Gustavo Fuentealba CifuentesDepartamento de Ciencias FísicasFacultad de Ingeniería Ciencias y AdministraciónUniversidad de la FronteraM. Soledad Orrego Ríos UST. PROENTA -UFRO

Estructura Interna de la Tierra

Corteza de la Tierra Es la capa más fina e irregular. Sólida. Su espesor varía desde 5km bajo los fondos oceánicos hasta más de 70 km en algunos puntosde los continentes. Es la menos densa, formada por elementosquímicos ligeros, como el oxígeno, carbono, silicio, etc. Su límite conla siguiente capa forma la discontinuidad de Mohorovicic (LaMoho).

Manto de la Tierra Más uniforme que la Corteza y mucho más grueso. Su límite se

sitúa a 2900 km contado desde la superficie media (superficiedel geoide). Se encuentra en estado sólido aunque tiene ciertaplasticidad. Está compuesto por elementos más densos, comoson el hierro y el magnesio, aunque también posee importantescantidades de silicio, formando una roca característicadenominada peridotita.

Manto Superior y Manto Inferior

Su límite con el Núcleo forma la discontinuidad de Gutenberg.Posee dos partes diferenciadas y separadas por la discontinuidad deRepetti a 670 km de profundidad: El Manto superior en la que seproducen terremotos y el Manto inferior, más denso debido a uncambio en la estructura de los silicatos.

Núcleo de la Tierra Es muy denso. Compuesto

básicamente por hierro, níquel y azufre, similar a un tipo de material (roca) denominado troilita, encontrado en algunos meteoritos que han caído a la Tierra (siderolitos) y cuyas propiedades físicas coinciden con las medidas para esta capa terrestre.

Núcleo externo y Núcleo Interno

El Núcleo externo se encuentra en estado líquido, lo que sabemosporque las "ondas s" desaparecen en él. Su límite, situado a 5100km, se denomina discontinuidad de Wiechert o Lehman. A partirde esta discontinuidad aparece el Núcleo interno, sólido, de mayordensidad y menos azufre. Forma la parte central del planeta.

LITOSFERA Es la capa más superficial,

correspondiendo a la totalidadde la Corteza y la parte mássuperficial del manto que sedesplaza solidariamente ella. Suprofundidad es variable (mayorbajo las cordilleras que bajo losocéanos), pudiendo alcanzarunos 200 km de profundidad.Es rígida y en ella el calorinterno se propaga porconducción. Forma parte activaen la convección del Manto.

MANTO SUBLITOSFERICO Formado por el resto del Manto que se

encuentra bajo la Litosfera. Se encuentraen convección. Sus corrientes ascendentescoinciden con las zonas de dorsal, y suscorrientes descendentes con las zonas desubducción. En el contacto con el Núcleopresenta un nivel de transicióndenominado D'' al que se incorporan los

restos de la Litosfera.

NUCLEO DE LA TIERRA Es la fuente del calor interno. Su

parte más externa se encuentrafundida y en convección mientrasque su parte interna es sólida ytransmite el calor por conducción.El núcleo es el responsable de lageneración del campo magnéticoterrestre.

CORTEZA CONTINENTAL

CORTEZA CONTINENTALCratones o escudos

continentales: son las regiones más antiguas. Son geológicamente estables (sin vulcanismo ni sismicidad). Suelen ocupar las zonas centrales de los continentes.

Orógenos: son las regiones más jóvenes. Generalmente en la periferia de los continentes y con actividad geológica (vulcanismo y/o sismicidad).

CORTEZA OCEANICAMucho más delgada y homogénea (entre 5 y 10 km de espesor) que la Corteza Continental.

Morfológicamente, está formada por unas elevaciones a modo de grandes cordilleras que surcan los océanos de norte a sur, las dorsales, con actividad volcánica; un fondo plano y extenso, la llanura abisal, y unas depresiones muy profundas (hasta 11.000 m de profundidad) y alargadas, las fosas.

ANTECEDENTES DE LA TECTONICA DE PLACAS

Deriva Continental Alfred Wegener propuso, en 1912, la hipótesis de que los continentes

actuales proceden de la fragmentación de un super continente másantiguo, al que denominó Pangea.

CUESTIONAMIENTOS A PROPOSICION DE WENEGER

La teoría de Wegener fue desechada por la mayoría de los científicos de la época, al no poder aportar los datos necesarios para explicar el mecanismo por el que los continentes se mueven. En los años '60, con los conocimientos geofísicos desarrollados durante el siglo XX, se consigue explicar dicho mecanismo y, por tanto, el reconocimiento científico a Alfred Wegener.

.CORRIENTES DE CONVECCIÓN EN EL

MANTOA finales de la década de los 40, se sugiere la posibilidad de que exista en el Manto la plasticidad suficiente como para propagar el calor interno de la Tierra mediante corrientes de convección.

CORRIENTES DE CONVECCION EN EL MANTO

La base de esta hipótesis es la distribución delgradiente geotérmico, máximo en las grandes dorsalesoceánicas y mínimo en las fosas marinas, siendo esta ladistribución característica del calor en un sistemaconvectivo.

LA EXPANSION DEL FONDO OCEANICODiez años después (finales de los '50 - principios de los '60), HarryHammond Hess sugiere que los fondos de los océanos se expandencontinuamente mediante material del interior que sale por las dorsalesoceánicas, lo que no sólo agrandaría las cuencas oceánicas, sino queempujaría a los continentes a separarse entre sí.

FUNDAMENTOS DE LA PROPOSICIÖN DE HESS

La proposición de Hess se basa en la distribución de edades de la corteza oceánica:

Actual en el entorno de las dorsales

Aumenta de manera progresiva y simétrica, a ambos lados de la dorsal, según nos alejamos de ella

La edad máxima, por donde volverían los materiales al interior, se encuentra a los lados de las grandes fosas marinas

LOS CINTURONES GEOLOGICAMENTE ACTIVOS

Se consideran zonas de actividad desde al punto de vistageológico aquellas zonas donde el vulcanismo y la sismicidad(los terremotos) son activos, dado que éstas son lasmanifestaciones de la actividad interna de la Tierra másfácilmente observables.

Curiosamente, estas zonas no se distribuyen en regionesextensas, sino que forman 2 grandes alineaciones de miles dekilómetros de longitud y sólo unos pocos de ancho,

Cinturón Circumpacífico (antiguamente conocidocomo "Cinturón de Fuego del Pacífico"), que bordea las costasamericanas, asiáticas y oceánicas del océano Pacífico.

Cinturón Eurasiático-Melanésico, que incluye lascordilleras alpinas de Europa y Asia, conectando con el anterioren el archipiélago de Melanesia.

DISTRIBUCION DE LOS CINTURONES ACTIVOS

Cinturón Circumpacífico (antiguamente conocido como "Cinturón

de Fuego del Pacífico"), que bordea las costas americanas, asiáticas y oceánicas del océano Pacífico.

Cinturón Eurasiático-Melanésico, que incluye las cordilleras alpinas de Europa y Asia, conectando con el anterior en el archipiélago de Melanesia.

TECTONICA DE PLACAS

PROPOSICION TEORIA DE PLACAS

a) El transporte de calor a través del Manto se realiza porconvección

b) La Litosfera está dividida en placas que secorresponden con la corriente superficial de cada celdade convección del Manto.

c) Donde dos celdas de convección contiguas sonascendentes, se forma una dorsal y se crea cortezaoceánica.

PROPOSICION TEORIA DE PLACASd) Donde dos celdas de conveccióncontiguas son descendentes, seforma una fosa oceánica y sedestruye corteza.

e) La Corteza continental es tanpoco densa que no llega aintroducirse en el Manto.

f) Los límites entre las placas son laszonas más inestables de laCorteza, dando lugar a loscinturones activos

fosa oceánica

¿QUE ES UN VOLCAN?Un volcán es una zona de debilidad cortical en la cualemerge magma originando una erupción volcánica

El magma es una mezcla de silicatos químicamenteactivos y capaz de fluir

ESTRUCTURA DE UN VOLCANEn un volcán se pueden distinguir las siguientes partes:

Cono volcánico: elevación del terreno producida por la acumulación de productos de erupciones volcánicas anteriores.

Cráter: zona de salida de los productos volcánicos.

Chimenea: conducto de salida que una la cámara magmática con el exterior.

Cámara magmática: zona en el interior de la corteza terrestre donde se acumula el magma.

ESQUEMA DE LA ESTRUCTURA DE UN VOLCAN

PRODUCTOS VOLCANICOS(GASES)

Los materiales que arrojan los volcanes activos se presentan en las fases sólida y fluida (gases y líquidos)

I.- Subface gaseosaLos gases que emiten los volcanes son mezclascomplejas cuya composición varía de unos aotros. Los más abundantes son: vapor deagua, dióxido decarbono, nitrógeno, hidrógeno, ácidoclorhídrico y cloruros volátiles, gases sulfurososy sulfhídrico, metano y otros hidrocarburos. Losgases expulsados durante las erupciones puedentener una densidad tal que arrastren cenizas ensuspensión, formándose las llamadas nubesardientes (flujos de piroclastos).

Nubes de este tipo debieron producirse en la erupción del Vesubio del año 79 d. de C., que destruyó las ciudades de Pompeya y Herculano.

VOLCAN VESUBIO

VOLCAN VESUBIO (79 D.C)

VOLCAN VESUBIO (79 D.C)

VOLCAN VESUBIO (Siglo XX)

PRODUCTOS VOLCANICOSII.- Subface líquida

Los productos líquidos reciben elnombre general de lavas (magmaque ha perdido el gas). Las queson muy fluidas, como lasbasálticas, al desbordar por elcráter o las fisuras del conovolcánico, se deslizan con facilidadpor las vertientes formando aveces verdaderas cascadas(Mauna-Loa) y por la superficiedel suelo formando coladas.

PRODUCTOS VOLCANICOSIII.-Fase Sólida

Se denominan Piroclastos (piedras ardientes). Son lanzados con fuerzaal exterior por la acción de los gases que se acumulan en el interior del

volcán. Pueden ser pequeños, como las cenizasvolcánicas, medios como el lapilli, o grandes, como

las bombas volcánicas.

TIPOS DE VOLCANES I.- Tipo Hawaiano

Son volcanes de erupcióntranquila, debido a que lalava es muy fluida. Los gasesse desprenden fácilmente yno se producen explosiones.El volcán que se forma tieneapariencia de escudo, ya quela lava, al ser muy fluidacubre una gran extensiónantes de solidificarse.

TIPOS DE VOLCANESII.-Tipo EstrombolianoSon volcanes con erupcionesviolentas. La lava es viscosa, no sedesliza fácilmente y formapequeños conos volcánicos dondese producen explosiones conlanzamiento de lapilli y cenizasvolcánicas. Las lavas puedenrecorrer 12 km antes desolidificarse.

TIPOS DE VOLCANESIII.- Tipo Vulcaniano oVesubiano

Son volcanes con erupcionesmuy violentas. Las lavas sonmuy viscosas y se solidifican enla zona delcráter, produciéndoseexplosiones que, incluso, llegana demoler la parte superior delcono volcánico.

TIPOS DE VOLCANESIV.-Tipo Peleano

Volcanes con erupcionesextremadamente violentas. La lava tieneuna altísima viscosidad. Por ello, lachimenea del volcán se obstruye alsolidificarse la lava. Los gases seacumulan en la cámaramagmática, incrementando lapresión, por lo que termina explotandotodo el aparato volcánico. El más famosode estos volcanes fue el situado en la islade Krakatoa. Esta isla casi desapareciódespués de la erupción del volcán.

Sismicidad VolcánicaUno de los propósitos fundamentales para el estudio de lasismología volcánica es el conocer los patrones de actividadsísmica que permitan establecer oportunamente laprobabilidad de una erupción.

La actividad sísmica en volcanes suele presentarse con meseso años de anticipación a cualquier manifestación observableen el exterior, por ejemplo la emisión de vapor, gases ocenizas o bien el calentamiento del agua del lago quepodría existir en el cráter. Es por ello que la sismologíavolcánica es considerada como una de las herramientas másútiles en el conocimiento del fenómeno volcánico ydeterminante, en consecuencia, el pronóstico de unaeventual erupción.

SISMOS VOLCANO TECTONICOS (VT)Son sismos registrados en un ambiente volcánico. Setrata de una señal de duración variable, que puede serde unos pocos segundos hasta algunos minutos paraeventos mayores. El inicio d e la señal suele serimpulsivo y la llegada de la onda S es identificable. Elcontenido espectral de la señal es amplio siendoposible observar sismos volcano tectónicos confrecuencias superiores a los 30 Hz .La forma de onda escaracterística, representada por las llegadas de lospaquetes de las ondas P y S, así como la contribuciónde ondas superficiales y un decaimiento final enforma de exponencial decreciente, que corresponde ala coda.

Sismo Volcano Tectonico. Est LLAI 16/02/2007 13:24:17

Modelo de fuente de sismos VTLa explicación de la ocurrencia de un terremoto, en una determinada región, está bienexplicado por la teoría de la elasticidad, que atribuye este fenómeno a la acumulación deesfuerzos en una determinada región, con características elásticas; de acuerdo a esta teoríacuando el límite de elasticidad (punto de ruptura) del material, es superado, entonces seproduce una fractura acompañada de liberación de energía elástica y calor. La magnitud delevento estará relacionada con las dimensiones de la zona fracturada (Lee y Steward, 1981) Elorigen de esta acumulación de esfuerzos puede ser atribuida a:

i) Transmisión de energía como producto de una dinámica tectónica regional

ii) Transmisión de energía debido a la interacción con la dinámica de los fluidos queestén presentes en el sistema volcánico.

Identificar la génesis de la señal es de suma importancia para establecer si se trata de unaseñal puramente tectónica o bien si está relacionada con la dinámica del volcán.

SISMOS DE PERIODO LARGO (LP)Estos eventos de periodo largo (LP) (también conocidos como sismos tipo B de

acuerdo a la clasificación de Minakami) son, de acuerdo a la literaturaespecializada, señales sísmicas típicas de amientes volcánicos. Estos sismos secaracterizan por tener una duración que puede oscilar entre unos pocos segundosy un poco mas de un minuto. Su contenido espectral está limitado a bandas defrecuencia relativamente estrechas (1<f<5 Hz). El comienzo de esta señalgeneralmente es emergente lo que hace difícil determinar el momento exacto desu comienzo : No presentan llegadas definidas de ningún tipo de fase ya sea P oS, de acuerdo a muchos autores su forma de onda es similar a un “huso de tejer”(J.M Ibáñez; E. Carmona, 2000)

Evento LP registrado en la estación LLAI el 25/02/2007

MODELO DE FUENTE DE SISMOS LPDe acuerdo a los estudios de Chouet (1988) se propone un modelode fuente para los LP, que explica el contenido espectral y lorelaciona con la dinámica de los fluidos presentes en un volcán.Este modelo es conocido como “modelo de fracturascontroladas por fluidos”. De acuerdo a este modelo loseventos LP se generan por resonancia en fracturas cerradas en susextremos y rellenas de fluidos volcánicos (agua o magma), con uncierto nivel de gas disuelto en ellas, en los que se produce un bruscoy rápido cambio de presión. Este transiente de presión es el origende la perturbación que se propaga a lo largo de la fracturatransmitiendo energía desde el fluido al entorno sólido que loconfina, generando así las ondas sísmicas. La frecuencia central delpeak espectral de la señal y su ancho, aportan información sobre eltamaño de la fractura que resuena y del tipo y dinámica del fluidoque la rellena (Nakano et al, 1988; Ibáñez et al, 2000)

EVENTOS HIBRIDOSEstos eventos se caracterizan por su comienzo a altas frecuencias, con unaamplia banda espectral pudiéndose identificar las fases P y S, debido aesta última característica se le asocia a un terremoto de baja magnitud.Después de la primera llegada aparece una señal muy similar en forma deonda, duración y contenido espectral a los eventos LP. Se debe hacernotar que la llegada en alta frecuencia de los híbridos debe presentarfases P y S claras.

Evento Hibrido registrado en LLAI 24/04/2007

MODELO DE FUENTE DE SISMOS HIBRIDOSAceptando que los eventos híbridos son el producto de la suma de un sismo volcano-tectónico y un evento LP, con origen en la misma región y ocurridos simultáneamente, entonces se podría aceptar como modelo fuente que en la región fuente (una fractura) sellada y sometida a la presión de los fluidos volcánicos, el aumento de presión lleva a la ruptura de la zona, produciendo un terremoto. La fractura se rellena de fluido y la resonancia de dicho fluido produce una señal monocromática en bajas frecuencias. Este modelo asume que existe una presión de fluido que rompe la fractura y le inyecta un fluido

TREMOR VOLCANICOEl tremor volcánico es una señal sísmica, caracterizadapor mantener la amplitud constante durante un largoperiodo de tiempo, que puede oscilar entre variosminutos y horas, con contenido espectral centrado enbandas de frecuencia relativamente estrechas.Tremor registrado en la estación Llai el 22 de Julio de 2007 entre las

04:55 y las 05:02

MODELO DE FUENTE DEL TREMOREn general se podría hablar de 3 tipos principales de tremores volcánicos

TH: Tremor volcánico con alto contenido de frecuencias (sobre 6Hz). Estos eventos, en ocasiones aparecen después de producidasexplosiones y pueden tener duración de horas.

Ti: Tremor volcánico con frecuencias intermedias (1 – 6 Hz). Estopuede corresponder a vibraciones con duraciones variables, que pueden serdesde algunos minutos hasta horas. En algunos volcanes el contenidoespectral de este tipo de tremor está relacionado con el tipo de actividad. Asípor ejemplo en periodos de tranquilidad, el tremor puede estar centrado abajas frecuencias y en fases pre - eruptivas la frecuencia puede variar hasta elorden de los 3 Hz (Ibáñez 2003). Un comportamiento de este tipo mostró elvolcán Villarrica previó a su erupción del año 1984 (Fuentealba 1985)

MODELO DE FUENTE DEL TREMORTL: Tremor a bajas frecuencias (≤ 0.5 Hz); este tipo deeventos pueden ser registrados por sensores de bandaancha

El modelos se han basado endesgasificaciones, fluctuaciones del gas, resonancia deconductos, etc. Los modelos de resonancia de conductosabiertos, se han ido complicando, según las estructurasde los edificios volcánicos y aunque pueden explicarmuchos episodios de tremor, muchas veces no puedenintegrar datos sobre la reología de los fluidos y sudinámica. (Ibáñez et el, 2000)