la corteza terrestre

UNIVERSIDAD NACIONAL DE PIURA

MINAS-MINAS

“ Año de la Promoción de la Industria Responsable y del Compromiso

Climático”

• Integrantes: Sandoval Silupú Carlos Sussoni Manrique Miguel Ángel

Peña Huaman Víctor Miguel Benites vilela Alexandre• Docente: Ing. Armando Berrospi Cajavilca

• Curso: Geología Estructural

SEMESTRE 2014-I

La corteza terrestreDefinición

La corteza terrestre o también llamada litosfera es la capa superficial sólida de la geosfera, es una capa muy delgada, pues su espesor oscila entre los 60 km en los continentes y los 7 km en los fondos oceánicos.

Composición química de la cortezaCasi todos los elementos químicos conocidos pueden ser encontrados en los minerales y rocas que forman la corteza terrestre. Algunos son más abundantes que otros. Por ejemplo, el silicio (Si) representa el 27,5 % de la corteza terrestre, mientras que el oro (Au) apenas representa el 0,000007 % de la corteza.

El 98,5 % de la corteza terrestre está formada por solo ocho elementos químicos, que por orden de abundancia son: oxígeno (O), silicio (Si), aluminio (Al), hierro (Fe), calcio (Ca), sodio (Na), potasio (K) y magnesia (Mg). Los elementos restantes, casi un centenar, apenas llegan a constituir el 1,5 % de la corteza.

Tipos de corteza

La corteza continentalEs una capa con un espesor medio de 35 km, pero que puede alcanzar los 60 km en las zonas montañosas, como por ejemplo el Himalaya, y espesores más delgados en zonas bajas próximas al nivel del mar.Constituida principalmente por granito, una roca plutónica blanquecina o grisácea, en la que es fácil ver cristales de cuarto, feldespato y mica. Esta corteza contiene también superficialmente rocas sedimentarias, metamórficas y volcánicas.

La corteza oceánicaEs una capa delgada que puede alcanzar espesores máximos de 10 km y se encuentra formando los fondos oceánicos.Compuesta principalmente por basalto, una roca volcánica negra que, por lo general, no se aprecian cristales de minerales porque se han solidificado rápidamente. Puede estar cubierta por sedimentos, sobre todo cerca de los continentes.

El granito es menos denso que el basalto. Esta diferencia de densidad impide que ambos se mezclen y los continentes no se pueden hundir en el manto. Por ello los continentes han aumentado su grosor a lo largo de la historia geológica. La corteza oceánica sí puede hundirse en el manto y mezclarse con él, por lo que nunca llega a ser muy gruesa. Esto produce dos efectos:

1. En la corteza granítica encontramos rocas de hasta 4000 millones años de antigüedad, mientras que en la corteza basáltica no aparecen rocas de más de 200 millones de años.

2. La corteza basáltica es más delgada y forma el suelo oceánico mientras que la granítica sobresale y forma los continentes.

Características de la corteza

Las capas de la Tierra

LA CORTEZA TERRESTRE

Corteza oceánicaEspesor 6 – 12 km

Mayor densidad

Corteza continentalEspesor 25 – 75 km

Menor densidad

placaplaca

Borde o zona de contacto entre

placas

La CORTEZA NO ES UNA CAPA UNIFORMEsi no que se encuentra fragmentada

en placas

Hay siete grandes placas principales además de otras secundarias de menor tamaño. Algunas de las placas son exclusivamente oceánicas, como la de Nazca, en el fondo del océano Pacífico,Mientras que otras incluyen corteza oceanica y continental.

La astenosfera, situada inmediatamente por debajo de la litosfera está formada por materiales en estado semiflui-dido que se desplazan lentamente. Las diferencias de temperatura entre un interior cálido y una zona externa más fría producen corrientes de convección que mueven las placas.

El movimiento de las placas, resultado de las corrientes de convección que tienen lugar en la astenosfera, da como resultado a tres tipos de borde o contacto entre las placas.

Los bordes son los límites en las que las placas se separan entre sí.

Bordes divergentesTipos de bordes

En este tipo de borde las placas se alejan de una de otra .

Cuando las placas se separan, el magma haciende y rellena las fracturas.

En contacto con el agua los materiales se enfrían rápidamente y se solidifican, la acumulación de este magma da origen a las cordilleras submarinas o dorsales oceánicas. Ej : la dorsal Atlántica y Pacifica.

Bordes convergentes

Tipos de bordes

Existen dos tipos de bordes o límites entreplacas convergentes...

oceánica continental

La corteza oceánica, más densa que la continental, se sumerge bajo la corteza continental, plegándose y fracturándose ésta en su borde de contacto y

apareciendo una intensa actividad sísmica y volcánica.

Éste es el origen de la cordillera de los Andes en Sudamérica

Cordillera de los AndesPlaca de Nazca bajo placa Sudamericana

ANDES

ANDES

Tipos de bordes

Borde convergente

Con la misma densidad, la corteza continental (India y Asia), choca y en la zona de contacto las rocas se pliegan y fracturan. Este choque supone la aparición del

mayor sistema montañoso del mundo, el Himalaya, en donde son frecuentes los movimientos sísmicos. En estas áreas el vulcanismo es inexistente.

continental continental

IndiaAsia

Asia

India Himalaya

Himalaya

BORDES TRANVERSALES O TRANSFORMANTE

Estos bordes ocurren cuando dos placas se deslizan una con respecto a otra en sentidos opuestos.

estas dos placas se desplazan lateralmente una respecto de la otra sin la producción ni la destrucción de litosfera.

Pangea y las movimientos de placas En la historia de la Tierra hubo épocas en que la

mayor parte de los continentes estaban re-unidos, después de chocar unos con otros, for-mando el gran supercontinente Pangea. La úl-tima vez que sucedió esto fue a finales del Pale-ozoico y principios del Mesozoico.

Durante el Mesozoico, Pangea fue disgregándose. Primero se dividió en dos grandes masas continentales: Laurasia al norte y Gondwana al sur, separadas por un océano ecuatorial llamado Tethys. Durante el Mesozoico, hace unos 135 millones de años, empezó a formarse el océano Atlántico al ir separándose.

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Métodos de estudio del interior de la tierra• DIRECTOS:– Minas: las más profundas han conseguido llegar a los

3.000 metros (el radio terrestre es de 6.400 km).– Sondeos geológicos:• Se utilizan sondas que perforan el terreno,

obteniéndose una columna con los materiales (=testigo).

• Permite conocer la estructura geológica de la corteza de la Tierra, pero no el resto de las capas de la Tierra (profundidad máxima 12 Km).

– Material volcánico

• INDIRECTOS:– Método densiometrico: estudio de la densidad de la

Tierra.– Método gravimetrico: estudio de la gravedad de la

Tierra.– Método térmico: estudio de la temperatura interna de

la Tierra.– Método magnético: estudio del campo magnético

terrestre.– Método eléctrico: estudio de los cambios de

conductividad de las rocas.– Método sísmico: estudio de las ondas sísmicas.– Estudio de los meteoritos

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METODO DENSIOMETRICO• Se basa en el estudio de la densidad de la Tierra (densidad= Masa/Volumen).

• CALCULO DE LA MASA:– Según la Ley de la Gravitación Universal: F = G(M x m)/d2

Siendo:F= fuerza con que se atraen dos cuerpos. G= 6,67x10-11 m3/kg s2 (cte. de gravitación universal) M= masa de la Tierra. m= masa de un cuerpo cualquiera. d= radio de la Tierra (6400 Km).

– Según la Segunda Ley de Newton (Ley de fuerza): F = m x g Siendo:F= fuerza de movimiento de un cuerpo. m= masa de un cuerpo cualquiera. g= 9,8 m/s2 (aceleración de la gravedad).Igualando las dos formulas y despejando tenemos: G(M x m)/d2 = m x g M = (g/G) x d2 → M = 5,9 x 1021 Tm

• CALCULO DEL VOLUMEN:– Consideraremos que la Tierra es una esfera de radio igual a 6400 Km (en

realidad es un elipsoide de revolución achatado por los polos, pero la diferencia es muy pequeña):

V = 4/3πR3 → V = 1,08 x 1011 Km3

• Por lo tanto, la densidad media de la Tierra es igual a: 5,52 g/cm3

– Densidad media superficial: 2,7 – 3,0 g/cm3

– Densidad media interior Tierra: 9 – 12 g/cm3

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METODO GRAVIMETRICO• Se basa en el estudio de las anomalías de gravedad que se

producen en distintos puntos de la superficie terrestre debido a la presencia de materiales más o menos densos en el interior de la Tierra.

• La aceleración de la gravedad en la Tierra viene dada por: g= 4/3πRGδ Siendo: R= radio terrestre (6400 Km). G= cte. de gravitación universal (6,67x10-11 m3/kg s2) δ= densidad La aceleración de la gravedad media de la Tierra es: 9,8 m/s2

• Anomalías gravimetricas: diferencia entre el valor de la gravedad real y la gravedad teórica en un mismo punto de la superficie terrestre.– Positiva: se da en zonas de la Tierra donde el manto (mas

denso) esta mas próximo a la superficie (corteza oceánica). Indica zonas con abundancia de materiales densos.

– Negativa: se da en zonas donde la corteza terrestre (menos densa) esta engrosada (corteza continental). Indica zonas con abundancia de materiales poco densos.

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METODO TERMICO•Se basa en el estudio de las anomalías del gradiente

geotérmico en distintos puntos de la superficie terrestre.•Gradiente geotérmico: 33 ºC / 1000 metros de

profundidad (sólo se mantiene los primeros 30-50 Km).•A partir de esa profundidad el gradiente geotérmico

disminuye (si no lo hiciera la temperatura del interior de la Tierra sería de unos 200.000 ºC, cunado realmente es de 6.000 ºC).•Anomalías geotérmicas: – Positiva: se da en zonas de mayor actividad de las

placas tectonicas (ej. Dorsales oceánicas, zonas de subducción).

– Negativa: se da en zonas de escasa actividad de las placas tectonicas (ej. Fosas oceánicas, llanuras oceánicas).

•El calor interno de la Tierra es debido al calor residual que quedó tras su formación y al calor producido por la desintegración de isótopos radiactivos.

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METODO MAGNETICO•Se basa en el estudio de las anomalías magnéticas debido a la

presencia de rocas con propiedades magnéticas (ricas en hierro) en el interior de la Tierra

•La Tierra presenta un campo magnético debido a la existencia de un núcleo externo metálico y fluido en constante movimiento alrededor de un núcleo interno metálico sólido.

•Localización de los polos magnéticos:– Positivo: cerca del Polo Sur geográfico.– Negativo: cerca del Polo Norte geográfico. Anomalías magnéticas: son variaciones locales del

campo magnético terrestre debido a la presencia de materiales ricos en hierro.

– Positiva: se da en zonas con materiales ricos en hierro.

– Negativa: se da en zonas con materiales pobres en hierro.

Los polos magnéticos no coinciden con los polos geográficos (existe una pequeña desviación= declinación magnética).

•Declinación magnética: ángulo que forma el meridiano magnético con el meridiano geográfico.

•Isógonas: líneas que unen puntos de la superficie terrestre que presentan la misma declinación magnética (cuando las isógonas están muy juntas indican zonas con materiales ricos en hierro).

•Inversión de la polaridad: variación de 180º del campo magnético (estos cambios son impredecibles; la última inversión de polaridad tuvo lugar hace unos 800.000 años)

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METODO ELECTRICO•Se basa en los cambios de conductividad eléctrica de

las rocas (debido a que la conductividad de las rocas es muy pequeña, se utiliza la magnitud inversa: resistividad eléctrica).•Resistividad eléctrica: oposición de las sustancias al

paso de corriente eléctrica (Ohmio)ρ= K(V/I)Siendo:K= constanteV= diferencia de potencial (voltios)I= intensidad de corriente (amperio)

El método eléctrico consiste en crear un campo eléctrico de intensidad eléctrica conocida (I) y calcular la diferencia de potencial (V). Este método no es preciso a profundidades superiores a 1000 metros:– Cuanto mayor es la diferencia de potencial (V)

mayor es la resistividad eléctrica, y por lo tanto, menor es la conductividad eléctrica (ej. Rocas porosas).

– Cuanto menor es la diferencia de potencial (V) menor es la resistividad eléctrica, y por lo tanto, mayor es la conductividad eléctrica (ej. Rocas metálicas).

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METODO SISMICO(Introducción)

•Se basa en el estudio de las ondas sísmicas cuando se produce un terremoto.•Es el método que proporciona mas

información sobre la estructura interna de la Tierra.•Las ondas sísmicas son ondas elásticas

que generan movimientos en un medio (son generadas generalmente por movimientos de las placas tectonicas, aunque también pueden ser generadas de manera artificial).•Las ondas sísmicas son detectadas por

geofonos o sismógrafos.•La velocidad de propagación de una onda

sísmica depende de las propiedades físicas de los materiales que atraviesa (densidad, rigidez, compresibilidad).•Hipocentro: punto en el interior de la

Tierra donde se produce el terremoto; en este lugar se generan las ondas P (primarias) y ondas S (secundarias).•Epicentro: punto de la superficie terrestre

situado en la vertical del hipocentro; en este lugar se generan las ondas L (superficiales) muy destructivas.

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METODO SISMICO(Tipos de ondas sísmicas)

•ONDAS P (primarias):– Son ondas longitudinales (el suelo es comprimido y

dilatado alternativamente en la misma dirección de la propagación de la onda).

– Son ondas rápidas (su velocidad es 1,7 veces superior a las ondas S).

– Se propagan por cualquier tipo de medio (aunque mas lentamente en los medios fluidos).

– Su velocidad de propagación depende de la rigidez y de la densidad del material que atraviese.

•ONDAS S (secundarias):– Son ondas transversales (su desplazamiento es

transversal a la dirección de propagación).– Su velocidad es menor que las ondas P (suelen

aparecer después de las ondas P).– Solo se propagan en medios sólidos.– Al igual que las ondas P, su velocidad de propagación

depende de la rigidez y de la densidad del material que atraviese.

•ONDAS L (superficiales):– Hay varios tipos (Love, Rayleigh)– Son las que producen la mayor parte del daño en los

terremotos.– Son mas lentas de las ondas S

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METODO SISMICO(Propiedades de las ondas sísmicas)

•Las ondas sísmicas (al igual que las ondas electromagnéticas, sonoras, etc.) sufren un proceso denominado refracción cuando atraviesan medios de diferentes materiales.

•Las ondas refractadas cambian su dirección de propagación, debido a que aumenta o disminuye su velocidad de propagación:

– Si la velocidad aumenta → aumenta su ángulo de refracción (ej. Agua → Aire)

– Si la velocidad disminuye → disminuye su ángulo de refracción (ej. Aire → Agua)

•La velocidad de las ondas depende del material que atraviese:

– Material muy denso → disminuye la velocidad de propagación.

– Material poco denso → aumenta la velocidad de propagación.

•El estudio de las distintas velocidades de propagación y ángulos de refracción de las ondas sísmicas han ayudado al estudio del interior de la Tierra (las ondas sísmicas se propagan a gran velocidad a medida que aumenta la profundidad hasta alcanzar los 2900 Km, las cuales disminuyen de velocidad de propagación y cambian de dirección).

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METODO SISMICO(Discontinuidades sísmicas)

•DISCONTINUIDADES DE PRIMER ORDEN: producen cambios muy bruscos de la velocidad de propagación.– Discontinuidad de Mohorovicic:

• Separa la corteza del manto superior.• Se localiza a unos 8-10 Km (corteza oceánica) y 35-70 Km (corteza

continental).• Las ondas P y S aumentan su velocidad de propagación una vez

atravesada la discontinuidad.

– Discontinuidad de Gutenberg:• Separa el manto del núcleo externo.• Se localiza a 2900 Km.• Las ondas P disminuyen de velocidad y las ondas S desaparecen (por lo

que se deduce que el núcleo externo es fluido; las ondas S solo se transmiten en medios sólidos).

•DISCONTINUIDADES DE SEGUNDO ORDEN: producen cambios de la velocidad de propagación menos evidentes.– Discontinuidad de Repetti:

• Separa el manto superior del manto inferior• Se localiza a 670 Km.• Las ondas P y S aumentan su velocidad de propagación.

– Discontinuidad de Lehmann:• Separa el núcleo externo (fluido) del núcleo interno (sólido)• Se localiza a 5150 Km.• Las ondas P aumentan su velocidad de propagación.

¿Que es un Sismo?

Los terremotos, o seísmos, son movimientos bruscos de las capas superficiales de la Tierra, producidos por la fractura y el desplazamiento de grandes masas rocosas del interior de la corteza.

Estos movimientos liberan gran cantidad de energía de forma repentina, violenta y, en algunas ocasiones, destructiva.

Elementos de Un SismoHIPOCENTRO: Es el lugar del interior

de la Tierra donde se origina el terremoto; en él se produce la rotura de las rocas y, por tanto, la sacudida y la liberación de energía.

HIPOCENTRO o FOCO

ONDAS SÍSMICAS: Son las vibraciones

que, desde el hipocentro del seísmo, transmiten el movimiento en todas las direcciones y producen las catástrofes.

ONDAS SÍSMICAS

EPICENTRO: Es el punto en la

superficie, en la vertical del hipocentro, donde las ondas sísmicas alcanzan la superficie terrestre y se notan con más intensidad los efectos del terremoto

EPICENTRO

SismografoUn sismógrafo es un aparato

que detecta y graba las ondas sísmicas que un terremoto o una explosión genera en la tierra.

El lápiz está en contacto con un tambor giratorio unido a la estructura. Cuando una onda sísmica alcanza el instrumento, el suelo, la estructura y el tambor vibran de lado a lado, pero, debido a su inercia, el objeto suspendido no lo hace. Entonces, el lápiz dibuja una línea ondulada sobre el tambor.

SismogramaLos gráficos producidos

por los sismógrafos se conocen como sismogramas, y a partir de ellos es posible determinar el lugar y la intensidad de un terremoto. Muchos sismogramas son muy complicados y se requiere una técnica y experiencia considerables para interpretarlos, pero los más simples no son difíciles de leer.