Estrutura Interna da Terra. Métodos de estudo directos:

Transcript

1 Métodos de estudo directos: 1.- Prospeccións xeolóxicas: Minas (3,8 km Sudáfrica) e sondeos (12 km Península de Kola, no Océno Pacífico 6 km) 2.- Análise de rochas e minerais: Coñecemos as condicións de formación e a composición. Rochas magmáticas ou metamórficas (15-20 km profundidade) Estrutura Interna da Terra Básase en observacións e estudos directos sobre as rochas ou as súas manifestacións e estruturas. 3.- Análise produtos volcánicos: (Codia, como moito Manto superior). Ex: diamantes extraídos das Kimberlitas. 4.- Estudo de meteoritos: Asumindo unha orixe común dos corpos do Sistema Solar (*). 5.- Fotografías aéreas e teledetección (satélites, resonancia, raios- X, )

2 (*) O estudo dos meteoritos: Estrutura Interna da Terra * A maioría proceden do Cinto de Asteroides. * Segundo a Teoría Nebular os planetas do Sistema Solar orixináronse dun xeito semellante e a partires dos mesmos materiais. * Aerolitos (90%): Silicatos de Fe e Al. Semellantes á codia. *Siderolitos (1%): Densidade media, compostos por ferroníquel e silicatos ferromagnesianos. Semellantes ó mantonúcleo. * Sideritos (5%): Máis densos, compostos por unha aliaxe de Fe e Ni. Aseméllanse ó núcleo terrestre

3 Métodos de estudo indirectos: Estrutura Interna da Terra: Basease no estudo de determinadas propiedades físicas das rochas e as variacións destas (Xeofísica). 1.- Método xeotérmico. 2.- Método éléctrico 3.- Método gravimétrico Método magnético 5.- Método sísmico. 5.- Método radioactivo Estes métodos proporcionan gráficas, que interpretadas, permiten suxerir hipóteses sobre a composición e estrutura da Terra. 1.- Método xeotérmico A P e a T aumenta con forme nos achegamos ó interior. (1ºC/33m), nos primeiros km. No interior a P é de atmosferas é a temperatura pode chegar a ºC. Tamén existen anomalías xeotérmicas: Dorsais Oceánicas...

4 : As probas do calor interno son: geiseres, volcáns e minas, O calor do interior procede: calor residual (formación), desintegración de elementos radioactivos, fricción entre capas (coma consecuencia da rotación terrestre), reaccións químicas exotérmicas, gravidade (proceso de compresión cara ó centro provocando a contracción da masa terrestre e xerando calor por fricción),

5 2.- Método eléctrico Basease nos cambios de condutividade eléctrica das rochas. Pero como a condutividade das rochas é baixa, medimos a magnitude inversa, a resistividade. Introducimos un par de eléctrodos con corrente e outros dous conectados a un voltímetro para ver a diferencia de potencial. É un método preciso a poucas profundidades. Emprégase para prospeccións mineiras con moita exactitude, na localización de cavernas cársticas e na procura de augas subterráneas. A medida que separamos os eléctrodos da corrente, a zona a investigar aumenta en profundidade.

6 3.- Método gravimétrico Estrutura Interna da Terra Toda masa situada no espazo produce un campo gravitatorio. A forza que exerce sobre a unidade de masa a unha determina distancia coñécese como Intensidade do campo gravitatorio. O traballo que hai que realizar para levar a unidade de masa fóra do campo denomínase potencial. As superficies do campo gravitatorio que teñen igual potencial denomínanse superficies equipotenciais. (se a masa é esférica e homoxénea xerará superficies equipotenciais esféricas e concéntricas). A Terra non é esférica, nin homoxénea (diferente densidade, mvto materiais no interior, ). As superficies equipontenciais non son esféricas, senón que forman unha figura chamada xeoide. A forza da gravidade non é igual en todos os puntos da terra!!!. Na Terra prodúcense anomalías gravimétricas positivas (maiores das esperadas) e negativas (inferiores ás calculadas teoricamente).

7 O método gravimétrico basease no estudo da variación da aceleración da gravidade (g) endiferentes zonas do planeta. A gravidade obedece á lei de gravitación universal. Os parámetros dos que depende o valor da aceleración da gravidade en cada punto da superficie terrestre son: G: Constante de gravitación universal 6' Nm 2 /sg 2. d (radio da Terra) M: Masa da Terra que a súa vez depende: - Volume da Terra (Cte) - Densidade (variable) - Distinta composición - Estrutura do planeta F= G Mm/d 2 Vermellas negativas e azuis positivas. Medíronse variacións teóricas (anomalias gravitatorias) que depende da densidade, da altitude, da latitude,etc,

8 F 1 F 2 As anomalías gravimétricas poden ser consecuencia: - Latitude: (R E >R P en 22 km). Corrección latitudinal. Corrección Orográfica. - Altitude Corrección de aire ou de Faye (CAL). - Relevo próximo.. Corrección topográfica (CT). Cordilleira. - Defecto de masa.. Corrección de Bouguer (CB). F (a gravidade na superficie do océano é menor que no nivel do mar, debido ó defecto de masa con respecto ó continente) Correccións astronómicas (a c ) (a fza centrífuga oponse á gravidade (é maior a menor latitude) Unha vez feitas todas as correccións, aínda existen anomalías gravimétricas. Ex: nas coordilleiras hai unha anomalía negativa e no fondo do mar positiva. A explicación só pode estar na densidade (ρ e a g son directamente proporcionais). A gravidade na superficie do océano é menor que no nivel do mar, debido ó defecto de masa con respecto á terra).

9 Masa e densidade Terrestre: Estrutura Interna da Terra Convén diferenciar entre lei de Newton (mide a forza coa que se atraen dúas masas) da gravidade (mide a aceleración que unha masa lle imprime a outra se se pode desprazar libremente) F = m.g F= G Mm/d 2 G: Cte da gravitación universal 6' Nm 2/ sg 2 igualamos m.a = G(M.m/d 2 ) Rt = m. (Aceleración= gravidade) g (nivel do mar) = 9,81 m/s 2 Deducimos ca Masa da Terra é de 5, kg aproximadamente Kg Sabendo a masa e o volume (asumindo que é unha esfera V = 4/3 r 3 ); podemos calcular a densidade Esta é a densidade media do planeta, que non coincide cos cálculos optidos na superficie (2,8 g/cm 3 ).

10 A densidade do planeta é moito maior á da superficie, o que implica que as capas profundas deben ser moito máis densas. Zonación do planeta: codia, manto e núcleo (presenta capas concéntricas por acción da gravidade, os materias máis densos foron ó interior cando o planeta estaba incandescente). Estudos sismolóxicos indican que a densidade aumenta desde a codia ata o núcleo, pero non de forma homoxénea. A densidade mantense practicamente constante durante os primeiros 100 km. Despois dos km prodúcese un aumento brusco da densidade, Chegamos ó núcleo metálico do planeta (Fe compatible co campo magnético terrestre). A densidade no núcleo aproxímase a 14 g/cm 3. Relación entre a densidade dos materias terrestres e a profundiade.

11 D = M/V Pódese demostrar que a densidade dos materiais inflúe na gravidade. V = 4/3 r 3 D =M/ (4/3 r 3 ) M=(4/3 r 3 ). Densidade g =G (M/r 2 ) g =G (4/3 r). Densidade Anomalías gravimétricas por mor da densidade nos océanos son positivas e negativas nas cordilleiras. Tamén existen anomalías locais empregadas para a detección de bolsas de petróleo xa que próximas a elas existen domos de sal (densidade < 2 g/cm 3 ) as rochas da codia 2,5-2,8 g/cm 3.

12 O estudo de anomalías gravimétricas permitiu: - Deducir a existencia de dúas codias: codia oceánica (d= 3 g/cm 3 fundamentalmente Basalto) e codia continental (d= 2,6 g/cm 3 fundamentalmente Granito). - Deducir a situación de cuncas sedimentarias, intrusións volcánicas, fallas, zonas de subdución, minas metálicas, - Interpretar algúns procesos tectónicos de elevación/afundimento (Isostase) Os xeólogos Everest e Pratt demostraron con medidas realizadas sobre o Himalaia, cas montañas presentaban anomalías gravimétricas negativas que amosaban un defecto de masa baixo as montañas. Dutton formula o principio da isostasia. O principio presupón que os excesos e defectos de masa compénsanse cara ó interior de tal maneira que os materiais máis lixeiros coma as montañas compórtanse coma os Icebergs

13 Elevación en mm/ano Estrutura Interna da Terra A Isostase sería o equilibrio de flotación entre a litosfera e o manto plástico. Se aumentamos a masa esta afúndese no manto e o revés (erosión). Cando se deposita un gran espesor de sedimentos, o fondo tende a afundirse (subsidencia). O caso contrario é cando se erosiona unha montaña, o que provoca a elevación.

14 Isto supón que todos os excesos ou defectos de masa por enriba ou por debaixo do nivel do xeoide están compensados, de modo que a unha certa profundidade, o material encóntrase en equilibrio isostático. As masas por enriba do nivel do mar son unha alteración do equilibrio hidrostático, o mesmo poderíamos dicir dos océanos, a deficiencia de masa ata o nivel do mar constitúen unha perturbación do nivel hidrostático.

15 4.- Método magnético Estrutura Interna da Terra A Terra posúe un campo magnético que só se pode explicar pola presenza dun núcleo metálico externo fundido en movemento ó redor dun núcleo interno métálico sólido (xeodinamo). O campo magnético funciona grazas ó movemento da masa metálica fluída debida ó movemento de rotación do planeta e as correntes de convección internas (Descontinuidade de Gutemberg km). O campo magnético protéxenos das radiacións do espazo exterior as partículas quedan atrapadas nas liñas do campo (Auroras boreais e austrais)

16 O campo magnético mídese cos magnetómetros que miden a forza e a dirección do sinal magnético (declinación: ángulo entre o N xeográfico e o S magnético). A declinación magnética varía. (O S. magnético móvese). Pódense establecer mapas de declinacións magnéticas (isógonas ou liñas de igual declinación). Tamén se poden detectar anomalías magnéticas positivas e negativas. A unidade de medida é o nanotesla. En función da variación da intensidade do campo magnético poden buscarse xacementos de determinados minerais magnéticos.

17 O Norte magnético variou ó longo da historia do planeta: - Variacións seculares. - Inversións magnéticas (cambios nos mvto convección?) O método magnético permite asignar cronoloxías (Paleomagnetismo). As rochas presentan unha imantación permanente que coincide coa dirección do campo magnético no momento da xénese (Ex determinados minerais magnéticos (magnetita Fe 3 O 4, pirrotina Fe 6 S 7...), ou determinadas rochas magmáticas (Gabro e o Basalto), as rochas sedimentarias son, en xeral, as menos magnéticas). É unha proba contundente da Tectónica de Placas.

18 5.- Método sísmico Estrutura Interna da Terra O estudo das ondas sísmicas é o método que proporciona unha idea máis aproximada do interior do planeta. Os sismos son liberación bruscas de enerxía (50 Km profundidade, excepcionalmente 700 km) que se foi acumulando durante millóns de anos coma consecuencia do movemento das placas litosféricas ou de fallas tectónicas. Nos tremores libéranse unhas ondas que son rexistradas polos sismógrafos. Sismograma Sismógrafo

19 Grazas a rede de sismógrafos, podemos coñecer o lugar ó que chegan as ondas e o tempo que tardan en chegar. Existen catro tipos de ondas: Ondas P, primarias ou lonxitudinais. Son as máis rápidas (8 km/s), vibran na mesma dirección na que se propagan, desprázanse por todos os medios e aumenta a súa velociade coa densidade e a rixidez do material. Fórmanse no hipocentro Ondas S, secundarias, transversais ou de cizalla: Son as máis lentas (4,5 km/s), as partículas vibran perpendicularmente á dirección, desprázanse so por sólidos, a súa velocidade aumenta coa densidade e a rixidez do material. Fórmanse no hipocentro

20 Destas fórmulas deducimos: - Como todos os materiais son susceptibles de ser comprimidos (K) as ondas P propáganse por todos os medios. - Como os fluídos, non son ríxidos, teñen µ = 0 as ondas S, só se propagan por medios sólidos. - A maior densidade (d) do medio, menor velocidade das ondas. - A maior incompresibilidade (µ), máis velocidade: a posición das partículas é máis fixa e a recuperan absorbendo menos enerxía ó cesar a vibración. - Ademais coñecendo a relación Vp/Vs (aproximadamente 1,73), podemos calcular a distancia do punto ó hipocentro.

21 Ondas superficiais, só se xeran cando chegan as anteriores ó epicentro. Moito máis lentas 1,5 km/s - Ondas R, Rayleigh Movemento rodante, semellante ás ondas, (ascendente e descendente). Seguen unha traxectoria circular. - Ondas L, Love Desprázanse no plano horizontal. O movemento é semellante ó dunha serpe (de lado a lado).

22 A tomografía sísmica é unha tecnoloxía que permite obter imaxes do interior da Terra a partir da lectura dos tempos de traxecto das ondas sísmicas que se propagan polo interior do planeta (algo semellante a un TAC en medicina). Mediante esta tecnoloxía pódese coñecer a topografía das diferentes unidades xeodinámica da Terra e obter perfis do manto, da superficie e do núcleo terrestre. Esta técnica baséase na análise das diferenzas de velocidade das ondas sísmicas respecto ó valor promedio teórico. Os datos compáranse nun ordenador que fabrica imaxes virtuais das seccións do interior terrestre. A análise da distribución de velocidades permite detectar: - Anomalías positivas que interpretamos como zonas frías, de material máis denso que tende a afundirse. - Anomalías negativas que se interpretan como zonas máis quentes, de material menos denso que tende a ascender xerando as correntes de convección.

23 Se o planeta fose homoxéneo as ondas non variarian: nin de dirección nin de velocidade. As ondas sofren cambios: Bruscos (descontinuidades) e graduais (litolóxicos). Si se reflicten cambian de ángulo pero a velocidade é a mesma (igual material) Se se refractan cambian de dirección e de velocidade seguindo as leis de Snell: V 1 / V 2 = sen i / sen r Se as ondas cambian de medio moi rápido e van aumentando a velocidade, aparecerá unha traxectoria curvada

24 Dedúcese que a Terra está formada por capas ( cebola ) As ondas P refráctanse no Núcleo mentres que as ondas S desaparecen, obsérvase unha zona de sombra entre os 105º ( km) e os 143º ( km) para todas as ondas, por enriba dos 143º, aparecen as ondas P, pero non as S (asúmese como 0º o foco sísmico do terremoto). Esta descontinuidade marca un medio sólido (manto) dun medio líquido (núcleo externo) chamóuselle a descontinuidade de Gutemberg. Hoxe recoñécense dous tipos de descontinuidades: PRIMEIRO ORDEN - Descontinuidade de Mohorovicic (40-60 km nos continentes e 10 km nos océanos) aumenta Vp e Vs - Descontinuidade de Gutemberg (2.900 km) Vp baixa repentinamente e as ondas S páranse. SEGUNDO ORDEN - Descontinuidade de Conrad (15 km?) lixeiro aumento de Vp e Vs - Descontinuidade de Reppeti (800 km) baixa o ritmo de crecemento das ondas P e S. - Descontinuidade de Wiechert-Lehman (5.150 km) Aumento de V das ondas P.

25

26

27

28 * Outras aplicacións Estrutura Interna da Terra - Búsqueda de xacementos. - Obra civil: construcións de túneles.

29 MODELO XEOQUÍMICO - Codia - Descontinuidade de Mohorovicic (38 km) - Manto Superior - Descontinuidade de Reppetti (1.000 km) - Manto inferior - Descontinuidade de Gutemberg (2.900 km) - Núcleo externo (fluído e condutor) - Descontinuidade de Wiechert-Lehman (5.150 km) - Núcleo interno MODELO DINÁMICO - Litosfera (100 km) Capa ríxida formada por placas que se moven debido ás correntes de convección. - Astenosfera (200 km de espesor). Correspóndese coa parte inferior do manto superior. (Vp e Vs descenden). Capa semifluída debida a calor dos elementos radioactivos. - Mesosfera Correspóndese co resto do manto. É unha zona estable. Capa D. - Endosfera (Correspóndese co núcleo externo e interno)

30 CODIA Estrutura Interna da Terra - Está estre a hidrosfera/atmosfera e a descontinuidade de Mohorovicic. Presenta un espesor medio de 50 km. - Representa un 6 % do volume total da Terra. - Composición moi variada: O, Si e en menor media Al, Fe, Ca, K, Mg, Na. Os compostos máis abundantes son os óxidos, concretamente os silicatos, e outras sales minerais, -Divídese en: 1.- Codia continental: - Entre 25 e 70 km de espesor (Himalaia). - Moi heteroxénea. Rochas pouco densas (2,7 g/cm 3 ). - Idade entre e de anos. - Descontinuidade de Conrad 17 km? 2.- Codia oceánica: - Entre 5 e 10 km de espesor. - Densidade media (3 g/cm 3 ). - Idade entre 0 e de anos.

31 -ESTRUCTURA VERTICAL DA CODIA Estrutura Interna da Terra 1. - Codia continental (Zonas emerxidas e pouco profundas dos océanos) - Capa sedimentaria (rochas sedimentarias, algunha metamórfica e intrusións graníticas). Espesor variable, pode chegar ós 300 m. Densidade 2,5 g/cm 3 - Capa granítica (fundamentalmente silicatos de aluminio, densidade 2,7 g/cm 3. Maior presión rochas metamórficas (neis) e plutóns (sílice). Espesor de 10 a 15 km - Capa basáltica (alto grao de metamorfismo, e plutónicas de pouco sílice). Silicatos de magnesio. Espesor de 10 a 20 km e densidades 2,9 g/cm 3 ou superiores. Rochas: Basalto, gabro e diorita. CONTINENTE. Codia Sedimentaria OCÉANO. Plataforma Continental. Codia Granítica. Codia Basáltica. MANTO. Discontinuidade de Conrad (17 Km?). Discontinuidade Mohorovicic. 2.- Codia oceánica - Sedimentos (1,3 km, maior espesor preto dos continentes (10 km)). - Rochas basálticas de orixe volcánico (olivino). - Lavas almofadas (arrefriamento rápido) - Diques verticais (chemineas). - As zonas máis profundas están formadas por gabro (arrefriamento lento).

32 -ESTRUCTURA HORIZONTAL CODIA 1.- Escudos ou cratóns: Son amplas chairas situadas no interior dos continentes. 2.- Oróxenos: Cadeas de montañas formadas polo pregamento dos sedimentos. 3.- Plataforma : marxes dos continentes. 4.- Plataforma continental: entre o 1 e o 3% de pendente. Rica flora e fauna. 200 m. 5.- Noiro continental: Pendente 45 %. Correntes de turbidez. 6.- Chairas abisais: Volcáns submarinos e güiots (xa é codia oceánica)

33 -ESTRUCTURA HORIZONTAL CODIA OCEÁNICA 1.- Chairas abisais: Volcáns submarinos e guiots. Son montes submariños de cimas planas. A cima foi erosinada á nivel do mar. 2.- Dorsais Oceánicas: Grandes elevacións ( m). Forma de M (rift, só nas dorsais lentas) km de lonxitude. Fallas transformantes. Fluxo xeotérmico elevado. Supuran codia oceánica < 10 6 anos. 3.- Zonas de sudución: Depresións alongadas e estreitas. Destrúese codia oceánica. 11 km profundidade.

34 MANTO Estrutura Interna da Terra - Entre a descontinuidade de Mohorovicic e a de Gutemberg. Representa en volume o 82 % e o 70 % en masa. A densiade media 4,3 g/cm 3. - Maioritariamente peridotitas. A P fai cos átomos se reorganicen formando novos materiais (olivino, espinela, perovskita, postperovskita) - A descontinuidade de Repetti (800 km) divide o manto en superior e inferior. 1.- Manto Superior: - Entre 50 e 250 km a velocidade diminúe (semifluído). - Densidade 3,3 g/cm Manto inferior: - A partires dos km. O aumento de P fai os materiais máis compactos, aumento de Vp e Vs. - A T varia entre e ºC. - Densidade 5,5 g/cm 3.

35 Límite núcleo-manto Estrutura Interna da Terra - Coñecida como capa D (200 últimos km do manto inferior). - A Vp diminúen bruscamente o que se interpreta como que as rochas están parcialmente fundidas nalgúns lugares, coincidindo con intensos fluxos de calor procedentes do núcleo. - Estas masas de rochas poderían ascender a través do manto ata a litosfera. Inflúen no cabeceo do eixo de rotación terrestre. NÚCLEO - Desde os (D. Gutemberg) ata o centro do planeta (6.370 km). Representa o 16 % en volume e o 32 % en masa. - Densidade entre 10 e 13 g/cm 3. P de 1,3 a 3, atmosferas. As temperaturas están entre e C - Composto fundamentalmente por Fe (8-10 %) e Ni. - Descontinuidade de Wiecher-Lehman (5.150 km) separa o Núcleo externo do Núcleo interno.