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La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos de estudio
METODOS DIRECTOS:1. Sondeos y minas
2. Estudio de las rocas3. Meteoritos
METODOS INDIRECTOS1. Métodos gravimétricos.2. Métodos geotérmicos
3. Métodos sísmicos.4. Reflexión por ultrasonidos
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos directos
Sondeos en la litosfera
Glomar Challenger
Joides
Los sondeos en la litosfera se realizan allí donde ésta es más delgada: litosfera oceánica
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (I) Las ondas sísmicas (I)
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (II) Las ondas sísmicas (II)
Ondas de compresión Ondas transversales
Vibración elíptica característica
Vibración normal a la dirección de propagación
Se propagan por medios sólidos y
líquidos
Se propagan sólo por medios sólidos
Cuanto más denso, rígido y compacto sea el medio, mejor será la
propagación de las ondas P y S
PS
Superficiales Rayleigh
Superficiales Love
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (III) Las ondas sísmicas (III)
Sismógrafo
El desfase en los trenes de ondas P y S en el sismógrafo
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (IV) Las ondas sísmicas (IV)
La trayectoria de las ondas sísmicas P y S por el interior del planeta se rige por la ley de Snell
Refracción
Refracción
ReflexiónLas ondas S no se propagan por el núcleo externo
Incremento de la velocidad
Disminución de la velocidad
Menos denso
Más denso
Menos denso
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (V) Las ondas sísmicas (V)
Las zonas de sombra demuestran la existencia de capas diferentes
Si las ondas S no se detectan, quiere decir que hay una capa fluída Gráfica de Jeffreys-Gutenberg de la velocidad de
las ondas sísmicas P y S
Gráfica de Jeffreys-Gutenberg de la velocidad de las ondas sísmicas P y S
La velocidad de las ondas S se hace 0 al comienzo del núcleo
externo
La velocidad de las ondas P se reduce al comienzo del núcleo
externo
Cambios bruscos en la velocidad de las ondas P y S han dado pie a la
hipótesis de la astenosfera
Cambios bruscos en la velocidad de las ondas P y S han servido para definir las discontinuidades
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (V) Discontinuidades
Separa la litosfera de la astenosfera
Separa el manto superior del inferior
La d. de Gutenberg separa el manto inferior del núcleo externo
Separa el núcleo externo del interno
D” es una capa (no discontinuidad) delgada (100 a 200 km), con descenso en velocidad ondas sísmicas y en densidad. Intercambio de materiales entre manto y núcleo. Importante papel en la generación de plumas magmáticas del manto
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (VI) La tomografía sísmica
Las ondas sísmicas P y S se propagan más rápidamente cuanto mayor sea la rigidez, densidad e incompresibilidad del medio; y más lentamente en las zonas más calientes y de menor densidad
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos sísmicos (VII) La reflexión sísmica (I)
Red de geófonos
La reflexión sísmica permite detectar capas de rocas diferentes, estructuras tectónicas (pliegues, fallas), acuíferos, bolsas de
petróleo, gas natural, etc.
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Otros métodos: La reflexión por ultrasonidos
La reflexión por ultrasonidos permite detectar capas de sedimentos diferentes, estructuras tectónicas (pliegues, fallas), bolsas de petróleo, gas natural, etc.
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (I)• El objetivo principal de la gravimetría es medir
anomalías en el campo gravitatorio de la Tierra causadas por cambios de densidad entre distintos materiales
• Se parte de valores teóricos de la gravedad, calculados para determinados puntos ubicados en una superficie teórica, el geoide (superficie media del mar), que comprende todos los puntos con igual valor de la gravedad, ignorando la existencia de relieves y depresiones
• Para que la forma de la Tierra coincidiera con la del geoide, los continentes tendrían que estar rebajados hasta el nivel del mar
• Los valores de gravedad calculados para el geoide han de ajustarse para aplicarlos a una forma más real del planeta (no tan esférica como el geoide): el elipsoide (de mayor radio en el ecuador que en los polos y, por tanto, de diferente valor de gravedad en ambos extremos debido a la distancia al centro de la Tierra)
• Si la densidad de la Tierra fuera uniforme, conocida la altitud y la latitud de un punto del elipsoide, se calcularía su valor de la gravedad con la expresión:
– gt = 978,04 (1+0,0052 sen2Φ-0,0000059 sen22Φ)
– (donde Φ es el ángulo de latitud y gt se da en gal (cm/s2)
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (II)
La Tierra tiene una figura geométrica que no corresponde a una figura de revolución perfecta. Decimos que es como una esfera pero achatada por los polos.
Desde el punto de vista del análisis gravimétrico, podemos encajar la forma del planeta en una de las siguientes figuras:
• Elipsoide, definido como la figura que mejor contiene a la forma real de la Tierra. Es sustituir la Tierra por otra ideal (sin considerar prominencias ni depresiones) y sobre ella efectuar las mediciones.
• Geoide, que tiene una base menos matemática. Si unimos los puntos de la Tierra que tienen igual gravedad y esta gravedad es la que hay en la superficie del mar, se nos forma tambien una figura geométrica, pero ya no regular y perfecta, sino con deformaciones que suben y bajan dependiendo de la composición y de la densidad de la masa de tierra situada debajo de cada punto (que influye en el valor de la gravedad).
Digamos que, el elipsoide es una figura matemática, mientras que el geoide es una figura física.
Geoide oceánico
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (III)
• El valor teórico gt ha de ajustarse, pues no es lo mismo medir la gravedad en lo alto de un montaña que en el fondo del mar
• Por ejemplo, para la medición en la cima de una montaña, se aplica la:
– Corrección simple de Bouger (1750), que tiene en cuenta la masa rocosa que hay entre el punto de medición y la superficie del geoide
– Corrección topográfica (o total de Bouger), que tiene en cuenta la presencia de valles (defecto de masa) o colinas cercanas (incremento de masa)
• El valor gt corregido se contrasta con el valor experimental, es decir, con el dato de campo obtenido con el gravímetro
• Las diferencias entre los valores calculados (los esperados) y los obtenidos (los de campo) son denominadas anomalías gravimétricas
– Anomalía gravimétrica positiva: se obtiene más gravedad de la esperada (típico del fondo del mar)
– Anomalía gravimétrica negativa: se obtiene menos gravedad de la esperada (típico de los orógenos)
Gravímetro portátil
Gravímetro
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (IV)
• Las anomalías gravimétricas positivas se explican como que los materiales rocosos son más densos de lo esperado
– La corteza oceánica es más densa de lo esperado
• Las anomalías gravimétricas negativas se explican como que los materiales rocosos son menos densos de lo esperado
– La corteza continental (sobre todo en los orógenos) es menos densa de lo esperado que hay un defecto de masa en los orógenos
Variaciones locales de la gravedad debidas a la presencia de una masa más densa y medibles
con el gravímetro
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (V)
• Se ha demostrado que la corteza es menos densa en las masas montañosas que bajo las llanuras, y bajo las llanuras menos que en los océanos.
• Todo sucede como si bloques de la corteza emergieran tanto más cuanto menos densos fueran (como flotadores de madera situados en una cubeta con agua, hundiéndose según su densidad).
• Esta es la idea del equilibrio isostático en la corteza terrestre.
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (VI)
• El descubrimiento de que las masas montañosas tienen menos densidad que las planicies que las rodean proviene de los primeros estudios geodésicos realizados por ingleses en la India, cerca de los Himalayas, en la década de 1840. En estos estudios participaron George Everest, Airy y Pratt.
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectosMétodos gravimétricos (VII)
• En realidad los bloques en equilibrio no tienen todos el mismo espesor, y por otra parte, el 'fluido' en el cual reposan los continentes no es comparable con el agua, sino con un material muy viscoso; el equilibrio no es perfecto y no debe llamarse “hidrostático”, sino “isostático”.
• Las presiones ejercidas por el peso de los bloques se igualan con el empuje en una superficie situada a 60 km de profundidad, llamada superficie de compensación isostática, por debajo de la cual el reparto de las masas es regular.
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectosMétodos gravimétricos (VIII)
Principio de la Isostasia (Dutton, 1892): Tanto los excesos como los defectos de masa quedan compensados hidrodinámicamente a cierta profundidad (superficie de compensación),
como un iceberg en el agua.
Modelo de Pratt: bloques de diferente densidad, pero diferente tamaño, y que alcanzan la misma
profundidad. SC fija
Modelo de Airy: Bloques de igual densidad, pero de diferentes masas. Los más masivos se hunden más.
Superficies de compensación diferentes
Empuje
Hundimiento por gravedad
Si hay erosión o masa de hielo que se funde, el bloque pierde masa y
se eleva (Escandinavia), modificándose el equilibrio
isostático
Material fluido más denso en parte inferior
Antes dos capas en corteza: SIAL (poco denso) + SIMA (más denso) sobre capa fluida más densa
Ahora corteza más compleja sobre capa fluida mas densa (astenosfera y corrientes de convección)
Según el modelo de Airy, la raiz de una montaña de 1 km de altura sería
de aproximadamente 5 km
Según Pratt: Las montañas no son simplemente masas yacentes sobre la superficie de la Tierra, sino que se
originaron a causa de las temperaturas anormalmente elevadas del interior de la Tierra, que determinaron la
dilatación de los materiales y por consiguiente una disminución de su densidad. La prominencia de las
montañas es consecuencia de la expansión, sin implicar la presencia de nuevas masas materiales
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (IX)
• El equilibrio isostático puede romperse, por ejemplo: – 1. Al formarse una cordillera. – 2. Si una fuerte erosión aligera un bloque montañoso (se le retira
masa), acumulándose los materiales sobre otro bloque, suboceánico, por aporte y sedimentación (se le incrementa masa).
– 3. Si un aumento de temperatura funde un espeso casquete glaciar que recubre un bloque.
• El equilibrio tiende a reestablecerse mediante movimientos verticales; el bloque aligerado tiende a elevarse y a hundirse el sobrecargado, debiéndose producir movimientos de los materiales fluidos infracorticales.
• Un ejemplo de este tipo de movimiento se ha podido estudiar en Escandinavia, donde se está produciendo un movimiento isostático debido a la fusión del casquete glaciar cuaternario, hace cerca de 10.000 años. El movimiento continúa a razón de 1 m por siglo, hasta tal punto que los puertos del golfo de Botnia han disminuido notablemente su calado.
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos gravimétricos (XI)
Donde el empuje desde el manto se compensa con el hundimiento por gravedad de la corteza
Observa los diferentes valores de densidad de la corteza
oceánica (basalto) y la corteza continental (granito)
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectosMétodos gravimétricos (XII)
Red gravimétrica española
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectosMétodos gravimétricos (XIII)
• Aplicaciones industriales de los métodos gravimétricos:
– Minería• Localización de yacimientos
de minerales metálicos• Localización de yacimientos
de minerales no metálicos– Geotecnia
• Elaboración de mapas 3D del substrato rocoso
• Detección de cavidades– Medio ambiente
• Caracterización de lugares para posibles vertederos (acuíferos, etc.)
Las zonas en tonos azules representan cavidades (menor gravedad de la esperada)
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geotérmicos (I)
Suministro de calor externo: sólo se absorbe el 30%
Esta energía produce los fenómenos meteorológicos
procesos externos
Flujo geotérmico generado por
diversos factores
Diferentes velocidades de rotación producen fricción
entre capas calor
La desintegración radiactiva es un
importante generador de
calor
Materiales fluidos del núcleo externo que se incorporan al núcleo interno como sólidos (cambio de estado calor)
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geotérmicos (II)
El calor interno de la Tierra llega a la corteza por conducción, sin desplazamiento de masas
El calor interno de la Tierra llega a la corteza por convección, con
desplazamiento de masas y formando células convectivas
Célula convectivaDorsal atlántica (anomalía
térmica positiva)
Enfriamiento aumento de densidad Calentamiento
disminución de la densidad
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geotérmicos (III)
La emisión de flujo térmico en la corteza no es uniforme
Anomalías geotérmicas negativas: fosas oceánicas
Anomalías geotérmicas positivas: dorsales oceánicas
La presencia de volcanes en superficie demuestra la existencia de temperatura internas
tan altas como para fundir la roca (magma)
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geotérmicos (IV)
Progresiva disminución del flujo térmico a medida que nos alejamos del eje de la dorsal
(la litosfera se hace más gruesa)
El flujo térmico en superficie es máximo en las zonas de dorsales oceánicas
Y el especial caso del flujo térmico en
Islandia
Las dorsales son zonas de poco
grosor litosférico, por donde el calor
fluye bien a la superficie
Los continentes son zonas de
mayor grosor, por donde el calor difunde mal
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (I) Descripción del campo magnético terrestre
El campo magnético terrestre es dipolar, aunque irregular y
cambiante
Las líneas de flujo tienen trayectoria curva: salen del polo N magnético actual y entran al
polo S magnético actual
Polos magnéticos no coinciden con polos geográficos ángulo
de declinación magnética
El campo magnético varía con el tiempo en intensidad
y orientación
La intensidad está
disminuyendo progresivamente
Migraciones de los polos e inversiones de la polaridad
Muchas variaciones locales frente a los valores
esperados
En el polo Norte una aguja imantada
permanecerá vertical, en el ecuador, horizontal
Aunque los polos magnéticos se mantienen estáticos un tiempo, no así el
ecuador magnético, que cambia lentamente
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (II) Origen del campo magnético terrestre
El campo magnético se origina a partir del campo electrico producido por corrientes de convección en el núcleo externo líquido, a su vez causadas por fuentes de calor
diversas (diapos. 14)
El campo magnético así generado, produce un campo eléctrico que retroalimenta el proceso
Calor proveniente de la concentración de materiales en el núcleo interno
Calor proveniente de las rotaciones diferenciales y el
rozamiento asociado
Calor proveniente de la desintegración
de elementos radiactivos
Las irregularidades en el campo dipolar se producen por turbulencias en los movimientos convectivos del núcleo externo
Turbulencias debidas a la rotación diferencial entre núcleo externo, núcleo
interno y manto
Turbulencias debidas a la
rotación del planeta
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (III) Modelo actual del campo magnético terrestre
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (IV) Cambios en la polaridad
El proceso de inversión de la polaridad transcurre en
unos 2000 años
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (V) Prospección magnética
Mediciones locales del campo magnético con magnetómetros
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (VI) Paleomagnetismo (I)
Medición del paleomagnetismo en arcillas
Las inversiones de la polaridad y su reflejo como magnetismo remanente en rocas con minerales
ferromagnéticos formadas en la época
Líneas de flujo del campo
magnético en el
momento de
formación de la roca
WHEN NORTH GOES SOUTH: Three-Dimensional Simulation of Geomagnetic Field Reversal
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (VII) Paleomagnetismo (II)
Erupciones volcánicas en diferentes épocas
Líneas de flujo del campo magnético en función de ubicación de los polos
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (VIII) Paleomagnetismo (III)
Inversiones de la polaridad magnética en los últimos 5 m. a.
Comprobación de las inversiones de la polaridad en los fondos oceánicos cercanos
a las dorsales
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (IX) Paleomagnetismo (IV)
Aplicaciones al estudio de la dorsal Atlántica de las inversiones de la polaridad magnética: demostración de la acreción
La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos
Métodos geomagnéticos (X) Paleomagnetismo (V)
La migración de los polos magnéticos: datos para Norteamérica y Europa
Como las curvas, aunque paralelas, no coinciden, las
posiciones de ambos continentes a lo largo del
tiempo han cambiado: movimiento de las placas
litosféricas
