cm3.
La frontera entre corteza y manto se manifiesta en dos fenómenos físicos. En primer lugar, hay una discontinuidad en la velocidad sísmica, que se conoce como la Discontinuidad de Mohorovicic, o "Moho". Se cree que este fenómeno es debido a un cambio en la composición de las rocas, de unas que contienen feldespatos plagio clásicos (situadas en la parte superior) a otras que no poseen feldespatos (en la parte inferior). En segundo lugar, existe una discontinuidad química entre cúmulos ultramáficos y harzburgitas tetanizadas, que se ha observado en partes profundas de la corteza oceánica que han sido abducidas dentro de la corteza continental y conservada como secuencias oolíticas.
Discontinuidades de la Tierra En nuestro planeta existen capas así como en una cebolla, estas capas están divididas por límites ya que limitan y diferencian a una de la otra, a estos límites se les llama discontinuidades. Estas fueron descubiertas gracias a la sismología que es una ciencia que estudia los movimientos en la litosfera, ya que los sismos emiten ondas de propagación por las que el movimiento viaja y si hiciéramos una observación sobre el comportamiento que tienen las ondas sísmicas en el interior de la tierra notaríamos que la composición del globo terrestre es heterogénea. Observaríamos que la velocidad de las ondas tienen cambios bruscos al momento de propagarse lo que nos lleva a poder confirmar que nuestro planeta está constituido por materiales de diferente composición y diferente naturaleza. De la misma manera cada capa de la Tierra tiene una composición y características distintas, y la presión y temperatura va variando en cada una de ellas. De esto podemos deducir fácilmente que una discontinuidad puede ser el punto donde todas estas características o condiciones cambian para convertirse en la siguiente capa terrestre. Las discontinuidades que conocemos en el planeta son: 1. Discontinuidad de Conrad 2. Discontinuidad de Mohorovicic 3. Discontinuidad de Repetti 4. Discontinuidad de Gutenberg 5. Discontinuidad de Lehmann
A continuación se explicará cuáles son las características principales de cada discontinuidad, y el estado en el que se encuentran.
Capas de la Tierra
Este diagrama indica dónde se encuentra cada discontinuidad y unas breves características de cada una
Discontinuidad de Conrad La discontinuidad de Conrad (en inglés, Conrad discontinuity) es una zona de transición localizada entre la corteza de composición granítica (corteza continental superior) y la corteza de composición basáltica (corteza continental inferior), a una profundidad media de unos 15 kilómetros (cuando existe, pues no es detectable en toda la corteza terrestre). El nombre de esta discontinuidad procede del sismólogo húngaro Conrad Victor.
Discontinuidad de Mohorovicic Esta discontinuidad representa la separación de la corteza terrestre del manto. La corteza terrestre está constituida de rocas máficas (silicatos de hierro (Fe) y magnesio (Mg) ) en la corteza oceánica mientras que en la continental las rocas son félsicas (silicatos de sodio (Na), potasio (K) y aluminio (Al) ) que son más ligeras. Vanamente llamada Moho. Tiene una profundidad media de 35 [km], en zona continental alcanza profundidades que van de 70 a 90 [km]; mientras que en zona oceánica, va de los 5 a los 10 [km] de profundidad. Separa a los materiales menos densos de la corteza de los materiales densos del manto. Las ondas sísmicas S y P, aumentan su velocidad abruptamente al atravesarla. Esta discontinuidad fue estudiada por Andrija Mohorovicic. Esta discontinuidad también la podemos apreciar en la imagen anterior, marcando la separación entre la corteza terrestre y el manto. Discontinuidad de Repetti
Esta se localiza, entre el manto inferior y el manto superior. Los elementos que se localizan en esa capa son el magnesio (Mg) y el hierro (Fe). Tiene una profundidad aproximada de 670 [km]. En esta zona las ondas
sísmicas se
desaceleran. Discontinuidad de Gutenberg Se encuentra entre el núcleo externo y el manto y en estado viscoso. El manto terrestre está compuesto principalmente por rocas silíceas ricas en hierro (Fe) y magnesio (Mg), esta concentración de elementos en las rocas está más concentrada que en las de la corteza. La evidencia de que la Tierra tiene un núcleo interno se descubrió en 1907 por el geólogo Richard Dixon Oldham. Él dijo que a distancias alejadas aproximadamente 100° del epicentro de un terremoto muy fuerte había observado que las ondas S y P se presentaban de una forma muy débil o simplemente eran nulas, dicho de otra forma se descubrió que había una zona de sombra para esas ondas en el núcleo de la Tierra. Posteriormente, en 1914 Beno Gutenberg estudia a fondo esta discontinuidad y descubre que se encuentra a una distancia de 2900 km al límite del núcleo. Bajo este límite también se generan corrientes electromagnéticas que a su vez dan origen al campo magnético que existe en nuestro planeta. Tiene cerca de 200 km de grosor y está a 5300° C, su presión es de 2 millones de atmósferas aproximadamente.
Discontinuidad de Lehman Se encuentra entre el núcleo interno y el núcleo externo, está en estado líquido. La composición química del núcleo es principalmente de hierro (Fe) en un 80%, le sigue el níquel (Ni) y otros elementos pero en menor porcentaje como el plomo (Pb) o el Uranio (U). Fue descubierta en el año de 1939 por la sismóloga Inge Lehman, todo esto surge porque no se sabía con certeza si el núcleo interno era sólido o no, entonces ella utiliza trigonometría para determinar que algunas de las ondas P eran fuertemente refractadas por un aumento repentino de sus velocidades sísmicas en el límite del núcleo interno con el núcleo externo, esto es lo contrario a lo que pasa cuando se produce la zona de sombra en las ondas P, si estas se refractan hacia la superficie logran un núcleo interno bien definido. Se produce a una profundidad de aproximadamente 5155 km, el cambio de las velocidades en este punto revela el cambio de estado entre los materiales de las capas (Líquido a Sólido).
En esta imagen que es una gráfica acerca del comportamiento de las ondas sísmicas S y P al pasar por el centro de nuestro planeta. Pueden observarse los cambios bruscos de la velocidad en el momento en el que llegan a las discontinuidades; sabiendo así que en esos puntos nos encontramos con algo distinto.
LAS ONDAS DE LA TIERRA A pesar de que, como hemos visto existen varios métodos, el conocimiento de la estructura interna de la Tierra deriva principalmente del estudio de las ondas sísmicas. Éstas ondas pueden producirse por un seísmo, una explosión (provocada por un volcán, etc) y por el impacto de meteoritos. Un terremoto es una vibración de la Tierra, que se produce por la liberación brusca (paroxismo) de la energía elástica almacenada en las rocas, cuando se produce su ruptura tras haber estado sometida a grandes esfuerzos. Una parte de la energía liberada lo hace en forma de ondas sísmicas y otra parte se transforma en calor, debido a la fricción que se produce en el plano de la falla. La energía liberada en un terremoto se extiende como un tren de ondas, a partir del foco donde se origina: el hipocentro, que es una zona de deslizamiento que corresponde al plano de una falla. La zona de la superficie terrestre situada en la vertical del foco se denomina epicentro y es el lugar donde la magnitud del seísmo es máxima.
El hipocentro y el epicentro se encuentran en la misma vertical. El epicentro es el lugar de la superficie en el que más se manifiesta el seismo.
ONDAS SÍSMICAS Los sismógrafos detectan el terremoto principal (o paroxísmico) y los denominados “precursores” (más débiles que éste) que pueden aparecer unos días antes de que ocurra. Después detectan las “réplicas”, también más débiles, que son el resultado
del reajuste de la superficie terrestre tras el suceso. Las ondas que estos aparatos registran son de dos tipos:
- Profundas , que se forman a partir del hipocentro. - S uper fic iales . Son el resultado de la interacción de las profundas con la superficie terrestre.
1. Las profundas se propagan de manera esférica por el interior de la tierra. Por ésta razón se utilizan para estudiar la estructura interna de nuestro planeta. Son de dos tipos: a) Primarias (P). Las más rápidas en propagarse (6-10 Km/s) y por tanto las primeras en ser detectadas por los sismógrafos. Se transmiten tanto en medios sólidos como fluidos. Su vibración es paralela al plano de propagación, de manera que actúan comprimiendo y dilatando el terreno.
b) Secundarias (S). Son más lentas que las anteriores (4-7 Km/s) y solo se propagan en medios sólidos, por lo que no pueden atravesar el núcleo exterior terrestre. Vibran perpendicularmente a la dirección de propagación, cizallando los materiales
2. Las superficiales se transmiten en forma circular a partir del epicentro. Son las que producen los destrozos en superficie. Son de dos tipos: a) Love (L). Su velocidad de propagación es de unos 2-6 Km/s, y se desplazan horizontalmente en la superficie, en forma perpendicular respecto a la dirección de propagación. b) Raileigh (R). Son las más lentas en desplazarse (1 a 5 Km/s), aunque son las que más sentimos las personas. Se propagan de manera similar a como lo hacen las olas del mar
Parámetros de medida de los terremotos Existen dos parámetros para medir los terremotos:
La magnitud del seísmo, que es la energía liberada por el terremoto, e indica el grado de movimiento que ha tenido lugar durante el mismo.
La intensidad, es la capacidad de destrucción del terremoto. Puede ir desde un ligero movimiento de los objetos, hasta la caída de edificios y otras estructuras.
1. La magnitud se mide con la escala de Ritcher, que es una escala logarítmica que va de 1 a10. Esto quiere decir que un terremoto de magnitud 3, equivale a 10 terremotos de magnitud 2; un terremoto de magnitud 4, equivale a 10 terremotos de magnitud 3, y así sucesivamente. Ésta escala no refleja la duración del terremoto, que es otro parámetro que aumenta el riesgo del mismo.
2. La intensidad se mide con la escala de Mercalli, valorada en grados representados con Nº´s romanos. (I-XII). Ésta escala mide la capacidad de destrucción y se utiliza para cuantificar la vulnerabilidad.
Las ondas sísmicas no se propagan de igual manera en todo el globo terráqueo. Cuando se produce un terremoto, las ondas sísmicas pueden viajar por el interior de la tierra y llegar a la parte opuesta del globo. Cuando se produce una vibración en un foco cualquiera, los sismógrafos recogen unas ondas u otras según el lugar de la Tierra en que estén colocados.
En latitudes mayores a los 103º se registran tanto ondas P como ondas S.
En latitudes mayores de 142º solo encontramos ondas P.
Entre los 103º y los 142º los sismógrafos no reciben ni ondas S, ni ondas P. A esta zona se le llama la sombra sísmica.
Esto se debe a que, como sabemos, las ondas S no pueden atravesar las zonas fluidas, mientras que las P si puede. Aproximadamente a los 100º de distancia del foco, las ondas P y S comienzan a “tocar” los márgenes. Conforme van llegando a
la zona del núcleo pierden intensidad, y las ondas S desaparecen. En el otro lado sólo se recogen ondas P, aunque algo debilitadas.
No obstante, el hecho de que se reciban ondas P en el otro extremo, nos induce a pensar que el núcleo es sólido.
BIBLIOGRAFIA http://www.monografias.com/docs110/capas-tierra/capastierra.shtml#ixzz5D5TazlcR http://cienciageografica.carpetapedagogica.com/2009/11/discontinuidades-de-lageosfera.html?m=1e-ducativa.catedu.es http://geofrik.com/2013/02/23/discontinuidad-de-mohorovicic/ http://eucativa.catedu.es/44700165/aula/archivos/repositorio/2500/2612/html/31_discontin uidades.html https://geofrik.com/2013/02/24/discontinuidad-de-conrad/