origen y estructura de la tierra cuf

ORIGEN Y ESTRUCTURA DE LA TIERRA

■ El origen de la Tierra ■ Métodos de estudio del interior

terrestre ■ Estructura interna de la Tierra

■ Cualquier teoría sobre el origen del sistema solar debe explicar los siguientes hechos: ■ Las órbitas de todos los planetas se sitúan en el mismo plano

(eclíptica), alrededor del Sol. ■ Los planetas interiores son más pequeños y densos y los

exteriores más grandes y ligeros. ■ Los cuerpos rocosos tiene cráteres de impacto.

1: Origen de la Tierra

Una nebulosa giratoria constituida por enormes cantidades de polvo y gas,

comenzó a concentrarse.

La atracción gravitatoria hizo que se formase una gran masa central o protosol, en torno al cual giraba un disco de partículas de polvo y gas.

Las nebulosa se fue condensando al enfriarse y se aplanó debido a las fuerzas de gravedad formando un disco plano de rotación rápida.

Debido a la rotación y a la fuerza centrífuga se formaron los planetas.

Teoría de condensación de nebulosa


1: Origen de la TierraTeoría Nebular o planetesimal

■ En el interior del disco nebular que rodeaba al protosol, la acreción de planetesimales permitió la formación del protoplaneta terrestre.

■ La temperatura era muy alta debido al choque de los planetesimales y la desintegración de los elementos radiactivos.

■ La Tierra era una masa incandescente capaz de fundir el hierro y el níquel.

■ Esto propició que los elementos más densos (Fe, Ni) se fueran hacia el centro de la Tierra formando el núcleo y los más ligeros Si, C, Al se situaran en superficie.

■ Cuando la temperatura bajó se formó la corteza.

■ Y entre la corteza y el núcleo se formó el manto.


Diferenciación en capas

•Grandes cantidades de gases se escaparon hacia el exterior, por erupciones volcánicas y otros procesos formando la atmósfera primitiva. •Los millones de meteoritos que cayeron en la Tierra trajeron el agua al planeta. Tras el enfriamiento del planeta, la condensación del vapor de agua formó la hidrosfera.

• Después los seres vivos cambiaron sensiblemente el planeta (sobre todo la atmósfera, con su oxígeno y la capa de ozono)


¿CÓMO CONOCER EL INTERIOR TERRESTRE?

Métodos directos

Métodos indirectos

• Los sondeos (hasta 12 km.) • Minas (Hasta 3,5 km.) •La observación de materiales volcánicos, •Afloramiento de rocas profundas

• la densidad terrestre • magnetismo terrestre • el método gravimétrico • método geotérmico •estudio de los meteoritos •estudio de las ondas sísmicas

OBSERVACIONES DIRECTAS PERO MUY LIMITADAS

CONCLUSIONES POR DEDUCCIÓN

Sondeos- Barrenas que perforan el terreno y en cuyo interior quedan muestras. Nos dan información de la composición de las rocas.(silicatos) Minas- Nos informa de la existencia de un gradiente geotérmico. Aumento 30º/km. Volcanes- Nos aportan información de los materiales donde se genera el magma. (Basaltos y granitos). Afloramientos de rocas- La erosión deja expuestas rocas profundas. Nos dan información acerca de la composición de manto y corteza

Métodos directos

2: Métodos de estudio del interior terrestre

2. Magnetismo terrestre


5. Estudio de meteoritos


• Son fragmentos rocosos que orbitan en el sistema solar, como restos de los primitivos planetesimales. Proceden en su mayoría del cinturón de asteroides. • Por eso su estructura y composición nos dan datos del interior terrestre.

Tipos de meteoritos: •Condritas (86%),formados por materiales primitivos del sistema solar, tienen miles de millones de años. Cóndrulos. •Acondritas (9%), similar a basaltos) •Sideritos (4%), Metálicos. (Fe y Ni) •Siderolitos (1%), 50% de Fe y Ni y 50% silicatos

7. MÉTODO SÍSMICO


• Este método consiste en el estudio de la propagación de las ondas sísmicas a través del planeta. Es el método que más información ha dado sobre su estructura y composición. • La sismología estudia los terremotos y la transmisión de sus vibraciones u ondas sísmicas. • Éstas se transmiten a partir del foco o hipocentro • El epicentro es el punto superficial situado en la vertical del foco.

• Los terremotos se registran con sismógrafos y así obtenemos sismogramas

2: Métodos de estudio del interior terrestre• Las ondas sísmicas son de tres tipos: • Primarias o P. De compresión, son las más rápidas (unos 10 km/s), y se propagan tanto por sólidos como por líquidos. Longitudinales • Secundarias o S. Van más lentas (unos 5 km/s), y se propagan solo por sólidos. Transversales • Superficiales.. Se generan al llegar a la superficie las ondas P y S. Son las más lentas pero las más peligrosas. Ondas R(Rayleigh) y ondas L(Love),

+ Su velocidad depende de la naturaleza de los materiales que atraviesan + Cada cambio en la velocidad provoca un cambio en la dirección de la onda (refracción)

Frentes de

ondaFoco

Falla


El modo de propagación de ondas P y S nos informa si el medio es homogéneo o no, en el primer caso las ondas no cambian ni velocidad ni trayectoria. Un cambio brusco en velocidad y dirección indica el paso de un material a otro. Decimos entonces que a esa profundidad hay una discontinuidad y por tanto el planeta no es homogéneo.

INFORMACIÓN APORTADA POR LOS TERREMOTOS

Método sísmico

Separa la corteza del núcleo. Aumento brusco de velocidad en las ondas P y S

Las ondas P sufren un notable descenso de velocidad y desvían su trayectoria, las S dejan de propagarse. Se genera una zona de sombra.

Además se distinguen dentro de las capas otras discontinuidades:

DISCONTINUIDAD DE REPETTI A unos 670 Km, aumento de velocidad, marca el límite entre manto superior y manto inferior

A unos 5150 km, aumenta la velocidad de las ondas P. Separa núcleo externo y núcleo interno

Si el criterio utilizado para distinguir las capas concéntricas que forman el planeta, es la composición química entonces hablamos de unidades geoquímicas: Corteza, manto y núcleo.

MANTO

NÚCLEO

CORTEZA CONTINENTAL

CORTEZA OCEÁNICA

CORTEZA

UNIDADES

GEOQUÍMICAS

ESTRUCTURA DE LA TIERRA

ESTRUCTURA DE LA TIERRA

Más gruesa, hasta 70km.

Muy heterogénea.

Conjunto caótico de rocas plutónicas, volcánicas y sedimentarias Rocas poco densas (2,7 g/cm3). Edad de las rocas entre 0 y 4000 M. a.

Hasta 15 km. Más delgada. Rocas de densidad media (3 g/cm3).

Formada por tres tipos de materiales:

*Sedimentos

*Basaltos

*Gabros

Edad de las rocas entre 0 y 180 M. a.

Desde la base de la corteza hasta 2900 km.

Representa el 83% del volumen total de la Tierra.

Sólido y homogéneo. Formado por peridotitas, rocas con silicatos de Fe y Mg.

Densidad del manto superior 3,3 g/cm3.

Densidad del manto inferior 5,5 g/cm3.

Desde los 2900 km al centro del planeta.

Representa el 16% del volumen total del planeta.

Densidad alta (10 a 13 g/cm3).

Compuesto principalmente por hierro y níquel.

MANTO NÚCLEO

CORTEZA CONTINENTAL

CORTEZA OCEÁNICA

CORTEZA

UNIDADES GEOQUÍMICAS

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