Esta presentación intenta mostrar ordenadamente aquellos elementos que nos permitan entender la formación del planeta Tierra, su estructura interna y la dinámica que le da las características morfofonológicas que le conocemos.

1. Gustavo Fuentealba Cifuentes
Departamento de Ciencias Físicas
Facultad de Ingeniería Ciencias y
Administración
Universidad de la Frontera
M. Soledad Orrego Ríos UST. PROENTA -UFRO

2. Estructura Interna de la Tierra

3. Corteza de la Tierra
 Es la capa más fina e irregular. Sólida. Su espesor varía desde 5
km bajo los fondos oceánicos hasta más de 70 km en algunos puntos
de los continentes. Es la menos densa, formada por elementos
químicos ligeros, como el oxígeno, carbono, silicio, etc. Su límite con
la siguiente capa forma la discontinuidad de Mohorovicic (La
Moho).

4. 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 (superficie
del geoide). Se encuentra en estado sólido aunque tiene cierta
plasticidad. Está compuesto por elementos más densos, como
son el hierro y el magnesio, aunque también posee importantes
cantidades de silicio, formando una roca característica
denominada peridotita.

5. Manto Superior y Manto Inferior
 Su límite con el Núcleo forma la discontinuidad de Gutenberg.
Posee dos partes diferenciadas y separadas por la discontinuidad de
Repetti a 670 km de profundidad: El Manto superior en la que se
producen terremotos y el Manto inferior, más denso debido a un
cambio en la estructura de los silicatos.

6. Núcleo de la Tierra
 Es muy denso. Compuesto
básicamente por hierro, níquel y
azufre, similar a un tipo de
material (roca)
denominado troilita, encontrad
o en algunos meteoritos que
han caído a la Tierra
(siderolitos) y cuyas
propiedades físicas coinciden
con las medidas para esta capa
terrestre.

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

8. LITOSFERA
 Es la capa más superficial,
correspondiendo a la totalidad
de la Corteza y la parte más
superficial del manto que se
desplaza solidariamente ella. Su
profundidad es variable (mayor
bajo las cordilleras que bajo los
océanos), pudiendo alcanzar
unos 200 km de profundidad.
Es rígida y en ella el calor
interno
se
propaga
por
conducción. Forma parte activa
en la convección del Manto.

9. MANTO SUBLITOSFERICO
 Formado por el resto del Manto que se
encuentra bajo la Litosfera. Se encuentra
en convección. Sus corrientes ascendentes
coinciden con las zonas de dorsal, y sus
corrientes descendentes con las zonas de
subducción. En el contacto con el Núcleo
presenta un nivel de transición
denominado D'' al que se incorporan los
restos de la Litosfera.

10. NUCLEO DE LA TIERRA
 Es la fuente del calor interno. Su
parte más externa se encuentra
fundida y en convección mientras
que su parte interna es sólida y
transmite el calor por conducción.
El núcleo es el responsable de la
generación del campo magnético
terrestre.

11. CORTEZA CONTINENTAL

12. CORTEZA CONTINENTAL
 Cratones 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).

13. CORTEZA OCEANICA
Mucho 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.

14. 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 más
antiguo, al que denominó Pangea.

15. 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.

16. .CORRIENTES DE CONVECCIÓN EN EL
MANTO
A 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.

17. CORRIENTES DE CONVECCION EN EL
MANTO
 La base de esta hipótesis es la distribución del
gradiente geotérmico, máximo en las grandes dorsales
oceánicas y mínimo en las fosas marinas, siendo esta la
distribución característica del calor en un sistema
convectivo.

18. LA EXPANSION DEL FONDO OCEANICO
Diez años después (finales de los '50 - principios de los '60), Harry
Hammond Hess sugiere que los fondos de los océanos se expanden
continuamente mediante material del interior que sale por las dorsales
oceánicas, lo que no sólo agrandaría las cuencas oceánicas, sino que
empujaría a los continentes a separarse entre sí.

19. 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

20. LOS CINTURONES GEOLOGICAMENTE
ACTIVOS
 Se consideran zonas de actividad desde al punto de vista
geológico aquellas zonas donde el vulcanismo y la sismicidad
(los terremotos) son activos, dado que éstas son las
manifestaciones de la actividad interna de la Tierra más
fácilmente observables.
 Curiosamente, estas zonas no se distribuyen en regiones
extensas, sino que forman 2 grandes alineaciones de miles de
kilómetros de longitud y sólo unos pocos de ancho,
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.

21. 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.

22. TECTONICA DE PLACAS

23. PROPOSICION TEORIA DE PLACAS
a) El transporte de calor a través del Manto se realiza por
convección
b) La Litosfera está dividida en placas que se
corresponden con la corriente superficial de cada celda
de convección del Manto.
c) Donde dos celdas de convección contiguas son
ascendentes, se forma una dorsal y se crea corteza
oceánica.

24. PROPOSICION TEORIA DE PLACAS
d) Donde dos celdas de convección
contiguas son descendentes, se
forma una fosa oceánica y se
destruye corteza.
e) La Corteza continental es tan
poco densa que no llega a
introducirse en el Manto.
f) Los límites entre las placas son las
zonas más inestables de la
Corteza, dando lugar a los
cinturones activos
fosa oceánica

25. ¿QUE ES UN VOLCAN?
Un volcán es una zona de debilidad cortical en la cual
emerge magma originando una erupción volcánica
El magma es una mezcla de silicatos químicamente
activos y capaz de fluir

26. ESTRUCTURA DE UN VOLCAN
En 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.

27. ESQUEMA DE LA ESTRUCTURA DE UN
VOLCAN

28. PRODUCTOS VOLCANICOS(GASES)
Los materiales que arrojan los volcanes activos
se presentan en las fases sólida y fluida (gases y
líquidos)
I.- Subface gaseosa
Los gases que emiten los volcanes son mezclas
complejas cuya composición varía de unos a
otros. Los más abundantes son: vapor de
agua,
dióxido
de
carbono,
nitrógeno,
hidrógeno,
ácido
clorhídrico y cloruros volátiles, gases sulfurosos
y sulfhídrico, metano y otros hidrocarburos. Los
gases expulsados durante las erupciones pueden
tener una densidad tal que arrastren cenizas en
suspensión, formándose las llamadas nubes
ardientes (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.

29. VOLCAN VESUBIO

30. VOLCAN VESUBIO (79 D.C)

31. VOLCAN VESUBIO (79 D.C)

32. VOLCAN VESUBIO (Siglo XX)

33. PRODUCTOS VOLCANICOS
II.- Subface líquida
Los productos líquidos reciben el
nombre general de lavas (magma
que ha perdido el gas). Las que
son muy fluidas, como las
basálticas, al desbordar por el
cráter o las fisuras del cono
volcánico, se deslizan con facilidad
por las vertientes formando a
veces
verdaderas
cascadas
(Mauna-Loa) y por la superficie
del suelo formando coladas.

34. PRODUCTOS VOLCANICOS
III.-Fase Sólida
Se denominan Piroclastos (piedras ardientes). Son lanzados con fuerza
al exterior por la acción de los gases que se acumulan en el interior del
volcán.
Pueden
ser
pequeños,
como
las
cenizas
volcánicas, medios como
las bombas volcánicas.
el
lapilli,
o
grandes,
como

35. TIPOS DE VOLCANES
 I.- Tipo Hawaiano
 Son volcanes de erupción
tranquila, debido a que la
lava es muy fluida. Los gases
se desprenden fácilmente y
no se producen explosiones.
El volcán que se forma tiene
apariencia de escudo, ya que
la lava, al ser muy fluida
cubre una gran extensión
antes de solidificarse.

36. TIPOS DE VOLCANES
II.-Tipo Estromboliano
Son volcanes con erupciones
violentas. La lava es viscosa, no se
desliza
fácilmente
y
forma
pequeños conos volcánicos donde
se producen explosiones con
lanzamiento de lapilli y cenizas
volcánicas. Las lavas pueden
recorrer
12
km
antes
de
solidificarse.

37. TIPOS DE VOLCANES
III.- Tipo Vulcaniano o
Vesubiano
Son volcanes con erupciones
muy violentas. Las lavas son
muy viscosas y se solidifican en
la
zona
del
cráter,
produciéndose
explosiones que, incluso, llegan
a demoler la parte superior del
cono volcánico.

38. TIPOS DE VOLCANES
IV.-Tipo Peleano
Volcanes
con
erupciones
extremadamente violentas. La lava tiene
una altísima viscosidad. Por ello, la
chimenea del volcán se obstruye al
solidificarse la lava. Los gases se
acumulan
en
la
cámara
magmática,
incrementando
la
presión, por lo que termina explotando
todo el aparato volcánico. El más famoso
de estos volcanes fue el situado en la isla
de Krakatoa. Esta isla casi desapareció
después de la erupción del volcán.

39. Sismicidad Volcánica
Uno de los propósitos fundamentales para el estudio de la
sismología volcánica es el conocer los patrones de actividad
sísmica que permitan establecer oportunamente la
probabilidad de una erupción.
La actividad sísmica en volcanes suele presentarse con meses
o años de anticipación a cualquier manifestación observable
en el exterior, por ejemplo la emisión de vapor, gases o
cenizas o bien el calentamiento del agua del lago que
podría existir en el cráter. Es por ello que la sismología
volcánica es considerada como una de las herramientas más
útiles en el conocimiento del fenómeno volcánico y
determinante, en consecuencia, el pronóstico de una
eventual erupción.

40. SISMOS VOLCANO TECTONICOS (VT)
Son sismos registrados en un ambiente volcánico. Se
trata de una señal de duración variable, que puede ser
de unos pocos segundos hasta algunos minutos para
eventos mayores. El inicio d e la señal suele ser
impulsivo y la llegada de la onda S es identificable. El
contenido espectral de la señal es amplio siendo
posible observar sismos volcano tectónicos con
frecuencias superiores a los 30 Hz .La forma de onda es
característica, representada por las llegadas de los
paquetes de las ondas P y S, así como la contribución
de ondas superficiales y un decaimiento final en
forma de exponencial decreciente, que corresponde a
la coda.
Sismo Volcano Tectonico. Est LLAI
16/02/2007 13:24:17

41. Modelo de fuente de sismos VT
La explicación de la ocurrencia de un terremoto, en una determinada región, está bien
explicado por la teoría de la elasticidad, que atribuye este fenómeno a la acumulación de
esfuerzos en una determinada región, con características elásticas; de acuerdo a esta teoría
cuando el límite de elasticidad (punto de ruptura) del material, es superado, entonces se
produce una fractura acompañada de liberación de energía elástica y calor. La magnitud del
evento estará relacionada con las dimensiones de la zona fracturada (Lee y Steward, 1981) El
origen 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 que
estén presentes en el sistema volcánico.
Identificar la génesis de la señal es de suma importancia para establecer si se trata de una
señal puramente tectónica o bien si está relacionada con la dinámica del volcán.

42. 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 literatura
especializada, señales sísmicas típicas de amientes volcánicos. Estos sismos se
caracterizan por tener una duración que puede oscilar entre unos pocos segundos
y un poco mas de un minuto. Su contenido espectral está limitado a bandas de
frecuencia relativamente estrechas (1<f<5 Hz). El comienzo de esta señal
generalmente es emergente lo que hace difícil determinar el momento exacto de
su comienzo : No presentan llegadas definidas de ningún tipo de fase ya sea P o
S, 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

43. MODELO DE FUENTE DE SISMOS LP
De acuerdo a los estudios de Chouet (1988) se propone un modelo
de fuente para los LP, que explica el contenido espectral y lo
relaciona con la dinámica de los fluidos presentes en un volcán.
Este modelo es conocido como “modelo de fracturas
controladas por fluidos”. De acuerdo a este modelo los
eventos LP se generan por resonancia en fracturas cerradas en sus
extremos y rellenas de fluidos volcánicos (agua o magma), con un
cierto nivel de gas disuelto en ellas, en los que se produce un brusco
y rápido cambio de presión. Este transiente de presión es el origen
de la perturbación que se propaga a lo largo de la fractura
transmitiendo energía desde el fluido al entorno sólido que lo
confina, generando así las ondas sísmicas. La frecuencia central del
peak espectral de la señal y su ancho, aportan información sobre el
tamaño de la fractura que resuena y del tipo y dinámica del fluido
que la rellena (Nakano et al, 1988; Ibáñez et al, 2000)

44. EVENTOS HIBRIDOS
Estos eventos se caracterizan por su comienzo a altas frecuencias, con una
amplia banda espectral pudiéndose identificar las fases P y S, debido a
esta última característica se le asocia a un terremoto de baja magnitud.
Después de la primera llegada aparece una señal muy similar en forma de
onda, duración y contenido espectral a los eventos LP. Se debe hacer
notar que la llegada en alta frecuencia de los híbridos debe presentar
fases P y S claras.
Evento Hibrido registrado en LLAI 24/04/2007

45. MODELO DE FUENTE DE SISMOS HIBRIDOS
Aceptando 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

46. TREMOR VOLCANICO
El tremor volcánico es una señal sísmica, caracterizada
por mantener la amplitud constante durante un largo
periodo de tiempo, que puede oscilar entre varios
minutos y horas, con contenido espectral centrado en
bandas de frecuencia relativamente estrechas.
Tremor registrado en la estación Llai el 22 de Julio de 2007 entre las
04:55 y las 05:02

47. MODELO DE FUENTE DEL TREMOR
En general se podría hablar de 3 tipos principales de tremores volcánicos
TH: Tremor volcánico con alto contenido de frecuencias (sobre 6
Hz). Estos eventos, en ocasiones aparecen después de producidas
explosiones y pueden tener duración de horas.
Ti: Tremor volcánico con frecuencias intermedias (1 – 6 Hz). Esto
puede corresponder a vibraciones con duraciones variables, que pueden ser
desde algunos minutos hasta horas. En algunos volcanes el contenido
espectral de este tipo de tremor está relacionado con el tipo de actividad. Así
por ejemplo en periodos de tranquilidad, el tremor puede estar centrado a
bajas frecuencias y en fases pre - eruptivas la frecuencia puede variar hasta el
orden de los 3 Hz (Ibáñez 2003). Un comportamiento de este tipo mostró el
volcán Villarrica previó a su erupción del año 1984 (Fuentealba 1985)

48. MODELO DE FUENTE DEL TREMOR
TL: Tremor a bajas frecuencias (≤ 0.5 Hz); este tipo de
eventos pueden ser registrados por sensores de banda
ancha
El
modelos
se
han
basado
en
desgasificaciones, fluctuaciones del gas, resonancia de
conductos, etc. Los modelos de resonancia de conductos
abiertos, se han ido complicando, según las estructuras
de los edificios volcánicos y aunque pueden explicar
muchos episodios de tremor, muchas veces no pueden
integrar datos sobre la reología de los fluidos y su
dinámica. (Ibáñez et el, 2000)