TECTONICACAPITULO I

LAS FORMAS DE OBSERVACION Y LOS MEDIOS DE ESTUDIO DE LAS DEFORMACIONES DE LA CORTEZA

•Rocas aparecen fijas, estabilizadas.•Sismos•Fracturas•Deformación a escala geológica•Levantamiento de cordilleras: 1cm/año 1*= 10 Km.•Distancia entre Europa y América 1cm/año 100*=1000 Km.

1.1 OBSERVACIONES EN Rs SEDIMENTARIAS

• Estratificación horizontal (fondo marino)• Elevación de centenares de metros• Han sido afectadas por fracturas• Según disposición de fallas se reconstruye

deformación• Fallas normales (alargamiento) distensión• Fallas inversa (acortamiento) compresión• Pliegues (modificación de buzamiento)

1.2 OBSERVACION DE LA MORFOLOGIA DEL GLOBO

• Aspecto del globo muy accidentado• Bajo océanos, se dan relieves importantes• Escarpes rectilíneos, fondos hasta de 11 Km.• Superficies en vías deformarse por los sgts

hechos: Zonas sísmicas (deformaciones importantes)Zonas plegadas y fracturadas por compresiónZonas falladas por distensiónRelieve terrestre por erosión y zonas en elevación

1.3 OBSERVACION INTIMA DE LAS Rs

• Plegamiento no acompañado de deformación intima

• Estructura original deformada: Fósiles, aplanados o estiradosCantos transformados en elipsoide (plástica)

• Estructura original irreconocible:Rs se han deformado plásticamenteAumento de Temp. 400 oC recristalizanDeformación a gran profundidad, ascensión y

erosión.

1.4 DISCIPLINAS UTILIZADAS

• Deformaciones actualesGeomorfología y sísmica

• Observación sistemática de Rs en superficie, mapas geológicos

• Reconstrucción de la geometría de la deformación, datos de superficie y de los sondeos

• Reconstrucción de las condiciones de las deformación T y P en el momento de defor.

• Comportamiento químico y termodinámico de las Rs

• Reconstrucción de edad, duración, desarrollo y lugar de las evolución de las deformaciones

• Estudio de los mecanismos de deformación; estado físico de la materia del sustrato

CAPITULO IILA CORTEZA TERRESTRE

• C.T. parte superficial, densidad media inferior a 3,3

• Vel. de propagación ondas P es de 8 km/seg.

• Se encuentra por encima de discontinuidad de Mohorovicic

• Tiene un espesor de 10 a 70 km• Las deformaciones de la corteza son

consecuencias q se producen en el manto

2.1 DEFINICION

LA CORTEZA TERRESTRE

• Los geofísicos utilizan subdivisiones:• Litosfera: corresponde a una parte de

terreno relativamente rígido, la cual engloba la corteza y una parte del manto superior con un espesor de 70-150 km.

• Astenósfera: corresponde a un material viscoso, susceptible de deformarse mucha mas fácilmente q seria el asiento de movimientos de materia importante

• Mesosfera: corresponde a un material muy rígido a partir de 800 km

2.2 METODOS DE ESTUDIO DE LA CORTEZA

• Gracias a sondeos se conoce las Rs que constituyen las corteza superior 8 km

• Para conocer en profundidad se utiliza la geofísica

• La sísmica de reflexión para pequeñas y medianas profundidades 5 km

• Sísmica de refracción para mayores profundidades

• Las ondas sísmicas son mas rápidas cuando atraviesan Rs mas densas

• Las ondas de trayectoria indirecta (refractadas) van por capas de grandes velocidades, llegan antes q las ondas directas de superficies

2.2 METODOS DE ESTUDIO DE LA CORTEZA

• Las ondas con trayectoria profunda no llegan como primeras mas q a partir de una cierta distancia q depende a la vez de las vel. en las diferentes capas y de la profundidad a la cual se encuentran los limites entre las distintas capas.

• Si se efectúan registros a distancias crecientes del punto de explosión y si se estudian los tiempos de llegada en función de la distancia se pueden calcular las diferentes vel. y profundidades

• Por tanto la corteza esta formada por diferentes capas de vel. diferentes separadas por superficie de discontinuidad

• La vel. de ondas sísmicas en las diferentes capas es posible conocer la densidad de las Rs correspondientes

• Se tiene una idea de la naturaleza de la roca y su espesor

2.2 METODOS DE ESTUDIO DE LA CORTEZA

2.3 MOHO Y LOS DIFERENTES TIPOS DE CORTEZA

• Los perfiles de sísmica de refracción alcanzan velocidades de 8 km/s a profundidades de 10-70 km

• La aparición de velocidades elevadas se efectúa brutalmente

• Esta discontinuidad de vel. corresponde a Moho• Moho corresponde a un cambio en estado físico

de la materia o a un cambio de composición química

• Moho corresponde a la base de la corteza que tiene espesores variables

• Baja los océanos se encuentra a unos 10-15 km• En los continentes de 30-40 km y en cadenas

recientes hasta 70 km

2.4 LA CORTEZA CONTINENTAL

a. Rs Sedimentarias: Sin plegar ni transformar, potencia variable

– Las vel. de las ondas sísmicas varia de 2-5 km/s según la roca y la densidad media es de 2,5

b. Terrenos cristalinos: Tienen vel. de 5,9-6,3 km/s, lo q corresponde a densidades de 2,7-2,8

– El espesor de estos terrenos es del orden de 10-15 km

– Se llama “capa granítica” constituida por granito, gneises y micaesquistos, en el limite roca sedimentaria tectonizadas

2.4.1 Zonas continentales estables

c. Terrenos no visibles: en superficie, con velocidades de 6,5-7,5 km/s, q corresponde a densidades de 2,8 a 2,9

– El espesor de estos terrenos es 10-20 km– Las vel. corresponde a las del basalto denominada

“capa basáltica”– La naturaleza exacta de esta capa: anfibolitas,

eclogitas y dioritasd. Rs nunca visibles: en superficie y no alcanzadas

por sondeos– Tienen vel. de 7,9-8,4 km/s, con densidad media de

3,3; estamos en el manto superior– Se discute su naturaleza exacta de las rocas, se

habla de peridotitas o de eclogitas

2.4 LA CORTEZA CONTINENTAL2.4.1 Zonas continentales estables

• La modificación correspondiente a un hundimiento notable de Moho

• Alcanza profundidades de 60-80 km en el himalaya

• Tienes formas complejas localmente el Moho remonta hasta la superficie

• En los escudos las superficie de discontinuidad es definida y menos neta que en las cordilleras

• La corteza baja las cordilleras muestra una disposición mucho mas compleja que bajo las plataformas.

2.4 LA CORTEZA CONTINENTAL2.4.2 Cordilleras

• Esta caracterizada por la ausencia de la capa granítica

2.5 CORTEZA OCEANICA

2.5.1 Zonas oceánicas típicas

a. Una capa de roca sedimentaria de edad reciente (postriásico), q muestra todos los estados intermedios entre lodos actuales no consolidados, sedimentos semiconsolidados y Rs consolidadas

– La vel. de las ondas sísmicas es débil del orden de 2 km/s, con extremos que van de 1,7-4,0 km/s

– La potencia es del orden de 300 m, la densidad media de 2,3

b. Una capa denominada “basáltica” de un espesor medio de 6,5 km

– Se subdivide en capa superior (V=5km/s), espesor medio 1700 m

– Capa inferior (V=6,7km/s), espesor medio 4800 m– Gracias a los sondeos se sabe que el techo de la

capa superior corresponde a coladas basálticas– No se conoce la naturaleza de la capa inferior, se

habla generalmente de basaltos metamorfizados, de gabros, serpentinas

c. Baja un Moho siempre neto, profundidad media de 7 km

– Baja el fondo de los océanos, el manto superior tiene velocidades 8,1 km/s, generalmente corresponde a peridotitas

2.5.1 Zonas oceánicas típicas

Corteza Oceánica

• 2.5.2.-Dorsales mesoceanicas.- Se distingue la ausencia de sedimentos y por la desaparición de la capa basáltica inferior, esta esta reemplazada por rocas con velocidades muy elevadas, superiores a 7,3 km/seg. Que forman una capa de espesor variable, máximo (30 km.) se encuentra en el eje de las dorsales Fig. 2.7

Corteza oceánica

• 2.5.3.-Mares interiores.- El sustrato de ciertos mares interiores, como el Mar Negro (fig.2.8), el mediterráneo, el golfo de México (fig.2.11), no se encuentra la capa granítica de los continentes vecinos

• Estas zonas “oceánicas” están caracterizadas por un gran espesor de sedimentos (10km.);es frecuente encontrar domos salinos.

Conclusión sobre la naturaleza de la corteza

• Las interpretaciones sobre la estructura profunda de la corteza puede ser mejorada con la ayuda:

• De mapas gravimetricos, puesto que el valor de g medido en la superficie es función de la densidad de las rocas infrayacentes.

• De mapas magnéticos, puesto que las rocas básicas y las volcánicas, tienen una susceptibilidad magnética mas acusada que las otras rocas.

• De datos sobre el flujo de calor y el gradiente térmico, puesto que las rocas no pueden existir mas que en ciertas condiciones de presión y temperatura

El interior de la tierracapitulo III

• Los pozos taladrados en la Corteza en busca de petróleo y otros solo alcanzan unos 7 Km. Una minúscula fracción del radio de la tierra que comprende 6 370 Km.

• La actividad volcánica es una ventana al interior de la tierra, hace ascender materiales desde unos 200Km.

• Se han obtenido muchas pistas de las condiciones físicas del interior del planeta a traves del estudio de las ondas sísmicas generadas por los terremotos y explosiones.

• • Cuando dichas ondas atraviesan la tierra llevan

información a la superficie sobre los materiales que atravesaron

Sondeos del interior de la tierra

• 3.1 La técnica consiste en la determinación precisa del tiempo que las ondas P (comprensivas) y S (Cizalla) necesitan para desplazarse desde un terremoto o explosión nuclear hasta su estación sismo gráfica.

• El tiempo necesario para que las ondas P y S viajen a traves de la tierra depende de las propiedades de los materiales que cruzan

Figura 1 La energía sísmica viaja en todas las direcciones desde el origen de un terremoto (foco). La energía puede representarse en forma de frentes de onda en expansión o de rayos perpendiculares a los frentes de onda.

Naturaleza de las ondas sísmicas• 3.1.1.-Como se sabe, la energía sísmica viaja

desde su origen en todas las direcciones en forma de ondas. Entre las características significativas se cuenta:

1. La velocidad de las ondas depende de la densidad y la elasticidad de los materiales que atraviesan. Las ondas viajan mas de prisa en los materiales rígidos.

2. Dentro de una capa determinada la velocidad de las ondas sísmicas aumenta generalmente con la profundidad, porque la presión aumenta y comprime la roca transformándola en un material elástico mas compacto.

Naturaleza de las ondas sísmicas

3. Las ondas comprensivas P, que vibran hacia atrás y hacia adelante en el mismo plano que su dirección de movimiento. Son capaces de propagarse a traves de líquidos, sólidos, porque cuando están comprimidos esos materiales se comportan elásticamente, es decir se oponen a un cambio de volumen, vuelven a su forma original.

Naturaleza de las ondas sísmicas4. Las ondas de cizalla S, que vibran en angulo

recto con respecto a su dirección de desplazamiento, no pueden propagarse a traves de los líquidos, porque a diferencia de los sólidos, los líquidos no se oponen a la cizalla. Es decir, cuando los líquidos son sometidos a fuerzas que actúan para cambiar sus formas simplemente fluyen.

5. En todos los materiales, las ondas P viajan mas de prisa que las ondas S

6. Cuando las ondas sísmicas pasan de un material a otro, la trayectoria de la onda se refracta. Refleja algo de la energía, algo similar a lo que ocurre a la luz cuando pasa del aire al agua,

Figura 2 Transmisión de las ondas P y las ondas S a través de un sólido. A. El paso de las ondas P hace que el material experimente compresiones y expansiones alternas. B. El paso de las ondas S produce un cambio de forma sin modificar el volumen del material. Dado que los líquidos se comportan elásticamente cuando son comprimidos (recuperan su forma original cuando cesa el esfuerzo), transmitirán las ondas P. Sin embargo, ya que los líquidos no resisten los cambios de forma, las ondas S no pueden ser transmitidas a través de los líquidos.

Ondas sísmicas y estructura de la tierra

• Si la tierra fuera un cuerpo perfectamente homogéneo las ondas sísmicas se propagarían a traves de el en todas las direcciones como se muestra en la fig.3.3 Esas ondas viajarían en línea recta a una velocidad constante. Pero este no es el caso de la tierra.

• Ocurre que las ondas que llegan a los sismógrafos localizados en los puntos mas alejados de un terremoto viajan a velocidades medias mayores que las que se registran en localizaciones mas próximas al acontecimiento

Figura 3.3 Las ondas sísmicas viajarían con trayectorias en línea recta a través de un planeta hipotético con propiedades uniformes y a velocidades constantes. Compárese con la Figura 3.4.

Ondas sísmicas y estructura de la tierra

• Este incremento general de la velocidad con la profundidad es una consecuencia del aumento de presión, que potencia las propiedades elásticas de la roca profundamente enterrada

• Como consecuencia, los caminos seguidos por las ondas sísmicas a traves de la tierra se refractan de la manera que se muestran en la fig. 3.4

Figura 3.4 Trayectorias de las ondas a través de un planeta donde la velocidad aumenta con la profundidad.

Ondas sísmicas y estructura de la tierra

• En sismógrafos mas sensibles, resulto evidente, que además de cambios graduales en las velocidades de las ondas sísmicas, también se producen cambios de velocidad bastante abruptos a profundidades concretas

• Los sismologos llegaron a la conclusión de que la tierra debia estar compuesta por distintas capas con propiedades mecánicas o composicionales fig. 3.5.

Figura 3.5 Unas pocas de las muchas trayectorias posibles que los rayos sísmicos siguen a través de la Tierra.

Capas composicionales• La separación en capas de composición distinta

se produjo probablemente por la estratificación por densidades que tuvo lugar durante el periodo de fusión parcial de las primeras etapas de la historia de la tierra

• Durante este periodo los elementos mas pesados (Fe, Ni), se fueron hundiendo a medida que los componentes rocosos mas ligeros flotaban hacia arriba

• Debido a esta diferenciacion quimica, el interior de la tierra no es homogenea

Figura 3.6 Comparación de las capas mecánicas y composicionales de la Tierra.

Capas composicionales• Las principales capas que componen la tierra son:

1. La corteza capa externa, cuyo grosor oscila entre 3 y 10 Km. en la parte oceánica y 70Km. en las cordilleras

2. El manto una capa de roca sólida (rica en sílice), que se extiende hasta una profundidad de unos 2 900 Km.

3. El núcleo, rica en hierro con un radio de 3 486 Km.

4. El núcleo Externo, es una capa metálica liquida de 2 270 Km. de espesor, rodea al núcleo interno una esfera sólida que tiene un radio de 1 216 Km.

Figura 3.7 Corte transversal de la Tierra que muestra su estructura interna

Discontinuidad de mohorovicic

• Mohorovicic descubrió el limite que separa los materiales de la corteza y del manto subyacente. Descubrió que las estaciones sismograficas alejadas mas de 200 Km. de un terremoto obtenían velocidades apreciablemente mayores para las ondas P, que las estaciones localizadas mas cerca del sismo

• La velocidad media de las ondas P, era de 6 Km/seg. En estaciones mas distantes la velocidad era de 8 Km/seg.

Discontinuidad de mohorovicic

• En la fig. 3.8 ,se ilustra como Mohorovicic llego a la conclusión, que la primera onda que alcanzo el sismógrafo localizado a 100Km del epicentro siguió la ruta mas corta a traves de la corteza. El sismógrafo localizado a 300 Km del epicentro, la primera onda P que llego viajo a traves del manto, una zona de mayor velocidad, esta onda alcanzo el registro antes de que lo hiciera la onda que siguio la ruta mas directa.

Figura 3.8 Trayectorias idealizadas de las ondas sísmicas que viajan desde el foco de un terremoto a tres estaciones sismográficas. En A y B, puede verse que las dos estaciones de registro más próximas reciben primero las ondas más lentas, porque las ondas viajaron a una distancia más corta. Sin embargo, como se muestra en C, después de 200 kilómetros, las primeras ondas recibidas atravesaron el manto que es una zona de mayor velocidad.

Limite Núcleo - Manto• En 1 914, el sismo logo alemán Beno Gutenberg

estableció la localización de otro importante limite• Se base en la observación de que las ondas P

disminuyen y finalmente desaparecen por completo a unos 105 grados desde un sismo, luego alrededor de 140 grados mas lejos reaparece, pero unos dos minutos después de lo que cabria espesar en función de la distancia recorrida. Este cinturón donde las ondas sísmicas directas están ausentes tiene una anchura de unos 35 grados y se le ha denominado Zona de sombra de las ondas P fig. 3.9

• La zona de sombra podría explicarse si la tierra contuviera un núcleo compuesto de un material diferente al del manto suprayacente

Figura 3.9 El brusco cambio de propiedades físicas que se produce en el límite manto - núcleo hace que las trayectorias de las ondas se desvíen notablemente, lo que se traduce en una zona de sombra para las ondas P entre unos 105 y unos 140 grados.

Limite núcleo - Manto• El núcleo que Gutenberg calculo localizado a unos

2 900 Km se produce la refracción de las ondas, que entran en el núcleo fig.3.9

• Mas adelante se determino que las ondas S no atraviezan el núcleo. Este hecho indujo a concluir que una parte de esta región es liquida

• Esta observación de que las velocidades de las ondas P disminuyen de manera súbita en un 40% cuando entran en el núcleo. Dado que la fusión reduce la elasticidad de las rocas, esta evidencia apunta a la existencia de una capa liquida por debajo del manto rocoso

Figura 3.10 Vista del interior de la Tierra que muestra las trayectorias de las ondas P y S. Cualquier punto situado a más de 105 grados del epicentro del terremoto no recibirá ondas S directas, ya que el núcleo externo no las transmitirá. Aunque tampoco hay ondas P después de los 105 grados, esas ondas son registradas más allá de los 140 grados

Descubrimiento del nucleo interno• En 1 936, Inge Lehman, sismologa danesa,

predijo la ultima subdivisión importante del interior de la tierra

• Descubrió una región de reflexión y refracción dentro del núcleo

• Al conocerse la localización y el momento exactos de las explosiones, los ecos de las ondas sísmicas rebotaron del núcleo interno

• A partir de estos datos, se descubrió que el núcleo interno tiene un radio de unos 1 216 Km.

• Las ondas P que atraviesan el núcleo interno tiene velocidades medias mas rápidas que las que solo penetran en el núcleo externo

• El aparente aumento de elasticidad del núcleo interno es una prueba de que esta región es sólida

Figura 3.11Se utilizaron los tiempos de desplazamiento de las ondas sísmicas generadas en pruebas nucleares para medir con exactitud la profundidad del núcleo interno. Una serie de sismógrafos localizados en Montana detectó los “ecos” que rebotaron desde el límite del núcleo interno.

Corteza• Las rocas de la corteza en los continentes tienen un grosor

aproximado de 30 Km.• En las cordilleras es de unos 70 Km.• La corteza oceánica entre 3 y 15 Km.• Las rocas de las cuencas oceánicas profundas son diferentes,

desde el punto de vista de su composición• Las rocas continentales tienen una densidad media de 2.8

g/cm. Algunas superan los 3 800 millones de años de antigüedad

• A partir de los estudios sísmicos, se calcula que la composición de las rocas continentales es comparables a la de las rocas ígneas de tipo granodiorita

• La corteza continental es rica en sodio, potasio y silicio. Aunque con numerosas intrusiones graníticas y rocas metamórficas, también rocas basálticas y andesititas

Corteza• Las rocas de la corteza oceánica son mas

jóvenes (180 millones de años o menos) y mas densas (unos 3,0)

• Las cuencas oceánicas yacen debajo de 4 Km de agua de mar, asi como de centenares de metros de sedimentos

• Con el desarrollo de barcos oceanográficos, se hizo posible recuperar muestras de sondeos del suelo oceánico

• Como se había previsto, las muestras obtenidas estaban compuestas fundamentalmente por basalto

manto• Aproximadamente el 82% del volumen terrestre esta

contenido dentro del manto, de casi 2 900 Km de espesor por rocas silicatadas

• La composición del manto procede, del material traído a la superficie por la actividad volcánica

• Se piensa que las rocas que constituyen las chimeneas de kimberlita están compuestos por peridotita que contiene hierro y silicatos ricos en magnesio, fundamentalmente olivino y piroxeno, junto con cantidades menores de granate

• Las ondas S viajan a traves del manto y se comporta como un solidó elástico. Por tanto el manto se describe como una capa rocosa sólida y tiene la composición de la peridotita

Manto• Se divide en mesosfera o manto inferior, hasta una

profundidad de 660 km. y manto superior hasta base de la corteza.

• A una profundidad de 400 km. se produce un aumento de la velocidad sísmica, q se debe a un cambio de fase por T o P.

• Los estudios del laboratorio, demuestran q el mineral olivino (Mg,Fe)2SiO4, constituyente principal de la peridotita. Este cambio a una forma cristalina mas densa explica los aumentos de la velocidad sísmica.

• A 660 Km. se ha detectado otra variación de velocidad sísmica, se cree q es el mineral espinela que se transforma al mineral perovskita.

Figura 3.12 Variaciones en la velocidad de las ondas P y las ondas S con la profundidad. Los cambios bruscos en la velocidad media de las ondas delinean las características principales del interior de la Tierra.

Manto• Si existen zonas de roca parcialmente

fundidas, son muy importantes porq. son capaces de transportar calor desde el núcleo – manto inferior.

• Un ritmo de elevado de flujo de calor haría a su vez que el manto solidó se calentara lo bastante como para adquirir flotabilidad y ascender lentamente hacia la superficie.

• Esta roca súper caliente pueden ser la fuente de la actividad volcánica.

Litosfera y Astenosfera• Es la capa externa de tierra, q incluye el manto

externo y la corteza, forman una caparazón relativamente rígida y fría.

• Consiste en materiales de composición química diferente y se comportan de manera similar frente a la deformación mecánica.

• Tiene un grosor medio de 100 km, la litosfera puede extenderse a 250 km mas, por debajo de porciones mas antiguas (escudos). de los continente.

• Dentro de las cuencas oceánicas la profundidad de la litosfera es de pocos kilómetros, de bajo de los dorsales aumente hasta casi los 100 km

Figura 3.13 Localizaciones respectivas de la astenosfera y la litosfera

Litosfera y Astenosfera• De bajo de la litosfera (a una prof. de 660 km se

encuentra una capa blanda relativamente débil, localizada en el manto superior, conocida como Astenosfera.

• A la profundidad de la astenosfera superior, las rocas están muy cerca de su T de fusión de manera q son fácilmente deformables.

• El aumento de la presión compensa los efectos de mayor T. por consiguiente esos materiales van aumentando gradualmente su rigidez con la profundidad, formando el manto inferior mas rígido.

Núcleo• Es la esfera central densa de la tierra, con

un R=3486 km.• La T supera los 6700 C, a medida que se

obtenían datos sísmicos, se descubría que el núcleo consiste en una capa externa liquida de unos 2270 km de grosor y un esfera interna sólida con un radio de 1216 km

Densidad y Composición

• La característica mas interesante del núcleo es su gran densidad, q es de aprox. 11 g/cm3.

• Su composición oscila entre meteoritos de tipo metálico, fundamentalmente compuestos por Fe, cantidades menores de Ni y meteoritos rocosos.

Origen• La existencia del núcleo central metálico esta bien

establecida.• Su origen sugiere q el núcleo se formo al principio de la

historia de la tierra, era un cuerpo relativamente homogéneo.

• La tierra entera se calentó por la energía liberada, por la colisiones de partículas que caían sobre la tierra; en este periodo de crecimiento la T interna de la tierra, era lo bastante elevada como para fundir y movilizar el material acumulado.

• Los materiales pesados ricos en Fe, se reunieron y hundieron hacia el centro y los ligeros flotaron hacia arriba.

• En su etapa de formación, todo el núcleo era probablemente liquido, cuando la tierra empezó a enfriarse el Fe del núcleo empezó a cristalizar y empezó a formarse el núcleo interno

Maquina térmica del interior de la tierra

• La temperatura aumenta gradualmente con la profundidad a un ritmo conocido como gradiente geotérmico, el cual varia de un lugar a otro.

• En la corteza las Ts aumentan a 20 – 30 C/km, sin embargo la velocidad de aumento es menor en el manto y en el núcleo.

• A una profundidad de 100 km la T supera los 1200 C.

• En el limite núcleo manto se calcula que es unos 4500 C y puede superar los 6700 C en el centro de la tierra

Contribución al calor interno de la tierra• El calor emitido por la desintegración radiactiva de

los isótopos de U, Th y K.• El calor liberado, cuando el Fe cristalizo el núcleo

interno solidó.• El calor liberado por la colisión de partículas

durante la formación de nuestro planeta.• El primero de los procesos sigue activo, su

velocidad de generación de calor es mucho menor q en el pasado geológico.

• En la actualidad nuestro planeta irradia hacia el espacio mas cantidad de su calor interno de la que es generada por esos mecanismos.

• Por consiguiente la tierra se esta enfriando con lentitud.

Figura 3.14 Gradiente geotérmico calculado para la Tierra. Las temperaturas del manto y el núcleo se basan en diversas suposiciones y pueden variar 500 0C.