TEMA 1

ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

1. MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE

Debemos recordar que el radio medio de la Tierra es de unos 6371 km. Fue ya calculado por el griego

Eratóstenes (siglo III a.c.), con un error de 5 km.

1.1. Métodos directos

• Las minas: La más profunda de 3585 m. se encuentra en Sudáfrica. Es prácticamente nada

comparado con el radio.

• Los sondeos geológicos: Hasta 12 km. Se ha obtenido material del manto (peridotitas)

• Los volcanes: Materiales muy variados dependiendo de la zona de la Tierra. Se ampliará

cuando estudiemos la Tectónica de Placas. Materiales de hasta unos 100 km.

• La erosión: Que deja al descubierto rocas profundas.

Proporcionan información exacta, pero de poca profundidad.

1.2. Métodos indirectos.

• Gravimétrico: Se basan en los diferentes valores de la gravedad en la superficie de la

Tierra.

La aceleración de la gravedad en función de la densidad viene dada por la fórmula:

𝑔 =4

3𝜋𝐺𝑑𝑅

En esta fórmula, si la Tierra fuese una esfera perfecta y su densidad uniforme, el valor de

R, sería el del radio de la Tierra. Como esto no es así, debemos utillizar una serie de

correcciones para llegar a obtener el valor teórico de la gravedad en cualquier punto del

planeta y así, si la medición que realicemos no concuerda, podremos deducir algunas

características del interior de la Tierra en ese punto.

Las correcciones utilizadas son las siguientes:

• De latitud: Donde R debe ser el valor en la latitud en la que nos encontremos y no

el radio medio de la Tierra.

• Corrección de aceleración centrífuga: Es máxima en el ecuador y mínima en los

polos.

• Corrección de aire libre: Debida a la diferente altitud.

• Corrección de Bouger: Debida la diferente densidad de la rocas que hay debajo

de la medición

• Corrección topográfica: Debida la las masas del relieve próximas al punto de

medición como cordilleras.

Una vez que se tiene el valor teórico, las variaciones encontradas se denominan ANOMALÍAS

GRAVIMÉTRICAS. Estas nos permiten obetener información de los posibles materiales en la

zona de medición. Cuando son positivas nos indican que hay materiales de mayor densidad y

viceversa.

• Estudio de la temperatura: El aumento que la temperatura con relación a la profundidad,

se denomina gradiente geotérmico.

Su valor cerca de la superficie es de 3ºC cada 100 metros, pero al profundizar va

disminuyendo a 0,6 ºC por cada km en el manto, y se estima una temperatura de unos 6000 ºC

en el núcleo.

• Estudio del magnetismo terrestre: Su origen se encuentra en la diferente velocidad de

movimiento del núcleo externo respecto al interno, que produce un efecto dinamo. Se

utiliza un magnetómetro, que detecta las anomalías magnéticas. Estas serán positivas en

zonas con minerales metálicos y negativas en los casos de yacimientos salinos o rocas no

metálicas como los granitos.

• El método eléctrico: Utilizado como complemento a los anteriores para localizar fuentes

de agua subterránea o yacimientos.

• Estudio de meteoritos: Como todo el sistema solar se formó al mismo tiempo, su

composición debe ser igual que la de la Tierra y por tanto nos informan de la composición

de su interior. Existen meteoritos de composiciones parecidas a las distintas capas de la

Tierra

• El método sísmico: Se estudian las ondas sísmicas, que son producidas por los terremotos

y detectadas en un sismógrafo.

Se distinguen 3 tipos de ondas:

• P. Las más rápidas, longitudinales y se propagan en todos los medios.

• S. Más lentas, transversales y no se propagan en líquidos.

• Superficiales. Son las causantes de los destrozos.

Las ondas sísmicas se refractan cuando atraviesan materiales de diferente velocidad de

propagación. Cuando pasan a un medio más lento se acercan a la normal y viceversa.

Si representamos en una gráfica la velocidad de las ondas desde la superficie hasta el

centro de la Tierra, se observan unos cambios bruscos de velocidad que son

interpretados como los límites entre las capas. A estos límites se les denomina

DISCONTINUIDADES.

Las principales son:

• MOHOROVICIC (7-10 km)

• REPETTI (670-1.000 km)

• GUTENBERG (2.900 km)

• LEHMAN (5.150 km)

2. LAS NUEVAS TECNOLOGÍAS APLICADAS A LA INVESTIGACIÓN GEOLÓGICA

2.1. GPS: Permite controlar fenómenos geológicos lentos, como el movimiento de

glaciares o líneas de costa.

2.2. Teledetección y SIG: A través de imágenes captadas con diversos sensores que

proporcionan distinta información de la misma zona.

2.3. Tomografía sísmica: Gracias a la variación de velocidad de las ondas dentro de

una capa se pueden deducir las zonas más calientes como las dorsales de otras

más frías como las fosas oceánicas.

3. ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

3.1. Modelo geoquímico: Se basa en la diferente composición mineralógica de los

materiales. Se distinguen 3 capas: Corteza, Manto y Núcleo, separados por las

discontinuidades de Mohorovicic y Gutenberg.

• Corteza: Capa más externa. Se distinguen dos tipos:

o Continental: De 35 a 70 km de espesor, heterogénea con rocas ígneas,

metamórficas y sedimentarias y de menor densidad que la oceánica. Su

antigüedad puede llegar a los 3.800 millones de años. Podemos

diferenciar tres capas:

• Sedimentaria: Capa discontinua de hasta 10 km de espesor.

• Granítica: Rocas plutónicas ácidas y metamórficas como el Gneis.

De unos 40 km de espesor.

• Rocas básicas: Plutónicas como Dioritas y Gabros y metamórficas

como la anfibolita. De 10 a 20 km de espesor.

o Oceánica: De 8 a 10 km de espesor, muy homogénea y más densa.

• Sedimentaria: Capa muy fina, sin consolidar y con un máximo de

antigüedad de 180 m.a. Sólo en los bordes continentales existen

espesores considerables y son inexistentes cerca de las dorsales.

• Basáltica: De unos 2 km de espesor. La parte superior de lavas

almohadilladas y la inferior columnas prismáticas.

• Rocas densas básicas: Gabros y peridotitas procedentes del manto.

• Estructura horizontal de la Corteza: La corteza presenta variaciones

laterales, tanto en la oceánica como en la continental.

o Corteza continental:

Cratones, que son cordilleras del precámbrico y paleozoico. Con

gran estabilidad. Relieve suavizado por la erosión. Constituyen los

grandes escudos continentales. Los sedimentos no están plegados.

Orógenos, que son cordilleras actuales. Son inestables, con

actividad sísmica y volcánica. Rocas plegadas y relieve acusado.

Plataformas interiores, situadas entre las dos estructuras

anteriores y donde se acumulan gran cantidad de sedimentos.

Precontinente: la corteza continental se prolonga bajo el mar

mediante la plataforma continental, que llega a unos 200 metros

de profundidad. En esta zona se encuentra el talud continental, que

tiene una gran pendiente y en la que encontramos una serie de

surcos, los cañones submarinos. Al final del talud se encuentra el

límite con la corteza oceánica.

o Corteza oceánica:

Llanuras abisales: Forman la mayor parte del fondo oceánico, con

una profundidad media de unos 4 km. Se pueden encontrar islas u

guyots.

Dorsales oceánicas: Son grandes cordilleras que cruzan los océanos,

y pueden emerger como en el caso de Islandia o las Azores. Son de

origen volcánico. No hay sedimentos. En el interior de las cordilleras

se encuentra un valle profundo de unos 50 km denominado RIFT. La

cordillera se encuentra fracturada de forma transversal por las fallas

transformantes.

Fosa submarina o abisal: Son depresiones alargadas de hasta 11 km

de profundidad. Son inmensas cuencas de sedimentación y están

relacionadas con el choque de las placas litosféricas.

• Manto: Compuesto principalmente de rocas básicas como la peridotita,

ricas en silicatos de hierro y magnesio. Las ondas sísmicas determinan una

zona de transición, entre los 650 y 1.000 km, que permite diferenciar el

manto superior del inferior.

• Núcleo: Formado por un 90% de Fe y el resto de Ni, S, etc. Se distingue el

núcleo externo fundido, ya que las ondas S se detienen y el interno sólido.

El límite está en unos 5.150 km. El movimiento relativo de uno sobre el otro

provoca corrientes eléctricas que originan el campo magnético terrestre.

3.2. Modelo dinámico: Se propuso durante el desarrollo de la teoría de la Tectónica

de Placas. En este modelo se distinguen tres capas:

• Litosfera: Capa más superficial y rígida. Constituida por la corteza y parte del

manto superior. Se encuentra fracturada en placas litosféricas. Con un

espesor variable de entre 50 km en los océanos y unos 100 a 300 km bajo los

continentes.

• Mesosfera: Llega hasta los 2.900 km. En esta capa se producen células

convectivas con ascenso de material fundido caliente en forma de penachos

o plumas, cuyo origen podría ser la capa D, límite entre el manto y el núcleo

y descenso de fragmentos fríos en la zona de las fosas abisales.

• Endosfera: Coincide con el núcleo del modelo geoquímico.