Origen y estrucutra de la Tierra

Origen y estructura
de la Tierra
TEMA 2
1. El origen de la Tierra Teoría de los
planetesimales (Von Weizsäcker y Kuiper, 1940)

Nuestro planeta se forma a la vez que todo el sistema solar (4500-5000 m.a.)

El Sistema Solar proviene de una nebulosa fría (gas, hielo, silicatos) que
comenzó a contraerse y a girar sobre si misma.

Por gravedad la mayor parte de la masa se concentra en el centro (protosol).
Su temperatura sube por la energía gravitatoria que hace chocar las
partículas y aumenta la presión. Se dan las condiciones ideales para la
aparición de reacciones termonucleares, convirtiéndose en una estrella.

Las partículas externas chocan por gravedad, aumentando su tamaño cada
vez más, dando origen sucesivamente a planetésimos, planetoides y
planetas, formando losa planetas interiores. (acreción planetesimal)

Las partículas más ligeras que rodean el sol (H, He) escapan a zonas
exteriores, más estables y frías, originando planetas exteriores, gaseosos y
ligeros.

La energía gravitatoria comprime los planetas, aumentando su temperatura junto con
la contribución de más choques de planetésimos y planetoides.

Se produce la fusión y la ordenación de sus componentes por densidades, en capas.
Al girar adquieren formas esférica. Provoca desgasificación del planeta, responsable
de la formación de la atmósfera.

Sigue el impacto de meteoritos sobre los planetas y satélites, ayudados por el empuje
del viento solar, provocado la inclinación del eje de rotación de algunos (e incluso el
cambio del sentido de rotación de venus)y la aparición de cráteres en la superficie.

Los cuerpos más pequeños y alejados formaron la nube de Oort y el cinturón de
Kuiper, lugar de procedencia de los cometas.
2. Métodos de estudio del interior
de la Tierra.

Métodos directos. Los métodos directos consisten en obtener muestras de rocas y analizarlas,
tanto sobre el terreno como en los laboratorios. Existen tres métodos directos, que veremos a
continuación, siempre teniendo presente que sólo nos dan información de la capa más
superficial de la tierra.

Sondeos.
•
Se utilizan sondas que perforan el terreno, obteniéndose una columna con los materiales (=testigo).
•
Permite conocer la estructura geológica de la corteza de la Tierra, pero no el resto de las capas de la
Tierra (profundidad máxima 12 Km).
El sondeo más profundo.
La Reina indiscutida de las profundidades es la excavación realizada en la Península
de Kola. Propuesto como proyecto científico en 1962 el hoyo fue una excavación
científica cuyo objetivo radicaba en alcanzar una capa muy profunda de la Tierra a
unos 15 kilómetros de profundidad. Comenzadas las excavaciones en el año 1970, el
proyecto dio como resultado varias ramificaciones nacidas de una rama central, de
las cuales, la SG-3 resultó ser la más profunda al alcanzar unos 12.262 metros de
profundidad.
http://truji-espeleo.blogspot.com.es/2010/12/el-pozo-mas-profundo.html

Métodos directos.

Minas. Una mina es una excavación realizada en el subsuelo, lo que se
hace mediante pozos y galerías sin son explotaciones subterráneas, o
grandes socavones sin son a cielo abierto. Se utilizan para extracción
de rocas y minerales de interés económico.
Las minas de galería permiten obtener rocas de zonas de más de 2 km de
profundidad, algo escaso para los 6371 km de radio de la tierra, además
sólo se obtiene información a escala local. La mina más profunda es la mina
de oro de Tau Tona (que significa Gran león), en Sudáfrica que alcanza los
3,9 km de profundidad, y donde las rocas de las paredes alcanzan los 60 °C.
Las minas a cielo abierto son aquellas donde el proceso de extracción se
realiza en la superficie del terreno, utilizando maquinaria de gran tamaño.
Por ejemplo tenemos las minas de Riotinto en Huelva, con mas de 3000 años
de explotación, como ejemplo en Andalucía.

Exploración geológica. Recogida rocas.
Consiste en recoger muestras de rocas en la superficie terrestre, analizarlas sobre el terreno viendo
espesor, orientación, relación con otras rocas, etc., para posteriormente analizarlas en el laboratorio
viendo composición mineralógica, texturas y otros parámetros. Es una tarea realizada por los
geólogos y con los datos se elaboran mapas geológicos donde se recogen los accidentes
geológicos de una región y se sitúan sobre un mapa topográfico.
Los mapas geológicos son un instrumento de gran valor para el reconocimiento previo del terreno
de una región determinada.

Métodos indirectos.
Se basan en el estudio de las propiedades físicas (densidad, magnetismo, temperatura, gravedad...) y químicas que
tiene la tierra. Con estos datos se elaboran gráficos y tablas a partir de los cuales se elaboran hipótesis sobre la
estructura del interior terrestre, así como de su composición y estado.
Los métodos se agrupan en tres tipos: los geofísicos (estudio de densidad, gravedad, magnetismo, etc.); el método
sísmico (estudio de las ondas sísmicas) y el estudio comparativo de los meteoritos.

Estudio de la densidad terrestre.
La densidad es una magnitud que relaciona la masa de un cuerpo
con su volumen. El estudio de la densidad terrestre indica que la
densidad media de nuestro planeta es de 5.5 g/cm3. Sin embargo,
al analizar la densidad de las rocas de la superficie nos encontramos
con densidades que oscilan entre 2.2 y 2.5 g/cm3. La densidad de
rocas del manto superior que han llegado a la superficie, llamadas
peridotitas, tienen una densidad de 5.2 g/cm3, por lo que podemos
deducir que la densidad de zonas más internas debe ser superior
para compensar la baja densidad de la corteza terrestre. Se calcula
que puede ser de 11 g/cm3.
Esta densidad sólo es compatible con elementos metálicos, en
concreto con el hierro, por lo que se deduce que el núcleo está
compuesto mayoritariamente con este elemento.
http://es.wikipedia.org/wiki/Experimento_de_Cavendish

Método gravimétrico.
El estudio de la gravedad terrestre nos aporta información sobre la distribución de masas en el planeta.
Podemos definir la gravedad terrestre como la fuerza de atracción que ejerce la tierra sobre otro cuerpo,
que cae con una aceleración media de 9,8 m/s2. En cualquier punto de la tierra, este valor varía en
función de la distancia al centro de la tierra y de la masa de los materiales.
Teóricamente a cada punto de la superficie de la Tierra le corresponde un valor de la gravedad terrestre
que vendrá condicionado por la latitud (distancia al ecuador) y por la altitud, que varían el radio.
Sin embargo al medir la gravedad real, a veces se aprecian valores diferentes a los esperados, llamadas
anomalías gravimétricas, positivas si el valor es mayor y negativas si es menor al esperado. Una anomalía
positiva indica la presencia de minerales densos, lo que se utiliza como indicador de posibles yacimientos
metálicos. Una negativa se asocia a la presencia de una posible bolsa de petróleo o de gas.
La aceleración de la gravedad en la
Tierra viene dada por:
g= 4/3πRGδ
Siendo:
R= radio terrestre (6400 Km).
G= cte. de gravitación universal
(6,67x10-11 m3/kg s2)
δ= densidad
La aceleración de la gravedad media de
la Tierra es: 9,8 m/s2
El Instituto de Metrología de
Alemania (PTB) ha
desarrollado un Sistema de
Información sobre la
Gravedad que permite
obtener la aceleración de
gravedad en cualquier lugar
del mundo mediante un
modelo basado en la misión
SRTM del Transbordador
Espacial (Shuttle Radar
Topography Mission).
http://www.ptb.de/cartoweb3/SISproject.php

Método magnético.
La tierra posee un campo magnético alrededor suyo
(magnetosfera), igual que cualquier imán, donde las líneas
de fuerza van de un polo a otro del mismo. El origen está
relacionado con el movimiento diferencial entre el núcleo
interno terrestre, sólido, y el resto del planeta, corteza y
manto, que son sólidos, y el núcleo externo que se
encuentra fluido. Esto hace que funcione como una
dinamo (como las que puedes ver en una bicicleta)
generando un campo magnético potente. Los polos
magnéticos y los geográficos no coinciden (declinación
magnética). A lo largo de la historia se han producido
inversiones de polaridad en el campo magnético,
produciéndose un intercambio de los polos norte y sur de
dicho campo.
Para que el núcleo interno funcione como un inductor
magnético, necesita que esté constituido por hierro. Otro
dato más que avala la composición metálica del núcleo.
El estudio del campo magnético se basa en las anomalías
magnética y nos sirve para:
•
Confirmar la composición metálica del núcleo.
•
Detectar yacimientos metálicos (anomalías
magnéticas positivas)
•
Estudio del paleomagnetismo. (prueba fundamental
que apoya la Teoría de la Tectónica de placas)
Actividad: ¿Tienen campo magnético otros planetas?
Aurora polar o boreal.
La magnetosfera nos
protege del viento solar y
de la radiación de alta
energía emitida por el sol.
Una aurora polar se
produce cuando el viento
solar choca con los polos
norte y sur de la
magnetósfera terrestre,
produciendo una luz
difusa proyectada en la
ionosfera terrestre

Método geotérmico.
Consiste en determinar la temperatura del interior terrestre. Se sabe que para los primeros kilómetros, la
temperatura sube 1 °C por cada 33 metros que profundicemos, lo que se conoce como gradiente geotérmico.
Este gradiente se mantiene sólo durante los primeros 30 – 50 kilómetros, ya que este aumento se va frenando y se
hace más lento. Se calcula que en el núcleo la temperatura es de unos 5000 °C.
El punto de fusión de fusión y de ebullición de los materiales varía con la temperatura, como hemos visto siempre,
pero también con la presión. Con la profundidad aumenta la presión, por lo que a las temperaturas del interior
terrestre, los materiales están en estado sólido. Sólo se producirá fusión cuando la temperatura esté por encima
del punto de fusión para la presión existente, algo que ocurre en el núcleo externo.
Todos estos datos se confirman en los laboratorios donde se
pueden simular las condiciones del interior terrestre en una
prensa especial llamada yunque de diamante, donde se
pueden conseguir más de un millón de atmósferas de
presión.
La tomografía sísmica muestra que el
geotérmico no es constante en toda la Tierra.
gradiente
Origen de calor interno de la Tierra: del propio origen del
planeta y la desintegración de elementos radioactivos de
vida media larga 238U, 232Th, 40K...

Método eléctrico.
Los métodos eléctricos son un tipo de método geofísico, y constituyen pruebas realizadas para la determinación
de las características geotécnicas de un terreno, como parte de las técnicas de reconocimiento de un
reconocimiento geotécnico. Se basan en la conductividad o la resistividad eléctrica de las rocas, las cuales son
propiedades materiales. Por ejemplo los sulfuros son de alta conductividad/baja resistividad eléctrica, las micas
son de conductividad muy baja y las rocas porosas saturadas con agua son de alta conductividad.
Consiste en introducir una corriente eléctrica continua en la superficie del terreno a través de dos electrodos. Se
mide el voltaje mediante otros dos electrodos. A partir del valor de la corriente inyectada y del voltaje medido se
obtiene la resistividad aparente del subsuelo. Comparando este valor con el valor esperado en función del tipo de
material que componente el terreno se obtiene información precisa sobre la estructura real del subsuelo estudiado
Los métodos eléctricos son útiles para determinar la
potencia (espesor) de estratos de una secuencia de rocas
sedimentarias Se aplican en la búsqueda de acuíferos,,
cavidades en el terreno (por ejemplo galerías en terrenos
cársticos), en la búsqueda de depósitos de sulfuros, etc. En
las empresas eléctricas por ejemplo por el método
eléctrico se localizan los lugares de baja y de alta
conductividad eléctrica para evitar pérdidas de
electricidad durante la transferencia de energía.

Estudio de meteoritos.
Los meteoritos son fragmentos rocosos del sistema solar que proceden, en su mayor parte, de la zona de asteroides
existentes entre las órbitas de Marte y Júpiter. La edad de esos meteoritos es la misma que la de nuestro planeta y se
piensa que los planetas interiores se formaron por agregación de meteoritos (llamados planetésimos) en un proceso
denominado acreción.
Por tanto, la importancia de su estudio está en que su composición media representa la composición de los planetas
interiores del sistema solar.
Dependiendo de su composición encontramos los siguientes tipos de meteoritos:
 Acondritas: similares a rocas ígneas (ej. basaltos),
que representan entre un 7 y 9% de los que caen a
la Tierra, y que se caracterizan por haber sufrido
procesos de fusión y diferenciación en el planeta o
asteroide del cual proceden. Silicatos de Fe, Mg y
Ca.
http://www.museodemeteoritos.es/index.html

Condritas: adquieren su nombre de las pequeñas partículas redondas que contienen. Estas partículas, o
cóndrulos, se componen principalmente de minerales de silicato que parecen haberse fundido mientras se
encontraban flotando libremente en el espacio. Típicamente, las condritas tienen 4.550 millones de años de
antigüedad y se piensa que representan materiales del cinturón de asteroides que nunca conformaron grandes
cuerpos.
Suponen el 86% de todos los meteoritos. Silicato de magnesio, similar a las peridotitas (rocas del manto)

Sideritos.
Formados por hierro en un 90% y níquel y algo de azufre. Densidades superiores a 10 g/cm3.
Semejantes a los materiales que formarían el núcleo terrestre.
Meteorito Hoba.
Meteorito Willamette (siderito) en el
Museo Americano de Historia Natura. NY
mide 2,7 metros de lado por 0,9 de alto. Pesa 60 toneladas. Se
encuentra en Hoba, Namibia. Es la masa natural de hierro más
grande del planeta.

Siderolitos.
Son un tipo de meteorito que tienen la misma proporción de metales de hierro (Fe) y níquel (Ni) y de rocas
silicatadas, y representan un 1,5% de los meteoritos que caen a la Tierra y un 1,8% de la masa total de
meteoritos. Se piensa que los materiales que se encuentran en el límite entre el núcleo y el manto .
Pallasitas (de P. Simon Pallas)
Parece ser que las pallasitas son restos del límite entre el manto y el núcleo de algún asteroide

Método sísmico.
De los métodos geofísicos indirectos, el sísmico es el que suministra la mayoría de la información de la estructura interna de la Tierra. En
nuestro planeta más de 300.000 terremotos al año, la mayoría imperceptibles para el ser humano, aunque si percibido por los observatorios
sismológicos repartidos por toda la tierra, formando la red sismológica mundial.
Un terremoto o seísmo es un movimiento vibratorio de corta duración que se producen por fracturas en la corteza terrestre, liberando una
gran cantidad de energía. La causa es la dislocación interna de materiales de la corteza y también de movimientos en capas profundas de la
misma.
El punto interno donde se origina el terremoto recibe el nombre de foco sísmico o hipocentro. En punto en superficie que se corresponde
con el hipocentro se llama epicentro, y es el lugar donde se percibe con mayor intensidad el seísmo.
Si el terremoto se origina en la corteza oceánica, recibe el nombre de
maremoto. Si la vibración se transmite al agua, se puede originar una
ola gigante, denominada tsunami.
Los seísmos se pueden clasificar en:
Superficiales. El hipocentro se encuentra a menos de 70
km de profundidad. Son los que pueden
Intermedios. Entre 70 y 300 km.
Profundos. Entre 300 y 700 km. No hay terremotos a
mayor profundidad.
Los terremotos producen ondas que se transmiten por
toda la tierra con una velocidad característica en función
del tipo de rocas por las que atraviesa. Existen varios tipos
de ondas, que quedan registradas en los sismógrafos,
generando unas gráficas llamadas sismogramas.
El sismógrafo Chan-Heng, primer
sismógrafo conocido (año 136 d. C.)
El análisis de los sismogramas permite calcular la cantidad de energía liberada en el hipocentro, lo que se conoce como
magnitud, que se mide con la escala de Richter, una escala donde cada grado de magnitud es 10 veces la cantidad de energía
liberada en el grado anterior. Antiguamente se utilizada la intensidad, escala relativa ya que medía el daño producido, aunque
eso dependía de la calidad resistencia a los terremotos de las construcciones hechas por el hombre.
1. Ondas P o primarias. Se transmiten por el interior terrestre y son las primeras en llegar a los sismógrafos. Se propagan por
medios sólidos y líquidos. Se transmite paralelamente a la dirección de propagación de las ondas sísmicas, son ondas
longitudinales o compresionales, lo cual significa que el suelo es alternadamente comprimido y dilatado en la dirección de la
propagación. Estas ondas generalmente viajan a una velocidad 1.73 veces de las ondas S y pueden viajar a través de cualquier
tipo de material líquido o sólido. Velocidades típicas son 1450m/s en el agua y cerca de 5000m/s en el granito.
donde K es el módulo de incompresibilidad, μ es el
módulo de corte o rigidez y ρ la densidad del material a
través del cual se propaga la onda mecánica. De estos
tres parámetros, la densidad es la que presenta menor
variación por lo que la velocidad está principalmente
determinada por K y μ.
2. Ondas S o secundarias. Se transmiten por el interior a una velocidad inferior a las P, por lo que llegan en segundo lugar a los sismógrafos.
Se propagan sólo por sólidos y se trasmiten perpendicularmente a la dirección de propagación.
Son ondas en las cuales el desplazamiento es transversal a la dirección de propagación. Su velocidad es menor que la de las ondas primarias.
Debido a ello, éstas aparecen en el terreno algo después que las primeras. Estas ondas son las que generan las oscilaciones durante el
movimiento sísmico y las que producen la mayor parte de los daños. Sólo se trasladan a través de elementos sólidos.
La velocidad de propagación de las ondas S en medios
isótropos y homogéneos depende del módulo de
corte μ y de la densidad ρ del material.
3. Ondas superficiales. Se transmiten sólo por la superficie, partiendo desde el epicentro. Son las responsables de los daños
producidos por un terremoto y no sirven para estudiar el interior de la tierra. Existen dos tipos: las ondas Love o L con
movimiento perpendicular a la propagación y las Rayleigh o R, que se propagan como las olas del mar. Son las causantes de los
daños producidos por los sismos en las construcciones. Estas ondas son las que poseen menor velocidad de propagación a
comparación de las otras dos.
Las ondas son ondas
superficiales que producen un
movimiento elíptico retrógrado
del suelo
La velocidad de las ondas sísmicas depende de los materiales que atraviesa. Si estuviésemos en un planeta imaginario de
composición homogénea, las ondas P y S lo atravesarían a una velocidad constante. Si el planeta tuviese capas de
composición y propiedades diferentes, la llegada de las ondas a los sismógrafos dependería de las capas atravesadas.
Midiendo el tiempo transcurrido desde que se origina el terremoto y la llegada de las ondas a los sismógrafos de toda la
tierra, se puede determinar la velocidad, las capas atravesadas, así como ciertas características físicas de cada una de
ellas.
Los geólogos H. Jeffreys y B. Gutemberg, trabajando de manera
independiente, detectaron que existían cambios bruscos en la
velocidad de las ondas P y S, que interpretaron como cambios en la
composición y naturaleza de los materiales, lo que permite dividir el
interior terrestre en capas. Posteriores estudios determinaron la
existencia de varias discontinuidades:
•
Discontinuidad de Mohorovicic (Moho), (1er orden), descrita en
1909. Situada a unos 40 Km de profundidad media, aunque varía
entre 10 y 100 km. Separa la corteza del manto terrestre.
• Discontinuidad de Gutemberg, (1er orden), descrita en 1914. Se
sitúa a 2900 km de profundidad. Las ondas S se detienen, indicando
que empieza una capa fluida (le núcleo externo).
• Discontinuidad de Lehman (2º orden) (también llamada de
Wiechert-Lehman), descrita por la sismóloga danesa Inge Lehman
en 1936. Situada a 5150 km, que separa el núcleo externo fluido,
del núcleo interno, sólido.
Mejorando el registro de velocidad de las ondas, se ha visto que existen
zonas en el manto con características diferentes, aunque se consideran
como subcapas dentro de la capa principal.
Las ondas sísmicas, al cambiar de medio, sufren variaciones
en su velocidad. Si la onda aumenta su velocidad al cambiar
de medio, su ángulo de refracción es mayor que el de
incidencia. Si al cambiar de medio disminuye su velocidad,
ocurre lo contrario
Has sentido algún terremoto recientemente. Aunque no los percibas se producen terremotos todos los días. En el Servicio
de Información Sísmica del Instituto Geográfico Nacional, puedes ver información en tiempo real de los terremotos
ocurridos en los últimos 10 días. En la página aparece parpadeando el último de ellos. Si pulsas sobre cualquiera de los
puntos señalados, recibirás información de el lugar exacto, el día, la hora, la profundidad y la magnitud. También tienes la
opción de colaborar informando acerca de si has percibido algún seísmo recientemente.
http://www.ign.es/ign/layout/sismo.do
http://www.ign.es/ign/layoutIn/sismoPrincipalTerremotosMundo.do
Estructura interna de la Tierra.

Modelo geoquímico (estático)
Las divisiones que se obtienen directamente del gráfico de velocidades sísmicas son unidades con
distintas propiedades físicas que tienen diferentes comportamientos en la mecánica del planeta y
que deben tener aproximadamente la misma composición, lo que justifica hacer una división
geoquímica de la Tierra en corteza, manto y núcleo.
 Corteza:
La corteza presenta notables variaciones de espesor, de 6 a 12 Km. en las
zonas oceánicas y de 25 a 70 (32 de media) bajo los continentes. De hecho se trata
de dos unidades totalmente distintas -corteza continental y corteza oceánica- con
densidades, composición y estructuras diferentes. También diferencias de edad.
Corteza oceánica. (densidad = 3.0 g/cc), con una edad máxima de 180 m.a. (el 4% de la historia de
la Tierra) -, parece provenir del material magmático que emerge de las dorsales oceánicas y está
estructurada en tres niveles:
o
o
o
Nivel 1 (capa de sedimentos) (500 m de espesor), compuesto por sedimentos en diversos estados de
compactación y de composición variada (calcáreos, arcillosos, silíceos, volcánicos).
Nivel 2 (capa de basaltos) (1,5 Km. de espesor), compuesto por coladas de basalto, en forma de lavas
almohadilladas, que aflora claramente en las dorsales.
Nivel 3 (o capa de gabros) (5 Km. de espesor), compuesto por rocas de naturaleza basáltica
metamorfizadas y por gabros (en las zonas más profundas).
Corteza oceánica. (densidad = 3.0 g/cc), con una edad máxima de 180 m.a. (el 4% de la historia de la Tierra) -, parece provenir del
material magmático que emerge de las dorsales oceánicas y está estructurada en tres niveles:
o
o
o
Nivel 1 (capa de sedimentos) (500 m de espesor), compuesto por sedimentos en diversos estados de compactación y de composición
variada (calcáreos, arcillosos, silíceos, volcánicos).
Nivel 2 (capa de basaltos) (1,5 Km. de espesor), compuesto por coladas de basalto, en forma de lavas almohadilladas, que aflora
claramente en las dorsales.
Nivel 3 (o capa de gabros) (5 Km. de espesor), compuesto por rocas de naturaleza basáltica metamorfizadas y por gabros (en las zonas
más profundas).
Las grandes unidades que la estructuran, desde un punto de vista horizontal son:
o
o
o
o
Llanura abisal, amplias superficies muy planas, con una profundidad media de unos -5.000 m,
recubierta por sedimentos y que en algunas zonas presenta elevaciones locales (pitones, guyots, islas
oceánicas,...).
Dorsales oceánicas, grandes alineaciones montañosas (unos 3.000 m de altura) de origen volcánico,
conectadas entre sí, con una longitud de unos 60.000 Km., y caracterizadas por presentar
manifestaciones volcánicas actuales de diversa índole así como fenómenos tectónicos variados (fallas
longitudinales y transversales, rift central,...).
Fosas o trincheras oceánicas, depresiones (hasta 11.000 m de profundidad) del fondo marino
estrecho y alargado localizado al pie de algunos bordes continentales o junto a sistemas de arcosislas.
Arcos-islas, archipiélagos de islas volcánicas situados en las proximidades de algún continente, con
forma arqueada y teniendo la parte cóncava orientada hacia el continente más próximo (Japón,
Filipinas, Aleutianas,...). Entre el continente y las islas aparece siempre un mar interior (ej. el mar del
Japón) y en el borde de la zona oceánica se encuentra una fosa.
Fosa de las Marianas
http://www.dailymotion.com/video
/xyr5g6_la-fosa-de-lasmarianas_tech
Corteza continental. (densidad = 2,7 g/cc), con una edad elevada (un 85% de la historia de la Tierra. En los
años 70 se dividía en tres capas (sedimentaria, granítica y basáltica, separadas estas por una aparente
discontinuidad).
El modelo actual de la corteza continental la presenta como como un conjunto caótico de rocas plutónicas,
volcánicas y sedimentarias, metamorfizadas en distintos grados, casi siempre más intensos cuanto mayor es la
profundidad.
Estructura horizontal:




Cratones R. metamórficas muy antiguas
Orógeno
Plataformas interiores
Márgenes continentales
 Plataforma continental
 Talud continental.
Manto.
 Desde la discontinuidad de Moho a la zona de transición se encuentra el manto superior,
en el que hay que destacar el canal de baja velocidad (70-300 Km.).
 Zona de transición (700-1000Km.).
 A partir de la zona de transición y hasta la discontinuidad de Gutenberg (2.900 Km.) el
manto inferior
En cuanto a su composición, el manto terrestre parece formado por rocas del grupo de las
peridotitas, debido a las siguientes evidencias:
 Las peridotitas se parecen a un tipo de meteoritos (las condritas) y de asteroides, lo
que indica que se trata de materiales frecuentes en el Sistema Solar.
 A las temperaturas reinantes en el manto, las peridotitas se fundirían parcialmente
dando magmas basálticos, que son los más comunes que llegan a la superficie desde el
manto.
 En los sondeos marinos realizados sobre bloques oceánicos levantados y erosionados
se han encontrado peridotitas bajo los materiales de la corteza oceánica.
 El manto es anisótropo para las ondas sísmicas (no se propagan con igual velocidad en
todas las direcciones). La anisotropía medida en el manto es casi igual a la medida
experimentalmente en las peridotitas.
Núcleo
Desde el punto de vista de su estructura, el núcleo
terrestre se divide en dos zonas separadas por una zona de
transición:

El núcleo externo, desde la discontinuidad de
Gutenberg a la zona de transición, que se
encuentra en estado líquido por no circular en él
las Ondas S.

La zona de transición (5.000-5.200 Km.)

El núcleo interno, que, según el comportamiento
de las Ondas P debe estar sólido.
Según los datos sísmicos tiene una densidad de entre 10 y
13 g/cm3. El hierro es el único elemento del Sistema Solar
con esas densidades; pero el hierro , sólo o en aleación
con un 4% de níquel como en los sideritos, es demasiado
denso para el núcleo, por lo que éste debe contener algún
elemento ligero, muy probablemente azufre (8-10 %, quizá
formando sulfuros de hierro como en los meteoritos). Un
núcleo de estas características estaría fundido en su parte
externa pero sólido en el interior, a pesar de estar más
caliente en esta última parte.
Modelo
dinámico