Métodos para estudiar el interior terrestre
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Métodos para estudiar el interior terrestre. Métodos directos. Métodos indirectos. Proporcionan datos contrastables de lo que se está investigando. Se aplican para obtener información de los objetos y materiales que no es posible manipular directamente. Mediciones de isótopos. Método sísmico.

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M todos para estudiar el interior terrestre

Métodos para estudiar el interior terrestre

Métodos directos

Métodos indirectos

Proporcionan datos contrastables de lo que se está investigando.

Se aplican para obtener información de los objetos y materiales que no es posible manipular directamente

Mediciones de isótopos

Método sísmico

Estudio de rocas en superficie

Sondeos

Estudio de meteoritos

Método gravimétrico

Análisis de rocas volcánicas y temperatura de la lava

Dataciones radiométricas


M todos para estudiar el interior terrestre

Escarpe de falla

Método sísmico

Métodos indirectos

dirección de vibración de las partículas

Ondas P

dirección de propagación de la onda

dirección de vibración de las partículas

Frentes de onda

Hipocentro

Falla

OndasS

dirección de propagación de la onda

SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS

Ver animación “Anatomía de un terremoto”

La vibración del hipocentro se propaga en forma de ondas sísmicas que van en todas direcciones.

TERREMOTO PRODUCIDO POR UNA FALLA

Epicentro


M todos para estudiar el interior terrestre

Comportamiento de ondas sísmicas

Ondas superficiales

Desnivel

Epicentro

Hipocentro

Ondas P

Falla inversa


M todos para estudiar el interior terrestre

Son las más veloces, longitudinales y comprimen y dilatan las rocas

Tiene menor velocidad, son transversales, producen vibración perpendicular y no se desplazan en fluidos

Se generan al llegar a la superficie las ondas P y S

Método sísmico

Métodos indirectos

SISMÓGRAFOS

SISMÓGRAMAS

dirección de vibración de las partículas

Ondas P

Ondas P

Ondas S

Ondas superficiales

dirección de propagación de la onda

OndasS

dirección de propagación de la onda

SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS


M todos para estudiar el interior terrestre

Dirección de propagación de la onda

Dirección de propagación de la onda

Movimiento de las partículas

Movimiento de las partículas

Método sísmico

Ondas S

Ondas P


Ondas s smicas

Ondas sísmicas

P

S


M todos para estudiar el interior terrestre

La velocidad de propagación de las ondas sísmicas en el interior terrestre sufre variaciones graduales y, a veces, cambios bruscos denominados discontinuidades.

Discontinuidad de Gutenberg

Discontinuidad de Lehman

Discontinuidad de Mohorovicic

14

Método sísmico

13

12

11

10

9

8

7

6

5

4

Núcleo

3

Manto

2

670

2 900

5 150

2 000

4 000

6 000

INFORMACIÓN APORTADA POR LOS TERREMOTOS

Ondas P

Velocidad (km/s)

Ondas S

Profundidad (km)

Las discontinuidades sísmicas se utilizan para diferenciar las capas del interior del planeta.


M todos para estudiar el interior terrestre

Las discontinuidades sísmicas

Km.

0

Discontinuidad de Mohorovicic

30 - 70

Discontinuidad de Repetti

670

Discontinuidad de Gutenberg

2 900

Discontinuidad de Lehman

5 150

6 370


M todos para estudiar el interior terrestre

Composición y estructura de la Tierra

Km.

Corteza

0

Corteza oceánica

10

Corteza continental

70

Manto superior

670

Manto

Manto inferior

2 900

Núcleo superior

Núcleo

5 150

Núcleo inferior

6 370


M todos para estudiar el interior terrestre

Capa

Discontinuidad en la base

Espesor(km)

Densidad media(kg/m3)

Composición

Corteza

Mohorovicic

10-70

2300 - 2700

BasaltoGranito

Mantosuperior

Repetti

600

3400 - 4000

Peridotitas

Mantoinferior

Gutenberg

2230

4500 - 6000

Núcleoexterno

Lehman

2250

9800 - 1200

80% hierro20% níquel y otros metales

Núcleointerno

1220 km de radio

9800 - 1200

Capas de la Tierra


M todos para estudiar el interior terrestre

La corteza

10 km

70 km

Corteza continental

Corteza oceánica


M todos para estudiar el interior terrestre

Desde la base de la corteza hasta 2900 km.

Representa el 83% del volumen total de la Tierra.

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.

Entre 25 y 70 km.Muy heterogénea.Rocas poco densas (2,7 g/cm3).Edad de las rocas entre 0 y 4000 M. a.

Entre 5 y 10 km.Más delgada.Rocas de densidad media (3 g/cm3).Edad de las rocas entre 0 y 180 M. a.

ESTRUCTURA DE LA TIERRA

UNIDADES GEOQUÍMICAS

CORTEZA

NÚCLEO

MANTO

CORTEZAOCEÁNICA

CORTEZACONTINENTAL


M todos para estudiar el interior terrestre

La más externa. Rígida. La litosférica oceánica de 50 a 100 km de espesor. La litosfera continental de 100 a 200 km.

Incluye el resto del manto. Sus rocas están sometidas a corrientes de convección. En su base se encuentra la capa D’’ integrada por los “posos del manto”.

Capa plástica. Hasta los 670 km de profundidad. Materiales en estado sólido. Existen corrientes de convección con movimientos de 1 a 12 cm por año.

Fluido de viscosidad elevada

Llega a los 5150 km. Se encuentra en estado líquido. Tienen corrientes de convección y crea el campo magnético terrestre.

Formado por hierro sólido cristalizado. Su tamaño aumenta a algunas décimas de milímetro por año.

ESTRUCTURA DE LA TIERRA

UNIDADES DINÁMICAS

Manto superior sublitosférico

LITOSFERA

MANTO INFERIOR

NÚCLEO EXTERNO

NÚCLEO INTERNO


M todos para estudiar el interior terrestre

La litosfera

Discontinuidad de Mohorovicic

Litosfera oceánica

Corteza continental

Corteza oceánica

Litosfera continental

Manto superior

Manto superior

Manto inferior

Discontinuidad de Repetti


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