cualquier forma de reproducción, distribución...

Click here to load reader

Post on 19-Sep-2018

214 views

Category:

Documents

0 download

Embed Size (px)

TRANSCRIPT

  • Cualquier forma de reproduccin, distribucin, comunicacin pblica otransformacin de esta obra solo puede ser realizada con la autorizacin de sustitulares, salvo excepcin prevista por la ley. Dirjase a Cedro (Centro Espaolde Derechos Reprogrficos, www.cedro.org.), si necesita fotocopiar o escanearalgn fragmento de esta obra.

    Maqueta:IparFotografas:Grupo QuercusIlustraciones:Javier Tejedor Rosa de la Iglesia, Maite Mgica, Ascen Prez Fabo, Mentxu Snchez, Javier Tejedor, Resu Cantera EREIN. Donostia 2010ISBN: 978-84-9746-529-8D.L.: SS-309/2011EREIN Argitaletxea. Tolosa Etorbidea 10720018 DonostiaT 943 218 300 F 943 218 311e-mail: [email protected]: GertuZubillaga industrialdea 9, 20560 OatiT 943 78 33 09 F 943 78 31 33e-mail: [email protected]

  • Rosa de la IglesiaMaite Mgica

    Ascen Prez FaboMentxu Snchez

    Javier TejedorResu Cantera

    Geologa1 BACHILLERATO

    erein

  • ndice

    Unidad 1: Estructura de la Tierra .................................................................................................................. 7

    1. Introduccin .......................................................................................................................................................... 82. Mtodos de estudio de la Tierra .................................................................................................................... 9

    2.1. Mtodos directos e indirectos .............................................................................................................. 92.2. Mtodos directos .................................................................................................................................... 102.3. Mtodos indirectos ................................................................................................................................ 11

    3. Capas de la geosfera basadas en las discontinuidades ...................................................................... 193.1. Corteza .................................................................................................................................................... 193.2. Manto ........................................................................................................................................................ 213.3. Ncleo ...................................................................................................................................................... 22

    4. Estructura dinmica de la geosfera .............................................................................................................. 245. Isostasia .................................................................................................................................................................. 27

    Unidad 2: Tectnica de placas ........................................................................................................................ 29

    1. Introduccin .......................................................................................................................................................... 302. Las actuales placas litosfricas .................................................................................................................... 303. Dorsales ocenicas ............................................................................................................................................ 354. Zonas de subduccin ........................................................................................................................................ 39

    4.1. Caractersticas ........................................................................................................................................ 394.2. Zona de subduccin entre los bordes ocenicos de dos placas .................................................. 414.3. Zona de subduccin entre el borde ocenico de una placa y el continental de otra .................. 41

    5. Zona de colisin de continentes .................................................................................................................... 426. Fallas de transformacin .................................................................................................................................. 447. Zonas de lmite de placas ................................................................................................................................ 458. Los antiguos continentes ................................................................................................................................ 459. Evolucin de la microplaca Ibrica .............................................................................................................. 4810. Origen del movimiento de las placas litosfricas ................................................................................ 50

    Unidad 3: Procesos geolgicos externos: Rocas sedimentarias ...................................... 55

    1. Introduccin .......................................................................................................................................................... 562. Los procesos y los agentes externos .......................................................................................................... 573. Meteorizacin y formacin del suelo .......................................................................................................... 594. Transporte .............................................................................................................................................................. 625. Sedimentacin y sedimentos ........................................................................................................................ 646. Transformacin de los sedimentos en rocas sedimentarias .............................................................. 67

    6.1. Litificacin ................................................................................................................................................ 676.2. Fosilizacin .............................................................................................................................................. 68

    7. Estructuras sedimentarias ................................................................................................................................ 737.1. Estratificacin .......................................................................................................................................... 737.2. Estructuras sedimentarias en la superficie de los estratos .............................................................. 747.3. Estructuras sedimentarias en el interior de los estratos .................................................................. 75

    8. Minerales y rocas sedimentarias .................................................................................................................. 788.1. Rocas sedimentarias detrticas ............................................................................................................ 788.2. Rocas sedimentarias no detrticas ...................................................................................................... 798.3. Rocas sedimentarias intermedias ........................................................................................................ 808.4. Minerales de las rocas sedimentarias ................................................................................................ 80

    9. Cmo reconstruir la historia geolgica de una zona .............................................................................. 86

  • Unidad 4: Magmatismo y rocas magmticas ...................................................................................... 91

    1. Qu es un magma? .......................................................................................................................................... 922. Origen de los magmas ...................................................................................................................................... 943. Solidificacin de un magma ............................................................................................................................ 99

    3.1. Materia cristalina y materia amorfa .................................................................................................... 993.2. Minerales gneos: los silicatos .............................................................................................................. 101

    4. Rocas gneas ........................................................................................................................................................ 1055. Estructuras formadas por rocas gneas ...................................................................................................... 1116. Cmo reconstruir la historia geolgica de una zona de la Tierra ...................................................... 113

    Unidad 5: Metamorfismo ...................................................................................................................................... 117

    1. Introduccin .......................................................................................................................................................... 1182. Lmites del metamorfismo .............................................................................................................................. 1193. Factores del metamorfismo ............................................................................................................................ 120

    3.1. Presin .................................................................................................................................................... 1203.2. Temperatura ............................................................................................................................................ 1213.3. Fluidos ...................................................................................................................................................... 122

    4. Tipos de metamorfismo .................................................................................................................................... 1224.1. Metamorfismo de contacto .................................................................................................................. 1224.2. Metamorfismo dinmico ...................................................................................................................... 1234.3. Metamorfismo regional o dinamotrmico .......................................................................................... 1234.4. Metamorfismo de fondo ocenico ...................................................................................................... 124

    5. Texturas de las rocas metamrficas ............................................................................................................ 1256. Rocas metamrficas .......................................................................................................................................... 1267. Minerales de las rocas metamrficas .......................................................................................................... 1288. Procesos geolgicos y formacin de rocas .............................................................................................. 1329. Distribucin de las rocas en la Pennsula Ibrica, Baleares y Canarias ........................................ 13410. Utilidad de las rocas y los minerales ........................................................................................................ 135

    Unidad 6: Estructuras de deformacin .................................................................................................... 141

    1. Introduccin .......................................................................................................................................................... 1422. Deformaciones plsticas: pliegues .............................................................................................................. 145

    2.1. Elementos de un pliegue ...................................................................................................................... 1452.2. Tipos de pliegues .................................................................................................................................. 146

    3. Deformaciones por ruptura: Diaclasas y fallas ........................................................................................ 1493.1. Diaclasas .................................................................................................................................................. 1493.2. Fallas ........................................................................................................................................................ 151

    4. Cmo reconstruir la historia geolgica de una zona de la Tierra ...................................................... 153

  • U.D.1. ESTRUCTURA DE LA TIERRA

    Al terminar esta unidad debes ser capaz de:

    Relacionar la estructura de la Tierra con su origen.

    Explicar el origen de la atmsfera y la hidrosfera.

    Indicar los mtodos de estudio de la Tierra y el fundamento de cada uno.

    Definir terremoto, foco, epicentro y discontinuidad.

    Explicar la estructura de la geosfera basada en las discontinuidades.

    Indicar la variacin de algunos parmetros fsicos de la geosfera (densidad, temperatura, estado fsico, rigidez y presin) con la profundidad.

    Explicar la estructura de la geosfera basada en la dinmica terrestre.

    Indicar las caractersticas de cada una de las capas de la geosfera.

    Enunciar la teora de la tectnica de placas.

    Definir isostasia.

    Explicar movimientos verticales de la litosfera mediante la isostasia.

    Dibujar e interpretar grficas.

    Llevar a cabo una prctica de simulacin e interpretar los resultados.

    Calcular la densidad de las rocas.

  • La estructura y otras caractersticas de la Tierra guardan una estrecha relacin con el origende nuestro planeta y del Sistema Solar del que forma parte.

    Segn la teora ms aceptada actualmente sobre el origen del Sistema Solar, ste se formhace unos 4600 millones de aos a partir de una nube de polvo y gas, una nebulosa. La mayorparte de la masa de esa nebulosa se concentr en su centro y dio lugar a una estrella, el Sol.El resto de la masa, que giraba alrededor del Sol recin formado, al condensarse y aglome-rarse, dio lugar a los planetas, satlites, cometas y asteroides.

    Segn esta teora se puede explicar la formacin de la Tierra de la siguiente manera:

    La masa de polvo y gas que giraba alrededor del Sol fue concentrndose en pequeas par-tculas, los planetesimales. Estos al chocar entre s se fueron agrupando, formando uncuerpo de mayor tamao, un protoplaneta, en un proceso que se conoce como acrecin

    planetaria. Los distintos materiales que componan este protoplaneta esta-ran probablemente distribuidos de manera homognea.

    Durante el proceso de acrecin, y como resultado de los impactos de losplanetesimales, se fue liberando gran cantidad de calor, especialmente enlas etapas finales, lo que se conoce como el Gran Acontecimiento Tr-mico.

    El calor liberado provocara la fusin de algunos componentes del planeta,los de menor punto de fusin. Esta fusin parcial permiti la distribucinde los materiales segn su densidad y dio lugar a un proceso de dife-renciacin en capas, al concentrarse los componentes ms densos en elinterior y los menos densos en el exterior.

    Durante el Gran Acontecimiento Trmico el proceso de diferenciacin encapas condujo tambin a una enorme desgasificacin del planeta, puesde los gases que se haban concentrado en la capa ms externa, los msligeros, especialmente hidrgeno y helio, escaparon al espacio exterior.

    En las etapas primigenias de nuestro planeta exista una intensa actividadvolcnica. En ella se desprendan gran cantidad de gases que quedaronatrapados por la gravedad terrestre y formaron la atmsfera primitiva.

    Cuando la atmsfera estuvo lo bastante fra, el vapor de agua se condens,originando precipitaciones, las ms importantes en la historia de la Tierra,que al acumularse en las zonas ms bajas del relieve, junto con el aguatermal procedente de la actividad volcnica, formaron los primeros oca-nos. Diversos datos, como los que proporcionan las rocas ms antiguasconocidas formadas a partir de sedimentos marinos, han permitido calcu-lar que los primeros ocanos pudieron formarse 10 20 millones de aosdespus del origen del planeta.

    8

    1 Introduccin

    Figura 1.1

  • 9

    Estructura de la tierra

    Objetivo Relacionar la estructura de la Tierra con su origen.

    Material

    Dos vasos de precipitados, uno de 100 cc y otro de 250 cc Corcho Caramelo lquido Mechero o placa elctrica Vaselina filante o parafina blanca blanda Varilla de vidrio y cuchara Clavitos muy pequeos Pinzas de madera Trozo de cermica porosa o ladrillo

    Procedimiento

    1 Pon en el vaso de precipitados de 100 cc 2 cucharadas de caramelo lquido, 3 cucharadas de vaselina, 1 cucharada declavitos y unos trocitos de corcho.

    2 Remueve todo ello muy bien con la varilla de vidrio para que los ingredientes queden distribuidos tan homogneamentecomo sea posible.

    3 Coloca en el vaso de precipitados de 250 cc un trozo de cermica porosa y vierte agua hasta llenar un tercio del vaso.4 Introduce el vaso de precipitados pequeo en el vaso de precipitados mayor.5 Pon todo a calentar de manera que el vaso pequeo se caliente al bao Mara.6 Con precaucin, observa los cambios que se van produciendo mientras se calienta y antalos.7 Cuando cesen los cambios, apaga la fuente de calor y, con ayuda de las pinzas, saca el vaso de precipitados pequeo y

    ponlo a enfriar.8 Observa el resultado y dibjalo.

    Cuestiones

    1) Qu situacin de nuestro planeta ests simulando cuando mezclas bien los ingredientes?2) Y cuando pones a calentar la mezcla al bao Mara?3) Por qu se han distribuido los materiales en ese orden? Estn ordenados por estados fsicos? Con qu capas de la Tierra

    puedes relacionar cada una de las que han resultado?4) Podra haberse producido esa diferenciacin si todos los componentes hubiesen permanecido en estado slido?5) En esta simulacin se ha considerado la formacin de todas las capas de la Tierra? 6) Por qu no hemos utilizado rocas sino otros materiales que las representen?

    Modificado de El proceso de diferenciacin en capas de nuestro planeta. Construccin de un modelo sencillo. E. PEDRINACI. Alambique n1 Julio 1994 Ed. Grao

    Simulacin del proceso de diferenciacin en capas de la Tierra

    2 Mtodos de estudio de la Tierra2.1. Mtodos directos e indirectos

    Para conocer cmo es nuestro planeta se utilizan diversos mtodos de estudio. Ninguno deellos por s solo proporciona una informacin completa; pero integrando todos los datos ob-tenidos, ha sido posible el conocimiento que se tiene actualmente de la Tierra.

    Algunos datos se consiguen por mtodos de estudio que permiten medir directamente ca-ractersticas de las distintas capas terrestres, es decir, por mtodos directos.

  • 2.2. Mtodos directos

    El principal mtodo directo consiste en medir in situ caractersticas de las capas terres-tres o tomar muestras para su posterior estudio en el laboratorio. Ciertos datos de la geos-fera se han obtenido estudiando las rocas, tanto superficiales como extradas en sondeos.Aunque dichas rocas estn en la superficie o cerca de ella, algunas se han formado en zonasms profundas, pero debido a las deformaciones y a la erosin se encuentran ahora enzonas ms superficiales; por ello, estas rocas proporcionan informacin de las caracters-ticas de la zona profunda en las que se formaron. Ahora bien, hay que tener en cuenta quelos datos que se tienen de determinados puntos de la superficie terrestre no tienen por quser generalizables a toda ella.

    10

    Estructura de la tierra

    Figura 1.2. Capas de la Tierra.

    Sin embargo, la mayora de los mtodos utilizados para conocer las caractersticas de la Tie-rra son indirectos. En estos mtodos se utilizan instrumentos que, desde el exterior, tomandatos de distintas propiedades de las rocas profundas. Al interpretar dichos datos, basndoseen estudios de laboratorio, se deducen las caractersticas de la zona estudiada, como porejemplo, su composicin, densidad, temperatura o estructura.

    Segn todos los datos, los materiales que forman la Tierra no estn distribuidos por igual entoda ella, es decir, nuestro planeta no es homogneo, sino que posee una estructura hetero-gnea; y esa heterogeneidad no slo la presenta en su superficie, sino tambin en su interior.Esto es, la Tierra presenta capas de diferente estado fsico y composicin: la atmsfera, la hi-drosfera y la geosfera (corteza, manto y ncleo).

    Corteza

    Atmsfera

    Manto

    Ncleo

    Hidrosfera

  • La profundidad mxima alcanzada en los sondeos es de unos 13 Km., lo que comparado conlos 6.370 Km. del radio de la geosfera, es como si un mdico slo conociera la piel de su pa-ciente.

    Otro mtodo directo para obtener informacin de la composicin de la geosfera es el estu-dio de los meteoritos, que son restos de los materiales que formaron los planetas. Porejemplo, la existencia de un tipo de meteorito, los sideritos, compuestos principalmente dehierro y nquel, hace suponer que esa composicin la tendr tambin alguna zona de la Tie-rra.

    2.3. Mtodos indirectos

    Cada mtodo indirecto se centra en el estudio de una propiedad de las rocas, como la densi-dad, el magnetismo, la conductividad elctrica, la rigidez, etc.

    2.3.1. Mtodo gravimtrico

    El mtodo gravimtrico consiste en medir el valor de la gravedad en diferentes zonas de laTierra y compararlo con el valor terico que le correspondera en cada una de ellas. Esto per-mite deducir la densidad de las rocas situadas bajo la superficie de dichas zonas. Si los valo-res de gravedad medidos son superiores al valor terico, se deduce que las rocas de esa zonason densas, como por ejemplo basaltos. Si estos valores son menores, indican la presenciade rocas poco densas, como yesos u otras rocas salinas.

    2.3.2. Mtodo magntico

    El mtodo magntico consiste en medir la intensidad y la direccin del campo magnticoen distintas zonas de la Tierra y compararlas con los valores tericos del campo magnticoterrestre en esas zonas. Los valores de la intensidad obtenidos son un indicio de la compo-

    11

    Estructura de la tierra

    Figura 1.3. Equipo de sondeo.

    A medida que progresa la perforacin en una zona, se van aadiendo tubos quepermiten alcanzar mayores profundidades. Al extraer los tubos, su interiorhueco est ocupado por las rocas perforadas. Las muestras de roca obtenidaconstituyen los testigos del sondeo.

  • Roca 1

    Roca 2Roca 3

    Figura 1.6. Direccin magntica medida en dos rocas baslticas situadas enlatitudes diferentes.

    12

    Estructura de la tierra

    Figura 1.4. Relacin entre la direccin magntica y la latitud. Podemos ima-ginar el campo magntico terrestre como el que generara un imn situadoen el centro de la Tierra y alineado segn su eje de rotacin. Si colocsemos,en diferentes latitudes de la Tierra, una aguja magntica suspendida de ma-nera que pudiera moverse en cualquier direccin, se dispondra desde unaposicin vertical en los polos, hasta horizontal en el ecuador. Por consi-guiente, la direccin del campo magntico en una zona depende de la latitudde dicha zona.

    Figura 1.5. Los minerales de hierro, que se forman mien-tras se enfra una lava basltica, se orientan segn la di-reccin del campo magntico terrestre. Esta orientacinqueda registrada en la roca volcnica resultante.

    Direccin del campomagntico terrestre

    Lava

    Roca

    sicin de las rocas. As, cuando estos valores son muy diferentes de los valores tericos, sepuede deducir que las rocas tienen un alto contenido en hierro, ya que los minerales frri-cos suelen estar magnetizados. Por otra parte, los minerales frricos de una roca en procesode formacin se orientan segn la direccin del campo magntico terrestre que correspondea la latitud de esa zona. Esta orientacin queda registrada una vez consolidada la roca. Porello, si la orientacin magntica de una roca no coincide con la del campo magntico te-rrestre del lugar donde se encuentra, se deduce que esa roca no se ha formado ah sino enotra latitud.

  • 13

    Estructura de la tierra

    1. Qu deduces de los datos que aporta la figura 1.6. respecto a la latitud enque se formaron esas rocas? Dibuja en la Roca 3 la orientacin de sus mi-nerales magnticos, suponiendo que se ha formado en la latitud en la que seencuentra.

    2. Estudiando una zona de la Tierra con mtodos indirectos se dedujo que ladensidad de las rocas era de 2,8 gr/cm3. Segn las densidades conocidas porestudios en laboratorio, este valor lo presentan rocas tan distintas como con-glomerados, pizarras y basaltos. Dada esta coincidencia, se estudiaron otraspropiedades de las rocas que revelaron que stas tenan un magnetismo ele-vado. Esto descart a pizarras y conglomerados y confirm que las rocas deesa zona eran basaltos.

    a) Qu mtodos de estudio se emplearon?

    b) Explica por qu es necesario aplicar ms de un mtodo de estudio parallegar a conclusiones fiables.

    Objetivo

    Comprobar la existencia y la disposicin de las lneas de fuerza en un campo magntico.

    Material

    Dos imanes y dos folios blancos. Limaduras de hierro contenidas en un salero.

    Procedimiento

    1 Coloca un imn sobre una mesa en posicin longitudinal respecto a ella; y el otro imn en una mesa diferente en posi-cin transversal a ella.

    2 Cubre cada imn con un folio, procurando que quede horizontal.

    3 Vierte las limaduras de hierro sobre cada folio, desde unos 20 cm. de distancia, como si se estuviera echando sal.

    4 Observa los resultados y dibjalos.

    Cuestiones

    Cmo se disponen las limaduras de hierro respecto al imn en cada uno de los casos?

    1) Interpreta los resultados de la experiencia.

    2) Imagina que el campo magntico que ha generado el imn fuese el terrestre. Aade sobre el dibujo que has realizado, elcontorno de la Tierra con su eje norte-sur.

    Simulacin del campo magntico terrestre

  • 2.3.4. Mtodo ssmico

    De todos los mtodos indirectos para estudiar la geosfera, el que ms datos ha proporcionadoes el mtodo ssmico. Este mtodo se basa en el estudio del comportamiento de las ondasssmicas al propagarse por el interior de la Tierra. Las ondas ssmicas se originan en los te-rremotos o pueden ser provocadas artificialmente, por ejemplo, mediante explosiones.

    Un terremoto es una liberacin repentina de gran cantidad de energa, que se produce cuandolas rocas se fracturan. El foco del terremoto es el lugar por donde la roca empieza a fractu-rarse y se libera la energa. La energa liberada en el terremoto se transmite en forma de vi-braciones u ondas ssmicas P y S. El epicentro es el lugar de la superficie terrestre situadosobre el foco y donde primero llegan las ondas ssmicas. A partir del epicentro se propagantambin ondas superficiales (L y R) que son las responsables de los efectos catastrficos delos terremotos. Sin embargo, son las ondas P y S las que nos proporcionan una valiosa infor-macin al propagarse por el interior de la Tierra. Las ondas P se propagan a travs de mate-riales tanto slidos como fluidos. Las ondas S slo se propagan a travs de materiales slidos.

    14

    Estructura de la tierra

    2.3.3. Teledeteccin

    La teledeteccin es un mtodo que proporciona datos de la Tierra por medio de sensores re-motos, es decir, que no estn en contacto con la superficie terrestre. Los sensores puedenestar tanto en aviones como en satlites. Todos los datos as obtenidos se recogen en cen-tros especializados donde son procesados informticamente.

    Por ejemplo, de la misma manera que el Meteosat toma datos de la atmsfera con los que sepredice el tiempo, hay tambin satlites que registran otros datos de la Tierra cuya interpre-tacin permite determinar los valores de la gravedad en distintas zonas, la estructura de lasrocas, como fallas o cavidades, su composicin, la localizacin de magmas, el desplazamientode las placas litosfricas, etc.

    Figura 1.7. Satlite ENVISAT (Environmental Satellite). Fue construdo por la Agencia Espacial Europeay lanzado en el 2002 por un cohete Ariane 5 a una altura de 790 Km. Dispone de instrumentos paraobtener informacin de la superficie terrestre, los ocanos y la atmsfera.

  • 15

    Estructura de la tierra

    Figura 1.9. En aquellos lugares de la litosfera donde sta se halla sometida a fuerzas (a), las rocas que la componen van acumulando energadeformndose (b). Si las rocas llegan a romperse, se libera bruscamente gran parte de la energa acumulada (c, d), es decir, se produce un terremotoy un desplazamiento de las rocas a ambos lados de la fractura (e).

    Figura 1.8. Ondas ssmicas. Las ondas internas, P y S, se propagan a partir del foco del terremoto. Lasondas superficiales, R y L, se propagan a partir del epicentro.

    3. Localiza en la figura 1.9. el foco y el epicentro del terremoto.

    a b

    c de

    Epicentro

    Ondas R

    Ondas L

    Ondas POndas S

    Frentes de ondassuperficiales

    Frentes de ondasinternas

    Foco

  • La velocidad y la direccin con que se propagan las ondas ssmicas estn relacionadas conla naturaleza de los materiales que atraviesan, es decir, el estado fsico, la densidad y, si sonslidos, la rigidez. As, cuando las ondas atraviesan un medio homogneo, su velocidad per-manece constante y su direccin no vara; pero si es heterogneo, tanto una como otra cam-bian. Adems, el cambio en la velocidad y direccin de las ondas ssmicas puede ser gradualo brusco; en este ltimo caso nos indica que han pasado de una capa a otra de distinta na-turaleza. La localizacin de dichos cambios bruscos permite establecer el lmite entre doscapas, es decir, una discontinuidad.

    16

    Estructura de la tierra

    Figura 1.10. Sismgrafo porttil. Los sismgrafosinstalados en numerosos puntos de la superficieterrestre registran, de forma grfica, la llegada de lasondas ssmicas. Dicho registro grfico se denominasismograma. Las primeras ondas en llegar son las P,de ah que se las denomine ondas primarias. Lasondas S u ondas secundarias deben su nombre a quellegan en segundo lugar, ya que su velocidad depropagacin es ms lenta que la de las ondas P. En lasestaciones sismolgicas se utilizan tres sismgrafos:dos registran los componentes horizontales de lasondas y el otro el componente vertical.

    Figura 1.11 Figura 1.12. Las ondas ssmicas modifican su velocidady direccin al cambiar la naturaleza de los materialesque atraviesan, de forma semejante a como cambia lavelocidad y direccin de las ondas luminosas cuandopasan del aire al agua.

    4. Se ha producido un terremoto y poco despus, la estacin sismolgica 1 re-gistra la llegada de ondas P y, a continuacin, de ondas S. Sin embargo, a laestacin sismolgica 2 slo han llegado ondas P.

    a) Llegarn al mismo tiempo las ondas P a las estaciones 1 y 2?

    b) Qu se puede deducir del hecho de que a la estacin 1 le lleguen tantoondas P como S? Y de que a la estacin 2 slo lleguen las ondas P?

    Epicentro

    Estacinsismolgica 1

    Estacinsismolgica 2

    Aire

    Agua

    Discontinuidad

  • 17

    Estructura de la tierra

    Figura 1.13. Siempre que se produce un terremoto existe una franja de la Tierra, situada a unos 105 del foco y de una anchura aproximada de 37,a la que no llegan ondas ssmicas de forma directa, es la denominada zona de sombra ssmica.

    Figura 1.14. Representacin de la propagacin de las ondas ssmicas por el interior de la Tierra a partir del foco en dos terremotos. Estos esquemasse han elaborado con los datos obtenidos en numerosas estaciones sismolgicas distribuidas por la superficie terrestre.

    5. Con los datos representados en la figura 1.14. explica cmo se ha deducidoque la geosfera es heterognea, tiene capas y es slida y fluida.

    Terremoto 1

    Epicentro

    Terremoto 2

    Epicentro

    Zonade

    sombra

    Zona de so

    mbra105

    142

    0

    37

    105

    142

    0

    37

    Foco

    Frente de onda

    Direccin de propagacinde las ondas ssmicas

    Foco

    Frente de onda

    Direccin de propagacinde las ondas ssmicas

    Zonadonde

    lleganlasondasPyS

    Zo

    nadon

    de llegan l

    as ondas P y S

    Zo

    nadon

    de llegan

    lasond

    as P

    Zonad

    onde

    llega

    n

    lason

    dasP

    Las ondas ssmicas se transmiten a mayor velocidad por los slidos que por los fluidos. Porotra parte, cuando se transmiten por slidos, la velocidad es directamente proporcional a larigidez de los mismos.

  • Sea cual fuere el mtodo de estudio utilizado, los adelantos en el tratamiento informtico dedatos permiten llegar a nuevas conclusiones e incluso realizar simulaciones que posibilitantanto predecir hechos futuros como interpretar procesos del pasado.

    18

    Estructura de la tierra

    Figura 1.15. Grfica de velocidad de propagacin de las ondas S y P por el interior de la Tierra. Estagrfica se ha elaborado a partir de los datos obtenidos de la interpretacin de numerosos sismogramas.

    6. Interpretando la grfica de la figura 1.15, deduce:

    a) A qu profundidades se localizan las dos principales discontinuidadesque delimitan la corteza, el manto y el ncleo? Por tanto, entre qu pro-fundidades se extiende cada una de las capas?

    b) Qu datos de la grfica permiten deducir que en el manto se distinguendos subcapas: manto superior y manto inferior? Y qu datos permiten di-ferenciar en el ncleo: ncleo externo, ncleo interno y una zona de tran-sicin entre ambos?

    7. Representa, a escala, la estructura interna de la geosfera con sus capas y sub-capas, indicando las profundidades a las que se encuentran las discontinui-dades. Indica, asimismo, las caractersticas que puedas deducir de cada unade las capas.

    0 1000 2000 3000 4000 5000 6000Profundidad en km

    12

    8

    4

    P

    S

    Velo

    cida

    d de

    pro

    paga

    cin

    en

    km/s

  • Los datos de la velocidad de propagacin de las ondas ssmicas en nuestro planeta permitenlocalizar en la geosfera dos grandes discontinuidades que delimitan tres capas: corteza,manto y ncleo. Tambin se localizan otras discontinuidades de menor rango, gracias a lascuales se ha considerado la existencia de subcapas en estas capas. Asimismo, se deducenalgunas caractersticas, como el estado fsico o la rigidez de los materiales.

    La informacin obtenida mediante el mtodo ssmico se completa con los datos proporcio-nados por los otros mtodos de estudio, referentes a la composicin, estructura, densidad,temperatura, presin o edad de las rocas. El resultado es el conocimiento que se tiene ac-tualmente de la Tierra. La capa de la geosfera de la que ms informacin se tiene es la cor-teza, ya que es la capa ms accesible.

    3.1. Corteza

    3.1.1. Caractersticas

    Es la capa slida ms superficial de la Tierra y representa solamente el 1,6% del volu-men total de la geosfera. Limita con el manto en la discontinuidad de Mohorovicic. Lacorteza est formada por rocas cuyos minerales ms abundantes son los silicatos.

    La mayora de las rocas de la corteza tienen una densidad que vara desde los 2,6 g/cc(granito), 2,8 g/cc (basalto), hasta 3 g/cc. Estos valores de densidad son menores quela media terrestre (5,5 g/cc), por lo que las capas del interior del planeta deben de serms densas.

    La temperatura en la corteza aumenta con la profundidad, y este aumento se conocegracias a mediciones en minas y en perforaciones de hasta 13 Km. Se ha calculadoque el incremento de la temperatura con la profundidad o gradiente geotrmico, tieneun valor medio de unos 30C cada kilmetro. El gradiente geotrmico vara de unos lu-gares a otros; por ejemplo, es mucho ms elevado en las zonas volcnicas. Gran partedel calor de la geosfera es el remanente del que se gener en la formacin de nuestroplaneta, hace 4.600 millones de aos. Otra parte tiene su origen en la desintegracinespontnea de istopos radiactivos naturales.

    Tambin la presin aumenta con la profundidad, pero a diferencia de la temperatura yla densidad, aumenta gradualmente sin sufrir cambios bruscos.

    Las diferencias de espesor, estructura y composicin de la corteza permiten estable-cer dos tipos de corteza: corteza continental y corteza ocenica. La continental es ms gruesa,antigua y compleja que la ocenica.

    3.1.2. Corteza continental

    La corteza continental est formada por diferentes tipos de rocas. En la zona superior son msabundantes las rocas en las que predominan los silicatos de aluminio y cuya composicin qu-mica media es semejante a la del granito. Las rocas de composicin grantica son muy di-versas, pues adems del granito hay otras rocas gneas, as como rocas metamrficas ysedimentarias; de todas ellas, las rocas sedimentarias son las que ocupan la mayor parte dela superficie continental. En las rocas de la zona ms profunda de la corteza continental pre-dominan los silicatos de hierro y magnesio y la composicin qumica media de estas rocas esequivalente a la del basalto. Aunque resulte paradjico, estas rocas no son basaltos, sino otrasrocas gneas y metamrficas cuya composicin global es semejante a la del basalto.

    19

    3 Capas de la geosfera basadas en las discontinuidades

    Figura 1.16. Central geotrmica deNesjavellir (Islandia). Esta centralest situada en una zona de granactividad volcnica donde el aguasubterrnea a 1.000 m de profun-didad alcanza 200C de tempera-tura. La energa geotrmica de estazona se aprovecha para producirelectricidad y abastecer de aguacaliente a una gran parte de la po-blacin de esta isla.

  • El predominio de uno u otro tipo de roca en la corteza continental hizo considerar la existen-cia de dos subcapas, antiguamente denominadas capa grantica o sial y capa basltica o sima.Sin embargo, en la actualidad no se consideran estas subcapas ya que los diferentes tipos derocas se encuentran entremezclados; es decir, la corteza continental tiene una estructuracompleja, que, en parte, es consecuencia de su larga historia. En la corteza continental se en-cuentran las rocas ms antiguas de la Tierra, algunas de hasta 3.500 millones de aos.

    La corteza continental es ms delgada en las zonas de llanura, con un grosor entre 30 y 40Km, mientras que en las de cordillera, sobrepasa en algunos puntos los 60 Km de espesor. Enla base de algunas cordilleras no se detecta la discontinuidad de Mohorovicic, lo que se in-terpreta como una transicin gradual de esa corteza al manto.

    3.1.3. Corteza ocenica

    La corteza ocenica est formada mayoritariamente por rocas de composicin basltica. Lasrocas ms superficiales de la corteza ocenica son basaltos, rocas gneas volcnicas, y pordebajo de ellos se encuentran rocas gneas plutnicas de composicin semejante a la del ba-salto. Sobre los basaltos existe una capa sedimentaria cuyo espesor es mayor en las proxi-midades de la corteza continental, ya que parte de los sedimentos proceden de sta.

    La corteza ocenica tiene una estructura ms sencilla que la continental y es mucho msjven, puesto que sus rocas ms antiguas no tienen ms de 200 millones de aos. Adems,el espesor de la corteza ocenica es ms uniforme, con valores en torno a los 10 Km.

    20

    Estructura de la tierra

    Figura 1.17. Este esquema muestra la compleja estructura interna de la corteza continental.

    Figura 1.18. Estructura interna de la corteza ocenica.

    Corteza

    Manto

    Corteza

    Sedimentos

    Lavas almohadillasde basalto

    Rocas gneas plutnicas

    Diques de basalto

    Manto

    Predominio derocas decomposicingrantica

    Predominio derocas decomposicinbasltica

  • 3.2. Manto

    Es la capa comprendida entre la corteza y el ncleo, con el que limita en la discontinuidad deGutemberg a 2.900 Km de profundidad. Representa el 82% del volumen total de la geosfera.Como se deduce de la velocidad de propagacin de las ondas ssmicas, el manto es slido ydentro de l se detecta una discontinuidad de segundo orden, alrededor de los 650 Km deprofundidad, que permite su divisin en manto superior y manto inferior.

    El manto superior est formado por rocas compuestas mayoritariamente por silicatos de hie-rro y magnesio, es decir, rocas de composicin peridottica.

    En el manto inferior las rocas tienen la misma composicin qumica que en el superior, peroa esa profundidad la presin determina que los tomos se reordenen con un empaqueta-miento ms denso, formando molculas diferentes. En las condiciones de presin y tempe-ratura del manto inferior, los silicatos de hierro y magnesio del manto superior se transformanen xidos de magnesio, de hierro y de silicio.

    El manto en su parte ms superficial tiene una densidad de 3,3 g/cc y aumenta con la pro-fundidad hasta alcanzar los 5,6 g/cc en el lmite con el ncleo.

    21

    Estructura de la tierra

    Figura 1.19. Los tomos de los minerales de las rocas del manto se disponen de distinta forma segnla profundidad.

    1. Recoge, en la siguiente tabla, las semejanzas y diferencias entre la cortezacontinental y la corteza ocenica.

    Espesor

    Composicin qumica de las rocas

    Estructura interna

    Edad

    Densidad

    Caractersticas Corteza continental Corteza ocenica

    Oxgeno Silicio Hierro Magnesio

  • Las variaciones de temperatura en el manto y en el ncleo son menos conocidas que en lacorteza. Se ha calculado que en la base del manto superior la temperatura alcanza unos2.000C y que amumenta hacia el interior, llegando en el lmite con el ncleo a unos 4.000C.Pero la temperatura no slo vara con la profundidad, sino que tambin tiene importantes va-

    riaciones laterales.

    Las diferencias de temperatura entre unas zonas y otras del manto conllevan dife-rencias de rigidez y densidad de las rocas. As, en las zonas de mayor tempera-

    tura las rocas son menos densas y menos rgidas. La menor densidad y mayorplasticidad de los materiales favorecen su movimiento ascendente. A medidaque los materiales ascienden se enfrian y, en consecuencia, aumenta su den-sidad, por lo que tienden a descender. Los movimientos de ascenso y des-censo de los materiales constituyen corrientes de conveccin en el manto.Estas corrientes no existen en los 50 Km ms superficiales del manto, ya que

    en esa zona es tan rgido como la corteza.

    La presin, al igual que en la corteza, aumenta gradualmente con la profundi-dad. Se ha calculado que en el lmite entre el manto superior y el inferior es de

    unos 0,23 millones de atmsferas y en el lmite entre el manto y el ncleo es de al-rededor de 1,34 millones de atmsferas.

    3.3. Ncleo

    Es la capa ms interna de la Tierra comprendida entre los 2.900 Km de profundidad y su cen-tro, a 6.370 Km. Representa el 16% del volumen de la geosfera.

    En el ncleo se detectan dos discontinuidades de segundo orden, a los 4.600 Km y a los 5.150Km de profundidad. La primera marca la base del ncleo externo y la segunda el techo delncleo interno.

    Como se deduce de la desaparicin de las ondas S en la discontinuidad de Gutemberg, el n-cleo externo es fluido. Sin embargo, otros datos indican que el ncleo interno es slido. Lazona comprendida entre ambos se denomina zona de transicin y en ella los materiales delncleo pasan del estado fluido al estado slido.

    El ncleo parece estar compuesto por hierro aleado con una pequea proporcin de nquel yprobablemente con algn otro elemento ms ligero, como el azufre. En el ncleo externo fluidoexisten corrientes de materiales que se encuentran ionizados, fundamentalmente el hierro(Fe3+ y e-).

    El movimiento de estas cargas genera una corriente elctrica que, al actuar sobre el ncleointerno de hierro slido, induce un campo magntico. Este es el origen del campo magnticoterrestre.

    22

    Estructura de la tierra

    2. Razona cul de las dos organizaciones de tomos representados en la figura1.19 corresponder al manto superior y cul al manto inferior.

    Figura 1.20. Corrientes de conveccin.3. Explica cul es el origen de las corrientes de conveccin y en qu parte del

    manto existen.

    4. Recoge, en una tabla, las semejanzas y diferencias entre el manto superior yel manto inferior.

  • El ncleo es la capa ms densa de la Tierra. En el lmite con el manto existe un aumento bruscode la densidad, alcanzando un valor de 10 g/cc. A partir de ah, la densidad sigue aumentandohasta llegar a unos 14 g/cc en el centro del planeta.

    En el ncleo se alcanzan las mayores temperaturas de la Tierra, estimndose que se puedellegar a valores de unos 6.000C, aunque existe una gran incertidumbre sobre esos valores.

    La presin en el lmite entre el ncleo externo e interno es de unos 3,25 millones de atmsferasy en el centro de la Tierra se estima que llega a ser de unos 3,59 millones de atmsferas.

    23

    Estructura de la tierra

    Figura 1.21. 1) Ncleo interno con hierro slido. 2) Ncleo externo fluido con hierro ionizado. 3) Manto. 4) Corteza. 5) Lneas del campo magntico.

    5. Recoge en una tabla las semejanzas y diferencias entre el ncleo externo yel ncleo interno.

    6. Cmo se ha deducido que el ncleo externo es fluido?

    7. Explica cules son las causas de que el ncleo sea la capa ms densa de laTierra.

    8. Recopilando los datos de todas las capas, representa grficamente en la fi-gura 1.22:

    a) las variaciones de la densidad en la geosfera en funcin de la profundidad.b) las variaciones de la presin en la geosfera en funcin de la profundidad.

  • La estructura de la geosfera establecida en funcin de las discontinuidades (corteza, mantoy ncleo) no es suficiente para explicar su gran dinamismo. Este dinamismo se pone de ma-nifiesto en procesos como el vulcanismo, la sismicidad o la formacin de cordilleras. Por ejem-plo, se ha comprobado que la corteza con los primeros 50 Km del manto superior, se muevenconjuntamente como una sola capa. Esta capa es rgida y se denomina litosfera. La litosferaest fragmentada y los fragmentos, las placas litosfricas, se mueven unos respecto a otrossobre el resto del manto.

    24

    Estructura de la tierra

    9. Indica a qu capa o subcapa de la geosfera corresponde cada nmero de lafigura 1.23. Sita y nombra las dos discontinuidades principales.

    Figura 1.22 Figura 1.23

    4 Estructura dinmica de la geosfera

    Densidaden g/cc

    Presin en millones de atmsferas

    Profundidad en Km.

    Profundidad en Km.Profundidad en Km.

    1. Explica la diferencia de espesor entre la litosfera ocenica y la continental.

  • Por otra parte, en la base del manto inferior, en la frontera con el ncleo, se ha detectado unanueva capa, la capa D. Segn algunas hiptesis, esta capa podra originarse a partir de losresduos de la litosfera que se hunde en el manto; los materiales litosfricos llegaran hastala base del manto y desde ah se extenderan lateralmente. En algunas zonas de la capa Dparte de sus materiales podran elevarse al ser calentados en contacto con el ncleo, for-mando corrientes trmicas ascendentes. Las corrientes de conveccin son la expresin deldinamismo del manto y repercuten en los movimientos de las placas litosfricas. La capa Dtiene un espesor variable; mientras que en algunas zonas parece no existir, en otras llega aalcanzar un grosor de hasta 400Km.

    Hasta hace poco se pensaba que la dinmica de la litosfera era consecuencia de las corrien-tes de conveccin que existan en una capa plstica del manto superior, situada por debajode la litosfera, que se denomin astenosfera (del griego asthenos que significa blando). Hoyen da se ha comprobado que las corrientes de conveccin afectan a gran parte del mantocon la excepcin del que est incluido en la litosfera; y tambin que no existe una capa pls-tica, ya que slo se ha detectado esa alta plasticidad en determinadas zonas del manto. Portanto, se ha desechado la idea de que la astenosfera exista como capa.

    Los procesos geolgicos que ponen de manifiesto el dinamismo interno de la geosfera los ex-plica actualmente la Teora de la Tectnica de placas o Tectnica global. Segn esta teo-ra la litosfera se encuentra dividida en placas que se mueven unas respecto a otras sobre elresto del manto y en los lmites entre las placas se originan la mayor parte de los procesosgeolgicos internos.

    25

    Estructura de la tierra

    Figura 1.24

    2. En la figura 1.24:a) Indica qu representa cada uno de los nmeros.

    b) Razona cuntas placas litosfricas estn representadas.

    c) Explica qu representa la figura.

    fricaAm

    rica d

    e Sur

    Ocano Atlntico

  • 26

    Estructura de la tierra

    Objetivos Calcular experimentalmente la densidad de una roca.

    Asociar la densidad de una roca con la capa de la geosfera de la que forma parte.

    Material

    Balanza

    Probeta de 500 1000cc

    Muestras de rocas: arenisca, basalto, caliza, eclogita, gabro, granito, mrmol, ... y fragmento de hierro. Las muestras debentener el mayor tamao posible para que el error en el clculo sea menor.

    Procedimiento

    1 Mide la masa de cada muestra con la balanza y anota el resultado.

    2 Pon una cantidad de agua en la probeta que permita sumergir completamente la muestra, y anota cul es esa cantidad.

    3 Manteniendo la probeta inclinada, introduce la muestra, dejando que resbale lentamente hasta llegar al fondo.

    4 Deja la probeta vertical, lee el nuevo volumen y antalo.

    5 Calcula el volumen de cada muestra restando al volumen final el volumen inicial de agua.

    6 Calcula la densidad de cada muestra dividiendo su masa entre su volumen.

    7 Compara los valores de densidad que se han obtenido de cada roca y el hierro.

    Cuestiones

    1) Teniendo en cuenta la densidad y tambin el tipo de roca, razona a qu capa o subcapa de la geosfera puede correspon-der cada una de las rocas estudiadas.

    Clculo de la densidad de algunas rocas

    ROCA MASA de VOLUMEN DENSIDADla muestra final inicial de la muestra de la roca

  • La litosfera ocenica es ms delgada y densa que la continental. Adems,en la litosfera continental, las zonas de cordillera tienen mayor espesor ymenor densidad que las zonas de llanura. Estos hechos indican que el pesode la litosfera tiende a ser igual en cualquier zona, ya que un relieve demayor volumen est compensado con la menor densidad de sus rocas, y vi-ceversa.

    Por otra parte, las zonas de cordillera estn sometidas a una intensa ero-sin que supone una prdida de peso en las mismas; mientras que la acu-mulacin de grandes cantidades de sedimentos en las zonas bajas, o dehielo en un glaciar o de coladas de lava en zonas volcnicas, supone un au-mento de peso en esas zonas. Esto determina un desequilibrio en el repartode peso en la litosfera.

    Como la litosfera es menos densa que el resto del manto se puede decir queflota sobre l. Por ello, las zonas de la litosfera que se cargan de peso sehunden, mientras que las que lo pierden se elevan. Y esto es posible por lamayor plasticidad del manto que, a escala de tiempo geolgico, fluye bajola litosfera, tanto retirndose de las zonas sobrecargadas como acumuln-dose bajo las zonas que han perdido carga. Esta redistribucin de materia-les permite recuperar lentamente el equilibrio.

    Este equilibrio entre la litosfera y el resto del manto se denomina isostasia.

    27

    5 Isostasia

    Figura 1.25

    Figura 1.26

    1. Groenlandia es una isla cubierta por un glaciar de casquete de gran espesor(figura 1.26).Explica por qu una parte de la superficie rocosa de esta islase encuentra por debajo del nivel del mar.

    2. Actualmente, en la regin escandinava se aprecia una gradual elevacin delcontinente, entre 1 y 10 mm/ao segn las zonas. Hasta hace 10.000 aosesta regin estuvo cubierta por glaciares que, posteriormente, se fundieron.Relaciona estos dos hechos.

    Litosfera

    Resto delmanto

    Litosfera

    Resto delmanto

    Litosfera

    Resto delmanto

    A B

    A BNivel del mar

    Hielo Roca