Tema 14 Origen y estructura de la tierra

ÍNDICE
• El origen del sistema solar
• Teoría planetesimal
• Origen de la Tierra
• Origen de la Luna
• Métodos de estudio del interior terrestre
• Métodos directos
• Minas, sondeos, volcanes, rocas expuestas a la erosión
• Conclusiones obtenidas por métodos directos
• Métodos indirectos
• Análisis de la densidad terrestre.
• Estudios de laboratorio (células de yunque de diamante)
• Método gravimétrico e Isostasia
• Método geotérmico.
• Método eléctrico
• Método magnético.
• Tomografía sísmica
• Método sísmico.
• Análisis de meteoritos

ÍNDICE
• Las capas de la tierra
• Modelo geoquímico
• Corteza terrestre
• Corteza continental. Estructura vertical y horizontal
• Corteza oceánica. Estructura vertical y horizontal
• El Manto
• Manto superior
• Manto inferior
• Limite núcleo-manto
• El Núcleo
• Modelo dinámico
• Litosfera
• Mesosfera
• Manto superior sublitosférico
• Manto inferior
• Endosfera: Núcleo Externo e Interno

ORIGEN DEL SISTEMA SOLAR
Teorías de origen del sistema solar
Catastróficas
El Sol había sido creado como
singular cuerpo solitario, y empezó a
tener una «familia» como resultado
de algún fenómeno violento.
Georges-Louis Leclerc de Buffon,
afirmaba, en 1745, que el Sistema
Solar había sido creado a partir de
los restos de una colisión entre el
Sol y un cometa.
evolutivas.
Consideran que todo el Sistema
había llegado de una manera
ordenada a su estado actual.
Newton sugirió que el Sistema Solar podía
haberse formado a partir de una nube de gas
y polvo, que se hubiera condensado
lentamente bajo la atracción gravitatoria.
En años recientes, los astrónomos han
propuesto que la fuerza iniciadora en la
formación del Sistema Solar debería ser una
explosión supernova

TEORÍA PLANETESIMAL
La teoría moderna de los planetesimales es la teoría actualmente más aceptada en
cuanto a los acontecimientos de la más remota historia del sistema solar para la
formación de los planetas.
Como cualquier otra teoría sobre el origen del sistema solar debe contemplar y
explicar las siguientes características:
1. El Sol y todos los planetas giran en el mismo sentido.
2. Las órbitas de todos los planetas son elipses.
3. Las órbitas de todos los planetas se sitúan aproximadamente en el mismo plano
denominado eclíptica.
4. Los planetas interiores son pequeños y densos; los exteriores son grandes y ligeros.
5. Todos los cuerpos celestes que son rocosos tienen numerosos cráteres de impacto.

TEORÍA PLANETESIMAL: ORIGEN DEL SISTEMA SOLAR
1 Colapso gravitatorio. Hace 4600 millones de años
una nebulosa giratoria de polvo y gas comenzó a
contraerse.
2 La contracción o colapso forma una gran masa
central y un disco giratorio. La colisión de las
partículas en la masa central libera energía.
Comienza la fusión nuclear del hidrógeno (nace
una estrella, el protosol en la nebulosa).
3 En el resto de la nebulosa, las partículas chocan y
se fusionan originando otras mayores (entre
varios cm y km). Son los planetesimales.
4 Las colisiones de los planetesimales y su acreción
originaría los protoplanetas.
5 En torno a los planetas gigantes se produjo un
colapso gravitatorio similar al del Sol, aunque su
menor masa impidió los procesos de fusión
nuclear. Fue el origen de los anillos y satélites

1 Colapso gravitatorio. Hace 4600
millones de años una nebulosa
giratoria de polvo y gas comenzó a
contraerse.
En las zonas galácticas en las que se
forman estrellas se encuentran siempre
nubes de gas y polvo, las nebulosas.
2 La contracción o colapso forma una gran masa
central y un disco giratorio. La colisión de las
partículas en la masa central libera energía.
Comienza la fusión nuclear del hidrógeno (nace
una estrella, el protosol en la nebulosa).
Algunos de estos discos,
contienen partículas mayores
que el polvo interestelar
formados por hielo y silicatos.
3 En el resto de la nebulosa, las
partículas chocan y se fusionan
originando otras mayores (entre
varios cm y km). Son los
planetesimales.
4 Las colisiones de los
planetesimales y su
acreción originaría los
protoplanetas.
Júpiter es el planeta menos
evolucionado y tiene una
gran identidad química con
el Sol.
5 En torno a los planetas gigantes se produjo un
colapso gravitatorio similar al del Sol, aunque su
menor masa impidió los procesos de fusión nuclear.
Fue el origen de los anillos y satélites
6 Barrido de las órbitas. En virtud de ese proceso de
acreción, cada protoplaneta fue despejando su
zona orbital de planetesimales hasta llegar a
limpiarla.

ORIGEN DE LA TIERRA
La teoría planetesimal describe el escenario general en el que debieron formarse
los planetas del Sistema Solar. Hay, no obstante, algunos datos más sobre la
estructura y la composición de nuestro planeta que deben tenerse en cuenta, ya
que nos hablan de lo que ocurrió al comienzo de la existencia de la Tierra.
De acuerdo con los datos disponibles, la formación de la Tierra podría haberse
producido en las siguientes fases:
Formación del
protoplaneta terrestre.
Diferenciación por
densidades.
Enfriamiento de la
superficie
Formación de los
océanos.

• Unión de planetesimales. Alrededor
del protosol se habría originado el
protoplaneta terrestre por acreción
de planetesimales.
• Aumento de la temperatura. Los impactos sobre la superficie terrestre provocarían
un aumento de la temperatura en el planeta.
• Aumento de la gravedad. El aumento de masa que provoca la unión de los
planetesimales conlleva un aumento de gravedad y mayor atracción a los
planetesimales que aún están próximos al protoplaneta.
Formación del protoplaneta terrestre.

1. Fusión de los materiales. Los componentes, debido a las altas temperaturas
provocadas por los impactos y por la radiación desprendida por los elementos
radiactivos, provocarían que los materiales que forman el protoplaneta se
volvieran semilíquidos. El estado semilíquido de los mismos hace que
comiencen a ordenarse por densidades.
2. Catástrofe del hierro. Los materiales más densos, como el hierro, níquel, etc.,
se desplazan hacia la parte profunda del planeta formando el núcleo.
3. Desgasificación del planeta. Los elementos más volátiles (gases) escapan hacia
el exterior pero quedan retenidos en la superficie formando la atmósfera. Estos
gases permanecen ahí debido a una serie de coincidencias que lo permiten
como: la acción de la gravedad (si la gravedad hubiera sido más débil se
habrían perdido en el espacio; por ejemplo: Marte); la distancia al Sol, si
la distancia al Sol hubiera sido menor, la temperatura superficial del mismo
habría hecho que se disiparan (por ejemplo: Mercurio, Venus), o si la distancia
al Sol fuera mayor las bajas temperatura habrían hecho que los gases hubieran
permanecido líquidos.
Diferenciación por densidades.

• La Tierra fue despejando su órbita. A medida
que la Tierra daba vueltas alrededor de su
órbita fue despejándola y disminuyó el
número de planetesimales.
• Disminución de la temperatura. El hecho de
disminuir el número de planetesimales
provocó una disminución en el número de
impactos sobre la superficie del planeta y un
paulatino enfriamiento de la misma. Este
enfriamiento se vio favorecido por el
agotamiento del material radiactivo que
también provocó que disminuyera la energía
radiante.
Enfriamiento de la superficie.

• Al descender la temperatura del planeta, la temperatura de las
rocas de la superficie también bajó.
• Esto favoreció la condensación de vapor de agua permitiendo que
las mismas ocuparan los relieves más bajos y se formasen los
océanos.
Formación de los océanos.
Video sobre el origen de los océanos

ORIGEN DE LA LUNA
A lo largo de la historia, el hombre
siempre ha intentado dar una
explicación sobre el origen de la Luna.
Sea cual sea dicho origen, la teoría que
lo explique debe tener en cuenta dos
datos importante:
1. La Luna no tiene la misma antigüedad que la Tierra, en general se considera
que es cien millones de años más joven.
2. La Luna tiene una densidad significativamente más baja que la Tierra (dT.- 5,5
gr/cm3; dL.- 3,3 gr/cm3).

Hay, básicamente, tres posibilidades en cuanto a la formación de la luna:
1.- Era un astro independiente que, al pasar cerca de la Tierra, quedó
capturado en órbita.
2.- La Tierra y la Luna nacieron de la misma masa de materia que giraba
alrededor del Sol.
3.- La luna surgió de una especie de "hinchazón" de la Tierra que se desprendió
por la fuerza centrífuga.
Con estas posibilidades se han elaborado varias hipótesis o teorías, ninguna de
ellas demostrada actualmente.

Origen de la Luna
Hipótesis de fisión
Inicialmente, la Luna y
la Tierra eran un solo
cuerpo y parte de la
masa fue expulsada
debida a la rotación,
pero quedo rotando en
sincronización con la
tierra
Hipótesis de captura
La luna se formó en un
lugar y momento
distinto a la tierra, y en
su orbita alrededor del
Sol, se aproximó a la
Tierra y fue capturada
por su campo
gravitatorio
Hipótesis de acreción
binaria
La luna se formó en el
mismo lugar y
momento a la tierra y
ya quedaron juntos
Hipótesis de impacto
Un cuerpo del tamaño de
Marte colisionó con la
Tierra. El impacto hizo que
bloques gigantescos de
materia saltaran al espacio
para posteriormente y,
mediante un proceso de
acreción similar al que
formó los planetas rocosos
próximos al Sol, generar la
Luna.
Los detractores dicen que la
velocidad de rotación
habría tenido que ser tan
alta que no se hubiera
podido consolidar la propia
Tierra.
Es difícil explicar
desaceleración de la
Luna, necesaria para que
no escapara del campo
gravitatorio terrestre
No explica las
diferencias de
densidad y
composición química
Es la hipótesis
preferida en la
actualidad

ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE
Para intentar comprender la naturaleza
y estructura del interior terrestre se
han utilizado desde tiempos remotos
diversas técnicas y procedimientos que
han propiciado la aparición y desarrollo
de diferentes métodos de estudio.
Unos están basados en experiencias
directas mientras que otros se
fundamentan en el estudio y aplicación
de propiedades geofísicas del planeta.

Métodos de estudio
Directos
Sondeos
Minas
Volcanes
Erosión de
cordilleras
Se basan en
observaciones y
estudios directos sobre
las rocas o sus
manifestaciones y/o
estructuras
Indirectos
Método eléctrico
Tomografía sísmica
Densidad terrestre
Gravedad terrestre
Magnetismo terrestre
Comparación con
meteoritos
Ondas sísmicas
Basados en el estudio
de determinadas
propiedades físicas de
la Tierra

MÉTODOS DIRECTOS: MINAS
Se basan en la observación directa de los materiales que componen se
extraen de las minas. Sólo proporcionan información de los primeros
cientos de metros (las minas más profundas apenas alcanzan el kilómetro
de profundidad, aunque algunas, como la mina de oro de Tau Tona,
Sudáfrica, llega a los 3.6 km) por lo que su utilidad es bastante limitada

MÉTODOS DIRECTOS: SONDEOS
Son perforaciones en el terreno de los que se extrae una columna de material
llamada testigo que permite conocer la composición de las rocas. Tienen acceso
a rocas situadas hasta 15 km de profundidad
El pozo de investigación más profundo se
encuentra en la Península de Kola. Se
trata de un superagujero de 12 km de
profundidad, aunque el proyecto finalizó
por problemas económicos.
También se están estudiando los fondos
marinos con la ayuda de un buque de
perforación submarina, que pretende
obtener datos sismológicos, volcánicos,
geológicos, medioambientales y
climatológicos en el Pacífico hasta una
profundidad de 6 Km.

Sondeo en la Península de Kola
Perforaciones en la corteza oceánica

Perforación en el cráter Chicxulub (Yucatán, Méjico)
Objetivo: Estudio de los efectos dejados en la Tierra por el impacto del
meteorito, que se supone que causó la extinción de los dinosaurios
Tamaño: 2,5 km
Perforaciones en California
Objetivo: Estudiar los fenómenos físicos y químicos que acompañan a
los movimientos sísmicos
Perforación en el borde del Macizo Checo (Bohemia Occidental)
Tamaño: 5 km
Otros sondeos que sirven para investigar el interior terrestre:

MÉTODOS DIRECTOS: VOLCANES
El análisis de las lavas expulsadas por los volcanes permite conocer la
composición de las rocas a varios kilómetros de profundidad, pues
arrastran en su ascenso rocas de zonas profundas (de hasta 100km) que
quedan incluidas en el magma sin fundir. Un ejemplo son los diamantes
extraídos de la kimberlita.

MÉTODOS DIRECTOS: ROCAS EXPUESTAS DEBIDO A LA EROSIÓN
Consiste en la recogida de rocas
metamórficas y magmáticas que
afloran en la superficie debido a
procesos erosivos para su análisis.
Este método nos da acceso a rocas
formadas entre 15 y 20 km de
profundidad.
El análisis de rocas sedimentarias,
debido a su proceso de formación en
superficie, nos da información de
zonas mas superficiales (hasta 8 km
de profundidad)

1. Las rocas mantienen su estructura y composición hasta la profundidad en la
que se han hecho las observaciones.
2. El gradiente geotérmico en la parte superficial es aproximadamente de
30°C por cada kilómetro que profundizamos en el interior del planeta.
3. Las rocas de esta zona son silicatos.
CONCLUSIONES OBTENIDAS A TRAVÉS DE LOS MÉTODOS DIRECTOS

MÉTODOS INDIRECTOS
Existen diferentes técnicas y métodos que facilitan información para estudiar el
subsuelo. Muchas de ellas se basan en el estudio de las propiedades físicas de
las rocas o en los efectos ocasionados por la variación de estas propiedades.
Todos estos métodos son utilizados por la geofísica para conocer cómo es el
interior de la Tierra. Entre los métodos más importantes están:
• Análisis de la densidad terrestre.
• Estudios de laboratorio (células de yunque de diamante)
• Método gravimétrico.
• Método geotérmico.
• Método magnético.
• Método eléctrico
• Método sísmico.
• Tomografía sísmica
• Análisis de meteoritos
Se trata de métodos geoquímicos y geofísicos.
Estos métodos solamente proporcionan gráficas, que interpretadas, permiten
sugerir hipótesis sobre la composición y estructura del interior de la Tierra.

El estudio de la densidad es un método indirecto clásico que descubre que la Tierra no
es homogénea, pues el valor teórico (5'52g/cm3) está muy separado de los
encontrados en las rocas de la superficie (2'7 g/cm3). Esta diferencia indica que los
materiales superficiales son menos densos que los que se encuentran en el interior
terrestre.
Wiechert relacionó este hecho con la información aportada del estudio de los
meteoritos.
Sabiendo que entre los elementos más comunes del Universo, el de mayor densidad
es el hierro, supuso que el núcleo debería estar formado por este metal. La existencia
de un campo magnético terrestre apoyaría esta hipótesis.
ANÁLISIS DE LA DENSIDAD TERRESTRE

3
2
R
3
4
G
gR
π
2
d
mM
GF
V
M
d
gmF
2
d
mM
Ggm
G
gR
M
2
Para un cuerpo situado en la superficie terrestre
F es la fuerza con la que es atraído por la tierra.
Para calcular la masa recurrimos a
la ley de la gravitación universal.
Si consideramos como aproximación que la
Tierra es una esfera perfecta, su volumen será:
la distancia entre los dos
cuerpos es el radio terrestre
R
3
4
G
g
π RG
3g
π4 3cm
g5,52
Este valor de la densidad
contrasta con la densidad
media de las rocas que
constituyen los continentes
que es de
3cm
g
2,7
3
RV
3
4
Calculo de la densidad de la Tierra

1000
2
4
6
8
10
12
14
2900 5100
RELACION ENTRE LA DENSIDAD DE LOS
MATERIALES TERRESTRES Y LA PROFUNDIDAD
Profundidad (km)
Densidad(g/cm3)
Estudios sismológicos
indican que la densidad
aumenta desde la corteza
al núcleo del planeta
pero no de forma
homogénea.
La densidad se mantiene
prácticamente constante
en los primeros 100 km
para ir aumentando poco
a poco hacia el interior.
A 2900 Km. de
profundidad se produce
un aumento brusco de la
densidad que nos indica
que hemos llegado al
núcleo metálico del
planeta.

ENSAYOS EN LABORATORIO
En los laboratorios se realizan desde estudios geoquímicos de minerales, rocas,
meteoritos y fluidos, hasta análisis de tipo físico sobre muestras. También se
reproducen, a escala, las condiciones que se cree existen en diversos procesos
geológicos, mediante bancos de pruebas y modelos simulados.
Un ejemplo es el de las células de yunque de
diamantes, con las que se simula las condiciones
de alta presión del interior terrestre.
Es un que permite comprimir una pequeña pieza
(de tamaño sub-milimétrico) de material hasta
presiones extremas, mas de 300 gigapascales (3
000 000 atmósferas).
El dispositivo ha sido utilizado para recrear la
presión existente en lo profundo de los planetas,
creando materiales y fases no observadas bajo
condiciones normales.

MÉTODO GRAVIMÉTRICO
Se basa en el estudio de la variación de la aceleración
de la gravedad (g) en diferentes zonas del planeta.
La gravedad obedece a la ley de la gravitación
universal, enunciada por Newton.
Los parámetros de los que depende el valor de la
aceleración de la gravedad en cada punto de la
superficie terrestre son:
• Constante de gravitación (valor constante)
• Radio de la Tierra (valor conocido en el punto considerado)
• Masa de la Tierra, que a su vez depende:
- Volumen de la Tierra (valor constante)
- Densidad valor que varia con:
+ distintas composiciones
+ estructuras que constituyen el planeta

2
d
mM
Ggm 2
R
M
Gg
3
R
3
4
V RdG
3
4
g3
R
3
4
dM
La aceleración de la gravedad en un punto determinado de la superficie terrestre es:
Esta formula debe ser corregida en función de algunas de las
características propias del planeta.

• Para R debe hacerse una “corrección de latitud”: La gravedad es mayor a mayor
latitud: es mayor en los polos que en el ecuador.
• Aceleración centrífuga (ac): La aceleración centrífuga, que se opone a la gravedad, es
mayor a menor latitud, es decir, es baja en los polos (nula) y alta en el ecuador, así
pues, en los polos hay mayor gravedad.
• Corrección de aire libre (CAL): La gravedad es mayor a menor altitud: es mayor a nivel
del mar que en lo alto de una montaña.
• Corrección de Bouguer (CB): La gravedad en la superficie del océano será menor que
en un punto de la superficie a nivel del mar por el defecto de masa del agua con
respecto a la tierra.
• Corrección Topográfica (CT): La presencia o ausencia de masa debido al relieve
próximo también afecta a la gravedad.
Aplicando las correcciones oportunas,
lo único que puede variar el valor
teórico de g es la densidad de los
materiales subyacentes
CTCBCALa-RdGg c
3
4

Se toman datos con gravímetros y se comparan con el valor teórico. Si el valor de la
gravedad en la superficie terrestre fuera constante, la Tierra sería una esfera
homogénea, pero no es así. De hecho, los análisis del campo gravitatorio terrestre
parecen demostrar que la forma de la tierra corresponde a un geoide.
el Geoide sería la superficie que uniría todos
los puntos de la Tierra que poseen el mismo
valor de campo gravitatorio y esto afecta tanto
a la superficie de la tierra, que no es por tanto
una esfera perfecta, como a la superficie del
mar, que tampoco es plana

Se han medido variaciones de este valor teórico que se denominan anomalías
gravimétricas o gravitatorias. Están relacionadas con la variación de la densidad
de las rocas, las diferencias de altitud y de latitud, etc.

Anomalías gravimétricas
Positivas
Es aquella en la que el valor medido es mayor que el
teórico.
Puede indicar la existencia de una capa densa de mineral
que ejerce mayor atracción al presentar más masa.
Negativas
Es aquella en la que el valor medido es menor que el
esperado. Indicaría la presencia de rocas poco densas.

El estudio de estas anomalías gravimétricas permite:
Deducir la situación de:
•cuencas sedimentarias
•intrusiones volcánicas
•cuerpos mineralizados
•fallas
•zonas de subducción, etc.
Deducir la existencia de dos
tipos de corteza de diferente
composición:
•corteza oceánica formada por basalto (densidad = 3
g/cm3)
•corteza continental,formada por granito (densidad = 2,7
glcm3)
Interpretar
•algunos procesos tectónicos de elevación o
hundimiento que afectan a la corteza terrestre.
La litosfera responde a la fuerza de la gravedad con una serie de
movimientos verticales, de forma que el relieve topográfico se compensa
en profundidad.

Los geólogos Everest y Pratt demostraron, con medidas realizadas sobre el Himalaya,
que las montañas presentaban anomalías gravitatorias negativas, que indica que
existe un defecto de masa en las montañas.
Tras este descubrimiento Dutton formuló el principio de la isostasia. El principio
presupone que los excesos y defectos de masa se compensan hacia el interior de tal
forma que los materiales más ligeros como las montañas se comportan como los
icebergs. Es decir, en la superficie del planeta hay una capa fluida que ejerce un
empuje sobre las montañas que flotan sobre ella. La teoría de la isostasia propone
que la Tierra consta de dos capas a nivel de la superficie diferenciadas por su
densidad. Ambas capas constituyen lo que hoy en día llamamos litosfera.

ISOSTASIA
http://www.juntadeandalucia.es/averroes/ma
nuales/tectonica_animada/tect_swf_files/56%
5B1%5D.swf
http://www.juntadeandalucia.es/averroes/ma
nuales/tectonica_animada/tect_swf_files/43%
5B1%5D.swf
Reajuste isostático
Isostasia en una
cadena montañosa
Se denomina isostasia al equilibrio de flotación entre la litosfera y el
manto plástico. Si aumenta la masa de la litosfera, esta tiende a hundirse
en el manto. Si disminuye la masa de la litosfera, esta tiende a ascender.
Los movimientos de ascenso y descenso (movimientos epirogénicos) son
extremadamente lentos debido a la rigidez y espesor de la litosfera.

Esto supone que todos los excesos o defectos de masa por encima o debajo del
nivel del nivel del geoide están compensados, de modo que, a una cierta
profundidad, el material se encuentra en equilibrio hidrostático. Las masas por
encima del nivel del mar son una alteración de equilibrio hidrostático, lo mismo
podríamos decir en los océanos, la deficiencia de masa hasta el nivel del mar
constituyen una perturbación del nivel hidrostático.

Elevación de la península escandinava
en milímetros por año.
Al retirarse el hielo, la península
escandinava asciende

Cuando se deposita un gran espesor de sedimentos en una cuenca sedimentaria, su fondo
tiende a hundirse lentamente (también pasa por la acumulación de hielo en los glaciares).
Este proceso se denomina subsidencia. La subsidencia es la causa de que resulte difícil
rellenar por completo una gran cuenca, así como de que puedan depositarse espesores
de sedimentos muy superiores a su profundidad original. El caso contrario sucede cuando
se erosiona una cordillera.

• evaluar la resistividad media del subsuelo mediante la medición de
una diferencia de potencial entre dos electrodos situados en la superficie.
• Es muy preciso a poca profundidad, y se utiliza en prospecciones mineras con
mucha exactitud, en la localización de cavernas cársticas y en la búsqueda de
aguas subterráneas.
MÉTODO ELÉCTRICO

MÉTODO MAGNÉTICO
La Tierra posee un campo
magnético que sólo se puede explicar si
existe un núcleo metálico externo
fundido en movimiento alrededor de un
núcleo interno metálico sólido, que
funcionarían como una enorme dinamo
(geodinamo).
El campo magnético funciona gracias al
movimiento de la masa fluida metálica
provocada por la rotación terrestre y las
corrientes convectivas generadas por el
calor interno.
Existen dos polos magnéticos que no coinciden con los polos geográficos.
El magnetismo se puede medir mediante magnetómetros, es el método geofísico
de prospección más antiguo y además ha sido un método fundamental para
explicar la tectónica de placas.

La existencia del campo magnético terrestre nos protege de las radiaciones del
espacio, ya que las partículas cargadas quedan atrapadas en las líneas campo
magnético (cinturones de Van Allen).
Además, este hecho provoca las auroras boreales y australes, ya que debido a
colisiones de estas partículas con los iones de gases que hay en la atmósfera, se
producen emisiones de energía en el espectro visible generando imágenes de colores

• Mediante los magnetómetros se mide el campo magnético en un
punto determinado y se establece la declinación magnética (ángulo
entre el norte geográfico y el norte magnético, que puede cambiar de
un lugar a otro y de un momento a otro).
• A partir de estos datos se realiza un mapa de declinaciones (con
isógonas o líneas de igual declinación).
• En determinados puntos, se pueden observar anomalías magnéticas
(variaciones de la declinación de la zona) que nos aportan
información de la composición de las rocas
Las anomalías magnéticas detectadas a través de estudios magnéticos
en terreno se explican por variaciones en las propiedades físicas de las
rocas pero por encima de ciertas temperaturas ya no se detectan y por
eso el alcance de este método no va más allá de los 30 a 40 km.

Los mapas obtenidos con
medidas geomagnéticas de
una zona (levantamientos
magnéticos) dan información
sobre la composición de la
corteza en esa zona.
Estos mapas, combinados con
otras informaciones geofísicas
y geológicas, pueden conducir
a la localización de
yacimientos minerales
además de importante
información acerca de las
estructuras geológicas
presentes en la zonaLa unidad de medida de la intensidad del
campo magnético es nanotesla

MÉTODO GEOTÉRMICO
La Tierra emite calor desde su interior originando un flujo geotérmico, responsable
de la generación de magmas y de la existencia de volcanismo en la superficie. Las
fuentes de este calor son:
• El calor residual del proceso de formación del planeta.
• La fricción entre las capas de diferente naturaleza que se desplazan unas
respecto a otras como consecuencia de la rotación terrestre.
• Los cambios de estado asociados a la diferenciación de los materiales del
interior, como ocurre con la formación del núcleo sólido a partir de material
fundido.
• La desintegración de elementos radiactivos del interior, que liberan y transmiten
energía de tal forma que calientan los materiales de los que forman parte.
• Las reacciones químicas exotérmicas.
• Gravitación: La gravedad ejerce una fuerza de compresión hacia el centro del
planeta, y en el proceso de contracción de la masa terrestre se genera
calentamiento por fricción.

La temperatura en el
núcleo debe permitir que
el hierro y níquel que lo
componen estén fundidos
en el núcleo externo y
sólidos en el interno
(debido a la presión)
En la base de la corteza, la temperatura
debe estar cerca de los 700ºC
La Tª en el límite entre
manto superior/inferior
habrá subido hasta los
2000ºC
La Tª en el límite entre
núcleo externo/interno
está en torno a los 3800ºC

Temperatura si se mantuviera el
gradiente geotérmico constante

TOMOGRAFÍA SÍSMICA
La tomografía sísmica es una tecnología que ha permitido obtener imágenes
del interior de la Tierra a partir de la lectura de los tiempos de trayecto de las
ondas sísmicas que se propagan el interior del planeta (algo similar a un TAC
en medicina).
Mediante esta tecnología se ha podido conocer la topografía de las diferentes
unidades geodinámicas de la Tierra y obtener perfiles del manto y la superficie
del núcleo terrestre.
Animación de las ondas sísmicas P y S
Recorrido de las ondas P y S en un planeta sólido
Recorrido de las ondas P y S en dos planetas con núcleo líquido
Modelo de la convección dentro del manto
Modelo tomográfico del manto: areas frías en azul y calientes
en rojo.
Modelo tomográfico del manto debajo de Sudamérica:
Imágenes de
tomografía
sísmica

Esta técnica se basa en el análisis de las diferencias de velocidad de las ondas sísmicas
respecto a un valor promedio teórico. Los datos se comparan en un ordenador que
fabrica imágenes virtuales de secciones del interior terrestre.
El análisis de la distribución de velocidades permite detectar:
• anomalías positivas que se interpretan como zonas más frías, de material más
denso que tiende a hundirse
• anomalías negativas, que se interpretan como zonas más calientes, de material
menos denso que tiende a ascender generando corrientes de convección.

ESTUDIO DE METEORITOS
Son pequeños cuerpos
planetarios, que caen sobre la
superficie de la Tierra cuando
cruzan su órbita.
La mayoría se agrupan formando
un cinturón de asteroides que
orbitan entre Marte y Júpiter, por
lo que tendrían la misma edad
que el Sistema Solar.
Siguiendo este razonamiento,
han debido tener un origen muy
parecido, por lo que se estudia su
composición, suponiendo que
muy similar sea la de la Tierra.

El estudio de meteoritos revela datos interesantes.
• Son buenos ejemplos de la materia primitiva del Sistema Solar, aunque en
algunos casos sus propiedades han sido alteradas.
• Su estructura y composición nos dan datos del interior terrestre.
• Los cráteres de impacto pueden sacar a la superficie rocas del interior de
la tierra.

METEORITOS
Sideritos:
4%, Fe y Ni:
núcleo terrestre
Siderolitos:
1%, Fe y
silicatos: Núcleo
terrestre
Condritas:
86%, peridotitas:
manto terrestre
Acondritas:
9%, basaltos:
corteza oceánica
y continental

EL MÉTODO SÍSMICO
El conocimiento de la estructura interna de la Tierra deriva principalmente de
los conocimientos obtenidos a través de los métodos sísmicos. Se basan en el
estudio de seísmos naturales o artificiales y en la propagación de las ondas
sísmicas en el interior de la tierra.
Un seísmo es la liberación brusca de
energía acumulada en un punto del
interior de la tierra. Cuando la
tensión a la que están sometidas las
rocas sobrepasa cierto límite, se
desencadena el terremoto.
El origen, punto del interior de la
tierra en que se liberan la energía se
denomina hipocentro, y el punto de
la superficie en la vertical del
hipocentro es el epicentro.

El origen de un seísmo: puede ser:
Superficial: como en materiales rocosos a los lados de una falla,
Profundo: por readaptaciones de materiales del manto;
Causado por explosiones, magmatismo, vulcanismo o causas artificiales.

Ondas P o primarias: son las primeras ondas en llegar
a la superficie, de ahí su nombre. Son ondas
longitudinales, es decir, hacen vibrar la partículas del
terreno en la dirección de la onda.
Ondas S o secundarias: son más lentas que las ondas
primarias y solo se transmiten en medios sólidos. Son
ondas transversales, las partículas del terreno se
mueven de forma perpendicular a la onda.
Ondas superficiales: sólo se generan al llegar las
anteriores a la superficie del terreno, Por esta razón
no aportan información del interior terrestre. Pueden
ser:
Rayleigh: vibración de las partículas de forma
rodante, como las olas del mar.
Love: se mueven de lado a lado.
Ver animación : http://www.juntadeandalucia.es/averroes/manuales/tectonica_animada/tect_swf_files/38[1].swf

Las ondas sísmicas liberadas en un terremoto se registran con los sismógrafos, y el
gráfico de las ondas se denomina sismograma.

La red de sismógrafos ha permitido conocer los lugares de la superficie donde se
originan las ondas y el tiempo que tardan en llegar a la superficie. Esta información
permite deducir los límites entre diferentes materiales en el interior de la Tierra.
Para saber cómo es la estructura de la Tierra, hemos sido capaces de producir
artificialmente terremotos que nos permiten recoger información sin la necesidad
de esperar a un seísmo natural. Este sistema tiene otras aplicaciones como
descubrir si existen a cierta profundidad bolsas de agua, petróleo, gas o minerales
de interés económico.
La velocidad de propagación de las ondas es mayor cuanto mayor es la densidad y
la rigidez de los materiales que atraviesa.
ONDAS P ONDAS S

De las fórmulas de velocidad de propagación de las ondas deducimos:
Como todos los materiales tienen K (son
susceptibles de ser comprimidos),
deducimos que se propagan por todo tipo
de medios.
Como los fluidos tienen μ=0 (no son
rígidos); deducimos que sólo se propagan
por medios sólidos.
Otras conclusiones que podemos obtener a partir de las fórmulas de la velocidad de
propagación son:
• A mayor ρ del medio, menor velocidad de las ondas
• A mayor μ, más velocidad: la posición de las partículas es más fija y la recuperan
absorbiendo menos energía al cesar la vibración.
• Además conociendo la relación Vp/Vs (aproximadamente 1,73), podemos calcular la
distancia del punto al hipocentro.

1
2
1
2
1
2
4
3
1
2
4
3
i
r
i
r
12 VV
ir ˆˆ
12 VV
ir ˆˆ
4321 VVVV
4321 VVVV
La velocidad de las ondas depende de las características de los materiales por los que
viajan. No viajarán igual por granito que por basalto y tampoco si estos se encuentran
fríos o calientes. Al mismo tiempo, se produce un cambio en la dirección de propagación
de la onda por cada variación en la velocidad de propagación.

Como consecuencia de estas
desviaciones de las ondas
por la diferencia de
materiales que atraviesan,
se provoca que en la
superficie terrestre
aparezcan zonas en las que
no se detectan ciertas ondas
sísmicas por que las ondas
van a llegar a puntos de la
superficie más separados de
lo que era de esperar si
hubiesen mantenido la
tendencia de cambio en su
trayectoria curva. Son
las zonas de sombra.

2
3
4
5
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8
9
10
11
12
13
14
2 000 4 000 6 000
Del estudio de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas en el interior
terrestre y de las variaciones graduales (a veces bruscas o discontinuidades), se
puede deducir el sistema de capas que forma el interior terrestre.
Profundidad (km)
670 2 900 5 150
NúcleoManto
Las discontinuidades sísmicas se utilizan para diferenciar las capas del interior del planeta.
Ondas P
Ondas S
Velocidad(km/s)
Discontinuidad
de Mohorovicic
Discontinuidad
de Gutenberg
Discontinuidad
de Lehmann

Discontinuidades
De primer orden:
Variación de velocidad de gran magnitud. Indica
un cambio muy importante en la naturaleza de los
materiales
Mohorovicic:
A 40-60 km en los continentes y 5-
10 en los océanos. Gran aumento
de velocidad las ondas p y s.
Guttemberg:
A 2900 km. La velocidad de las
ondas de baja repentinamente y
las S se detienen.
De segundo orden:
variación menor. Indican cambios menos
acusados
Conrad:
Muy discutida (sólo existe en algunos puntos de la
corteza continental). Es un ligero aumento de la
velocidad de las ondas a unos 15 km.
Repetti:
A unos 800 km. Se produce una disminución del ritmo
de crecimiento de P y S.
Wiechert- Lehman:
A 5100 km, con un aumento de velocidad de P.
pueden dividirse en función
de la variación de la velocidad

Los primeros modelos de capas de la Tierra
dividían esta en una primera capa
denominada SIAL, un término, ya obsoleto
(propuesto por Eduard Suess), que
designaba a las rocas que forman la parte
fundamental de la corteza continental, y
que estaban situadas sobre rocas más
oscuras y densas que afloran además en el
fondo oceánico y que se denominaron
SIMA. Por debajo de estas capas se situaban
el MANTO y el NÚCLEO
LAS CAPAS DE LA TIERRA

Los siguientes modelos y todavía hoy utilizados son los llamados modelo
geoquímico y modelo dinámico.

Estructura tierra
Modelo geoquímico.
Basado en la composición química
de los materiales: corteza, manto y
núcleo.
Corteza
Manto
Núcleo
Modelo dinámico.
Se basa en el comportamiento mecánico de los
materiales del interior de la Tierra, que están
muy afectados por las variaciones de presión y
temperatura a las que están sometidos.
Litosfera
Mesosfera
Manto superior e inferior
Endosfera
Núcleo externo e interno
Planeta estructurado en capas
concéntricas. Se clasifican de
acuerdo con dos criterios:

Unidades geoquímicas: de acuerdo con la
composición química de los materiales:
corteza, manto y núcleo.
Intenta determinar la composición química
del interior terrestre. Considera que
alrededor del 94% de la masa total de la
Tierra está compuesto por un número muy
reducido de elementos químicos en las
siguientes proporciones respecto de dicha
masa total: hierro (34,6%); oxígeno
(29,2%); silicio (15,2%) y magnesio
(15,2%).
Estos elementos químicos se combinan
formando minerales y se distribuyen en el
interior de la Tierra en tres capas: la
corteza, el manto y el núcleo.
EL MODELO GEOQUÍMICO

Discontinuidad
de Mohorovicic
Discontinuidad
de Gutemberg

• Es la capa más externa y delgada. Llega hasta la discontinuidad de Mohorovicic.
• Está formada por silicatos ligeros, carbonatos y óxidos.
• Es más gruesa en la zona de los continentes y más delgada en los océanos.
• Es una zona geológicamente muy activa (tectónica de placas, procesos externos de
erosión, transporte y sedimentación)
• Se diferencian una corteza continental y una corteza oceánica.
LA CORTEZA TERRESTRE

• Límites de la corteza: es la zona de la
Tierra situada entre la hidrósfera y la
atmósfera por un lado, y la superficie de
Mohorovicic, por otro.
• Espesor: 50 km de espesor medio, con
irregularidades; su volumen representa el
6% del volumen total de la Tierra.
• Densidad media: 2´7g/cm3
• Composición: es la zona más variada pero
la mejor conocida; los elementos más
abundantes son el oxígeno y el silicio,
pero también hay aluminio, hierro,
magnesio, calcio, sodio y potasio. Los
compuestos más abundantes son los
óxidos, y dentro de ellos, los silicatos y
otras sales minerales.
• Antigüedad: Las rocas más antiguas están
sobre la corteza oceánica y son de casi
4000 m.a.

• Formada por los continentes y las plataformas
continentales hasta el borde inferior del talud
continental.
• Su espesor medio de 30-35 km, aunque en las
zonas montañosas puede llegar a unos 70-80 km
(máximo grosor en el Himalaya).
• Constituyen la parte más estable de la corteza, ya
que sus rocas pueden tener hasta 4000 millones
de años.
• Su zona superficial está muy alterada por
procesos de erosión, transporte y sedimentación.
LA CORTEZA CONTINENTAL

La estructura de la corteza continental presenta en la vertical
tres capas:
1. Capa sedimentaria, formada por materiales sedimentarios
más o menos transformados y con espesores variables que
pueden llegar a los 3.000 m. Su densidad es de 2.5 gr/cm3
2. Capa granítica, formada por materiales cuya composición
es fundamentalmente de silicatos de aluminio, densidad de
2.7 y un espesor medio del orden de 10 a 15 Km. Las rocas
predominantes son las de la familia de los granitos, así
como rocas metamórficas (micasquistos y gneiss
3. Capa basáltica. La composición de los materiales de esta
capa es fundamentalmente de silicatos de magnesio,
espesor de 10 a 20 Km y densidades de 2.9 o algo
superiores. . Las rocas predominantes son basaltos, gabros
y dioritas.
Entre la capa granítica y la basáltica, a unos 17 km, se
encuentra una discontinuidad de segundo orden, que es la de
Conrad.
LA CORTEZA CONTINENTAL: Estructura vertical

LA CORTEZA CONTINENTAL: Estructura horizontal
Se distinguen las siguientes partes:
- Cratones y escudos. Áreas geológicamente muy
estables (no han sufrido fragmentaciones ni
deformaciones por los movimientos orogénicos).
Forman el núcleo de los continentes y su relieve es
poco pronunciado por una erosión prolongada.
Formados por rocas metamórficas muy antiguas y
magmáticas. Pueden aparecer recubiertos de capas
de sedimentos poco deformadas.

plataformas interiores: Son depresiones entre los cratones y los escudos donde
se depositan los sedimentos (a veces, levemente plegada) procedentes de la
erosión de los orógenos (Ejemplo: las de Rusia y el Sahara o la del Guadalquivir
en España)
Orógenos o cordilleras: Se sitúan
en los bordes de los cartones.
Son zonas muy activas
geológicamente, con mucha
actividad tectónica y
magmática. Formados por rocas
sedimentarias y/o metamórficas
entre las que aparecen rocas
magmáticas. Bajo estas
estructuras, la corteza tiene
gran grosor.

plataformas continentales: Son zonas pegadas a los continentes, de suave
pendiente pero que están sumergidas entre 20 y 600 m. Se acumulan los
sedimentos procedentes de la erosión de los continentes.
talud continental: Zona de gran pendiente que va desde la plataforma continental
hasta el fondo oceánico. Formado por surcos o cañones submarinos excavados por
corrientes de agua. En su base se depositan los sedimentos procedentes de la
plataforma continental.

Es más densa y más delgada que la corteza continental. Su espesor oscila entre los
3 y los 15 km, y es relativamente uniforme en su composición. Muestra edades
que, en ningún caso, superan los 180 millones de años. Se encuentra en su mayor
parte bajo los océanos y manifiesta un origen volcánico. Se forma continuamente
en las dorsales oceánicas y, más tarde, es recubierta por sedimentos marinos.
Presenta una estructura en capas.
LA CORTEZA OCEÁNICA

Nivel 1: Capa de sedimentos. Desde un espesor muy
variable, 1.300 metros de media, pero inexistente en
las zonas de dorsal, hasta espesores de 10 km en las
zonas que bordean a los continentes.
Nivel 2: Lavas almohadilladas. Basaltos submarinos
emitidos en las zonas de dorsal que, al sufrir un rápido
enfriamiento, ofrecen superficies lisas y semiesféricas.
Nivel 3: Diques Basálticos. Son de composición similar
a las lavas almohadilladas y están solidificados en
forma de diques verticales. Cada dique tiene un
antiguo conducto por donde se emitía la lava que
formó el nivel anterior.
Nivel 4: Gabros. Representa material solidificado en la
cámara magmática existente bajo la zona de dorsal.
Este material solidificado alimentó los dos niveles
anteriores.
LA CORTEZA OCEÁNICA: Estructura vertical

LA CORTEZA OCEÁNICA: Estructura horizontal
En la corteza oceánica se distinguen:
•Dorsales oceánicas: elevaciones de
unos 3.000 metros sobre el fondo
oceánico. Están en los bordes de
placas litosféricas asociadas a
volcanes submarinos.
•Llanuras abisales: extensiones llanas
sobre las que encontramos montes
submarinos y guyots.
•Guyots: son montes submarinos de
cimas planas. La cima fue erosionada
cuando se encontraba a nivel del
mar.
•Fosas abisales: son fisuras estrechas
y profundas donde se acumula gran
cantidad de sedimentos. Se localizan
en los bordes de placa, cerca de un
continente o de una zona insular.
Están asociadas a la presencia de
terremotos.

DIFERENCIAS ENTRE CORTEZA OCEÁNICA Y CONTINENTAL
CORTEZA OCEÁNICA CORTEZA CONTINENTAL
Grosor Mas delgada Mas gruesa
Edad Mas joven Mas antigua
Composición
Fundamentalmente rocas
volcánicas, pero mas homogénea
Fundamentalmente rocas
sedimentarias, pero más
heterogénea
Relieve Menos variado Mas variado
Extensión Mas extensa Menos extensa
Densidad Más densa Menos densa

Corteza oceánica Corteza continental

Límites del manto: Es la zona situada debajo de la corteza. Entre la discontinuidad de
Mohorovicic y la discontinuidad de Gutenberg. Se extiende desde los 50 km hasta los
2.900 o 3.000 km; su volumen representa el 82% del volumen total de la Tierra. Y el 70%
de la masa de la Tierra.
Densidad media: 4´3 g/cm3 (varía entre 3,3 y 5 g/cm3).
Composición: el estudio del manto se realiza por métodos indirectos, pues no podemos
llegar a él, pero se cree que son mayoritariamente peridotitas. La presión a la que están
sometidos los minerales hace que sus átomos se “reorganicen” y forman nuevos
materiales (olivino – espinela – perovskita – postperovskita)
Estructura del manto: Por la propagación de las ondas sísmicas, se observa que sobre los
670 – 700 km. aparece una discontinuidad secundaria (discontinuidad de Repetti) que
divide al manto en dos partes: el superior y el inferior, el último más denso que el
primero, ya que las ondas sísmicas se propagan más rápidamente. También se ha
observado dentro del manto superior, a una profundidad comprendida entre los 50 y los
250 km, que la velocidad de las ondas sísmicas disminuye, lo que hace pensar en una
zona más fluida.
EL MANTO

Posibles estructuras atómicas, presentadas
por los componentes del manto, a distintas
profundidades, debido a la presión que
soportan los materiales.

El manto superior.
Está separado de la corteza por la
discontinuidad de Mohorovicic.
Las velocidades de las ondas sísmicas medidas
en esta capa están entre 8,0 a 8,2 km/s.
Los datos geofísicos demuestran que entre 50 y
200 km (o más en las zonas de subducción) de
profundidad ocurre una disminución en la
velocidad de las ondas P y una fuerte
atenuación de las ondas S, de ahí que esta
región sea conocida como zona de baja
velocidad y que se interpreta como una zona
parcialmente fundida (del 1 a 3%)

El manto inferior.
A partir de los 670 km de profundidad, el aumento
de la presión y de la temperatura hace que los
minerales cambien hacia formas de estructura
más compacta, haciendo que el resto del manto
sea más denso (la densidad en esta región
aumenta linealmente de 4,6 a 5,5). Esto explica el
aumento en la velocidad de propagación de las
ondas sísmicas. Sin embargo, parece que las altas
temperaturas siguen permitiendo un
comportamiento plástico de las rocas y un flujo
muy lento de materiales entre el límite núcleo-
manto y el manto superior. Se han propuesto
varios modelos que sugieren que el manto inferior
contiene más hierro que el manto superior.
La temperatura varía de 1.000º C a 3.000° C,
aumentando con la profundidad y con el calor
producido por la desintegración radioactiva y por
conducción a partir del núcleo externo

El límite núcleo-manto.
Conocido como capa D’’. Ocupa los 200 últimos kilómetros del manto inferior.
En algunas zonas de esta región, las ondas P disminuyen bruscamente su velocidad. Una
posible interpretación considera que las rocas de esta capa se encuentran parcialmente
fundidas en algunos lugares, coincidiendo con puntos de intenso flujo de calor
procedente del núcleo.
Estas masas de roca podrían ser capaces de ascender a través del manto hasta la
litosfera, generando corrientes de material que se consideran el motor de la dinámica
del interior terrestre. Además, parece intervenir en el ligero balanceo del eje de
rotación terrestre y del campo geomagnético

Ocupa el centro de la Tierra desde la discontinuidad de Gutenberg, constituyendo
alrededor de la sexta parte del volumen de la Tierra y casi una tercera parte de su masa.
Se calcula que la presión en su interior es de 1,3 a 3,5 millones de veces superior a la de
la atmósfera, y que su Temperatura puede estar en torno a 6000 °C.
Es una esfera metálica cuyo principal componente es el hierro, aunque posiblemente
contiene también un 8 o un 10% de otros elementos (tal vez níquel, azufre, oxígeno o
silicio). En cuanto a su estructura, los datos sismológicos parecen sugerir que existen
dos capas de idéntica composición pero diferentes en cuanto a su estado físico:
El núcleo externo. Tiene unos 2 270 km de grosor, y, como se deduce de los estudios
sísmicos, es líquido y bastante fluido lo que permite que en su seno se produzcan
corrientes de materiales debidas a diferencias de temperatura y de densidad.
El núcleo interno. Comienza a unos 5100 km de profundidad. Es sólido y muy denso.
EL NÚCLEO

Tiene en cuenta que la presión y la temperatura afectan mucho al
comportamiento mecánico, a la densidad y al estado fisicoquímico de
los materiales del interior de la Tierra.
Establece unas capas que no coinciden con las capas composicionales y
que explican más detalladamente otras discontinuidades que aparecen
en los estudios sísmicos.
Son:
• Litosfera (continental y oceánica)
• Mesosfera (superior e inferior)
• Endosfera, formada por el núcleo externo y el interno.
(Pueden presentarse zonas de transición entre las distintas capas)
EL MODELO DINÁMICO

Capa más externa y rígida. Se corresponde con corteza y algo del manto
superior, variando su grosor según la localización. Se distinguen la Litosfera
oceánica, entre 50 y 100 km de espesor, y la Continental, que alcanza entre 100
y 200km.
LITOSFERA

Capa situada por debajo de la litosfera, hasta 670
km. Las velocidades de las ondas sísmicas
presentan fluctuaciones. Formado por peridotita
y es sólido.
Lo más característico son las corrientes de
convección, (debido a que responde de forma
plástica y deformable en tiempos largos) del
orden de 1 a 12 cm por año.
Antes se denominaba como astenosfera pero
hoy, parece ser que la astenosfera no existe,
puesto que la zona de baja velocidad no es
universal y las zonas que revelan mayor
plasticidad podrían ser antiguas plumas. También
se da por supuesto que las corrientes de
convección afectan a capas más profundas, hasta
el manto inferior.
MESOSFERA: MANTO SUPERIOR SUBLITOSFÉRICO

Incluye el situado por debajo, hasta los
2900km de la discontinuidad de Gutenberg.
Sometido a corrientes de convección, debidas
a diferencias de Tª y de densidad. En su base,
se encuentra la capa D’’, capa discontinua e
irregular, cuyo espesor varía entre 0 y 300 km,
con materiales más densos y donde se
originan las plumas mantélicas.
MESOSFERA: MANTO INFERIOR

El modelo actual considera que todo el manto es sólido pero muy plástico. Esto
permite un lento flujo de materiales a través de sus rocas, en dos direcciones:
• En zonas llamadas de subducción, grandes fragmentos de litosfera oceánica fría se
introducen en el manto superior, cambian sus minerales a 670 km y se precipitan
lentamente hasta la base del manto, donde se acumulan y se esparcen hasta zonas
más calientes.
• En las zonas del límite núcleo-manto, donde el calor procedente del núcleo es más
intenso, grandes masas de esas rocas se funden parcialmente y adquieren una
cierta flotabilidad. Así, se produce un flujo ascendente de materiales muy
calientes que, antes de llegar al manto superior, cambian sus minerales a 670 km.
Este flujo es el resultado del tránsito del calor interno del planeta hacia el exterior y el
motor de la dinámica terrestre.

Núcleo externo: hasta los 5100 km de profundidad. En estado líquido, en parte,
y posee corrientes de convección, así como generadora del campo magnético.
Tiene unos 2 270 km de grosor, es bastante fluido. De hecho, permite que en su
seno se produzcan corrientes de materiales debidas a diferencias de
temperatura y de densidad.
Núcleo interno: según va perdiendo calor el
núcleo, hacia el manto, el hierro va
cristalizando y emigrando hacia el núcleo
más profundo en forma sólida, también
debido a la presión. Así, éste va aumentando
algunos mm por año. Comienza a unos 5100
km de profundidad y es muy denso.
ENDOSFERA: NUCLEO EXTERNO E INTERNO

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