7 Respuesta(s) a este Tema

[Ge. Pe.]

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Informacion obtenida a traves de una compilacion efectuada por JORGE PARRA, Cartográfo de la Oficina Técnica de Puerto Varas a los Siguientes sitios WEB:

http://www.bibliotec...Terremotos.htm;
http://www.visionlea......65&l=s&c3>=;
http://neic.usgs.gov.../meas_esp.html;
http://www.angelfire.../nt/terremotos/

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Un terremoto es el movimiento brusco de la Tierra (con mayúsculas, ya que nos referimos al planeta), causado por la brusca liberación de energía acumulada durante un largo tiempo.

En general se asocia el término terremoto con los movimientos sísmicos de dimensión considerable, aunque rigurosamente su etimología significa "movimiento de la Tierra".

La teoría del "rebote elástico" (Reid, 1911), que está ilustrada en la figura, establece que existen ciertas zonas preferenciales de la corteza terrestre (figura a) donde se van acumulando lentamente grandes esfuerzos que son soportados por los materiales (rocas) que la constituyen. Estos esfuerzos ocasionan en las rocas deformaciones elásticas cada vez mayores (figura b) hasta que se supera la resistencia de las mismas (figura c) , y se produce entonces una liberación casi instantánea de la energía acumulada a través del tiempo. El resultado de este mecanismo es la propagación de la energía liberada, en forma de ondas sísmicas y el retorno a un estado de equilibrio elástico de la zona previamente sometida a esfuerzos, con la presencia de una fractura o falla geológica, muchas veces visible en la superficie de la tierra. Este modelo mecánico que explica el origen de los terremotos fue aceptado inmediatamente, pero quedó sin aclarar el por qué de la existencia de zonas preferenciales de concentración de esfuerzos. A partir de 1906 esta incógnita se aclaró con la nueva Teoría de Tectónica de Placas.



El estudio de los terremotos se denomina Sismología y es una ciencia relativamente reciente.


FALLAS: Las zonas en que las placas ejercen esta fuerza entre ellas se denominan fallas y son, desde luego,los puntos en que con más probabilidad se originen fenómenos sísmicos. Sólo el 10% de los terremotos ocurren alejados de los límites de estas placas.





HIPOCENTRO: (O FOCO) Es el punto en la profundidad de la Tierra desde donde se libera la energía en un terremoto. Cuando ocurre en la corteza de ella (hasta 70 km de profundidad) se denomina superficial. Si ocurre entre los 70 y los 300 km se denomina intermedio y si es de mayor profundidad: profundo (recordemos que el centro dela Tierra se ubica a unos 6.370 km de profundidad).

EPICENTRO: Es el punto de la superficie de la Tierra directamente sobre el hipocentro. Es, generalmente, la localización de la superficie terrestre donde la intensidad del terremoto es mayor. Las características de la falla, sin embargo, pueden hacer que el punto de mayor intensidad esté alejado del epicentro.

OTRAS CAUSAS DE TERREMOTOS: La actividad subterránea originada en un proceso de erupción puede originar un fenómeno similar. También se ha estimado que una fuerza extrínseca, provocada por el hombre, podría desencadenar un terremoto, probablemente en un lugar donde ya había una falla geológica. Es así como se ha supuesto que experimentos nucleares, o la fuerza de millones de toneladas de agua acumulada en represas o lagos artificiales podría producir tal fenómeno.

INTENSIDAD EN ESCALA DE MERCALLI
(Modificada en 1931 por Harry O. Wood y Frank Neuman) Se expresa en números romanos.

Creada en 1902 por el sismólogo italiano Giusseppe Mercalli, no se basa en los registros sismográficos sino en el efecto o daño producido en las estructuras y en la sensación percibida por la gente. Para establecer la Intensidad se recurre a la revisión de registros históricos, entrevistas a la gente, noticias de los diarios públicos y personales, etc. La Intensidad puede ser diferente en los diferentes sitios reportados para un mismo terremoto.

Grado I
Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente favorables.

Grado II
Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo, especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar.

Grado III
Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos de motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el paso de un carro pesado. Duración estimable

Grado IV
Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un carro pesado chocando contra un edificio, los vehículos de motor estacionados se balancean claramente.

Grado V
Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etcétera, se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables. Se observan perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen de relojes de péndulo.

Grado VI
Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos ejemplos de caída de aplanados o daño en chimeneas. Daños ligeros.

Grado VII
Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daños considerables en las débiles o mal planeadas; rotura de algunas chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehículos en movimiento.

Grado VIII
Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas de productos en los almacenes de las fábricas, columnas, monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio en el nivel del agua de los pozos. Pérdida de control en la personas que guían vehículos motorizados.

Grado IX
Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daños en los edificios sólidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen.

Grado X
Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con todo y cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos y pendientes fuertes. Invasión del agua de los ríos sobre sus márgenes.

Grado XI
Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas.

Grado XII
Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las cotas de nivel (ríos, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia arriba.



La corteza de la Tierra está conformada por una docena de placas de aproximadamente 70 km de grosor, cada una con diferentes características físicas y químicas. Estas placas ("tectónicas") se están acomodando en un proceso que lleva millones de años y han ido dando la forma que hoy conocemos a la superficie de nuestro planeta, originando los continentes y los relieves geográficos en un proceso que está lejos de completarse. Habitualmente estos movimientos son lentos e imperceptibles, pero en algunos casos estas placas chocan entre sí como gigantescos témpanos de tierra sobre un océano de magma presente en las profundidades de la Tierra, impidiendo su desplazamiento. Entonces una placa comienza a desplazarse sobre o bajo la otra originando lentos cambios en la topografía. Pero si el desplazamiento es dificultado, comienza a acumularse una energía de tensión que en algún momento se liberará y una de las placas se moverá bruscamente contra la otra rompiéndola y liberándose entonces una cantidad variable de energía que origina el Terremoto.

MAGNITUD DE ESCALA RICHTER
Se expresa en números árabes

Representa la energía sísmica liberada en cada terremoto y se basa en el registro sismográfico. Es una escala que crece en forma potencial o semilogarítmica, de manera que cada punto de aumento puede significar un aumento de energía diez o más veces mayor. Una magnitud 4 no es el doble de 2, sino que 100 veces mayor.

El gran mérito del Dr. Charles Richter consiste en asociar la magnitud del Terremoto con la "amplitud" de la onda sísmica, lo que redunda en propagación del movimiento en un área determinada. El análisis de esta onda (llamada "S") en un tiempo de 20 segundos en un registro sismográfico, sirvió como referencia de "calibración" de la escala. Teóricamente en esta escala pueden darse sismos de magnitud negativa, lo que corresponderá a leves movimientos de baja liberación de energía.

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Agradecemos a SERNAGEOMIN la publicacion de este artículo.
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[Ge. Pe.]

Lo unico que deseamos es que nos permitan el acceso a las imágenes de todo el museo como lo habían hecho en la página original que publicamos acá, después de todo son muy poco los alumnos de Chile que puedan tener la oportunidad de visitar el Museo en Santiago, para que hablar de los estudiantes extranjeros.

La Red, en este caso, debe ser utilizada para informar sobre lo que es el Chile Geológico y/o Palenteológico. No todo puede ser dinero y más dinero...

"Gobernar es Educar"...

Gracias y Atte.

Ge. Pe.
Adm.

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Informacion obtenida a traves de una compilacion efectuada por JORGE PARRA, Cartográfo de la Oficina Técnica de Puerto Varas a los Siguientes sitios WEB:

http://www.bibliotec...Terremotos.htm;
http://www.visionlea...modu...=s&c3>=;
http://neic.usgs.gov.../meas_esp.html;
http://www.angelfire.../nt/terremotos/

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Un terremoto es el movimiento brusco de la Tierra (con mayúsculas, ya que nos referimos al planeta), causado por la brusca liberación de energía acumulada durante un largo tiempo.

En general se asocia el término terremoto con los movimientos sísmicos de dimensión considerable, aunque rigurosamente su etimología significa "movimiento de la Tierra".

La teoría del "rebote elástico" (Reid, 1911), que está ilustrada en la figura, establece que existen ciertas zonas preferenciales de la corteza terrestre (figura a) donde se van acumulando lentamente grandes esfuerzos que son soportados por los materiales (rocas) que la constituyen. Estos esfuerzos ocasionan en las rocas deformaciones elásticas cada vez mayores (figura b) hasta que se supera la resistencia de las mismas (figura c) , y se produce entonces una liberación casi instantánea de la energía acumulada a través del tiempo. El resultado de este mecanismo es la propagación de la energía liberada, en forma de ondas sísmicas y el retorno a un estado de equilibrio elástico de la zona previamente sometida a esfuerzos, con la presencia de una fractura o falla geológica, muchas veces visible en la superficie de la tierra. Este modelo mecánico que explica el origen de los terremotos fue aceptado inmediatamente, pero quedó sin aclarar el por qué de la existencia de zonas preferenciales de concentración de esfuerzos. A partir de 1906 esta incógnita se aclaró con la nueva Teoría de Tectónica de Placas.



El estudio de los terremotos se denomina Sismología y es una ciencia relativamente reciente.
FALLAS: Las zonas en que las placas ejercen esta fuerza entre ellas se denominan fallas y son, desde luego,los puntos en que con más probabilidad se originen fenómenos sísmicos. Sólo el 10% de los terremotos ocurren alejados de los límites de estas placas.





HIPOCENTRO: (O FOCO) Es el punto en la profundidad de la Tierra desde donde se libera la energía en un terremoto. Cuando ocurre en la corteza de ella (hasta 70 km de profundidad) se denomina superficial. Si ocurre entre los 70 y los 300 km se denomina intermedio y si es de mayor profundidad: profundo (recordemos que el centro dela Tierra se ubica a unos 6.370 km de profundidad).

EPICENTRO: Es el punto de la superficie de la Tierra directamente sobre el hipocentro. Es, generalmente, la localización de la superficie terrestre donde la intensidad del terremoto es mayor. Las características de la falla, sin embargo, pueden hacer que el punto de mayor intensidad esté alejado del epicentro.

OTRAS CAUSAS DE TERREMOTOS: La actividad subterránea originada en un proceso de erupción puede originar un fenómeno similar. También se ha estimado que una fuerza extrínseca, provocada por el hombre, podría desencadenar un terremoto, probablemente en un lugar donde ya había una falla geológica. Es así como se ha supuesto que experimentos nucleares, o la fuerza de millones de toneladas de agua acumulada en represas o lagos artificiales podría producir tal fenómeno.

INTENSIDAD EN ESCALA DE MERCALLI
(Modificada en 1931 por Harry O. Wood y Frank Neuman) Se expresa en números romanos.

Creada en 1902 por el sismólogo italiano Giusseppe Mercalli, no se basa en los registros sismográficos sino en el efecto o daño producido en las estructuras y en la sensación percibida por la gente. Para establecer la Intensidad se recurre a la revisión de registros históricos, entrevistas a la gente, noticias de los diarios públicos y personales, etc. La Intensidad puede ser diferente en los diferentes sitios reportados para un mismo terremoto.

Grado I
Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente favorables.

Grado II
Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo, especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar.

Grado III
Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos de motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el paso de un carro pesado. Duración estimable

Grado IV
Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un carro pesado chocando contra un edificio, los vehículos de motor estacionados se balancean claramente.

Grado V
Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etcétera, se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables. Se observan perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen de relojes de péndulo.

Grado VI
Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos ejemplos de caída de aplanados o daño en chimeneas. Daños ligeros.

Grado VII
Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daños considerables en las débiles o mal planeadas; rotura de algunas chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehículos en movimiento.

Grado VIII
Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas de productos en los almacenes de las fábricas, columnas, monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio en el nivel del agua de los pozos. Pérdida de control en la personas que guían vehículos motorizados.

Grado IX
Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daños en los edificios sólidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen.

Grado X
Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con todo y cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos y pendientes fuertes. Invasión del agua de los ríos sobre sus márgenes.

Grado XI
Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas.

Grado XII
Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las cotas de nivel (ríos, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia arriba.
La corteza de la Tierra está conformada por una docena de placas de aproximadamente 70 km de grosor, cada una con diferentes características físicas y químicas. Estas placas ("tectónicas") se están acomodando en un proceso que lleva millones de años y han ido dando la forma que hoy conocemos a la superficie de nuestro planeta, originando los continentes y los relieves geográficos en un proceso que está lejos de completarse. Habitualmente estos movimientos son lentos e imperceptibles, pero en algunos casos estas placas chocan entre sí como gigantescos témpanos de tierra sobre un océano de magma presente en las profundidades de la Tierra, impidiendo su desplazamiento. Entonces una placa comienza a desplazarse sobre o bajo la otra originando lentos cambios en la topografía. Pero si el desplazamiento es dificultado, comienza a acumularse una energía de tensión que en algún momento se liberará y una de las placas se moverá bruscamente contra la otra rompiéndola y liberándose entonces una cantidad variable de energía que origina el Terremoto.

MAGNITUD DE ESCALA RICHTER
Se expresa en números árabes

Representa la energía sísmica liberada en cada terremoto y se basa en el registro sismográfico. Es una escala que crece en forma potencial o semilogarítmica, de manera que cada punto de aumento puede significar un aumento de energía diez o más veces mayor. Una magnitud 4 no es el doble de 2, sino que 100 veces mayor.

El gran mérito del Dr. Charles Richter consiste en asociar la magnitud del Terremoto con la "amplitud" de la onda sísmica, lo que redunda en propagación del movimiento en un área determinada. El análisis de esta onda (llamada "S") en un tiempo de 20 segundos en un registro sismográfico, sirvió como referencia de "calibración" de la escala. Teóricamente en esta escala pueden darse sismos de magnitud negativa, lo que corresponderá a leves movimientos de baja liberación de energía.

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Agradecemos a SERNAGEOMIN la publicacion de este artículo.
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[Ge. Pe.]

Un tema muy interesante y de alto nivel


En:





http://www.visionlea...g.com/index.php



Placas Tectónicas I



La Evidencia de la Revolución Geológica


por Anne E. Egger

Los Himalayas son generalmente conocidos como el 'techo del mudo' porque presentan los picos más altos de la Tierra. El más famoso es el Monte Everest a 8,848 metros sobre el nivel del mar.

La roca que lo cubre es piedra caliza, que se forma en el fondo de los mares cálidos y poco profundos y que se compone totalmente de fósiles marinos, desde plancton hasta almejas y peces.

Durante años, los geólogos no lograban explicar cómo los residuos endurecidos de pequeños organismos marinos podían existir en la cumbre de una montaña.

En los años 1900s, muchos científicos pensaban que mientras la tierra se enfriaba después del Big Bang, la superficie del planeta se contraía y se arrugaba como la piel de una uva pasa. La teoría de la 'uva pasa' implicaba que las cumbres montañosas como los Himalayas surgieron a través del proceso de arrugamiento. Esta teoría asumía que todas las características de la tierra se habían formado durante un enfriamiento y que el planeta estaba relativamente estático, cambiando muy poco mientras el enfriamiento (y el arrugamiento) se detenian durante billones de años.

Alfred Wegener, un geofísico y meteorológo alemán, no estaba de acuerdo con esta explicación. Tomó sus ideas del conocido hecho que África y Sud América parecían unirse como unas piezas de un rompecabezas. Recolectó datos de ambos continentes, y encontró que tipos de fósiles y de rocas en la costa Este de Sur América correspondían a los encontrados en la costa Occidental de África. Cuando añadió los continentes del Norte al rompecabezas, Wegener se dio cuenta que la cadena de las Montañas Apalaches en Norte América continuaban como las Montañas Caledonias en el Norte de Europa.

Mapa que muestra la distribución de fósiles en los continentes del Sur.
Esta distribución hizo que Wegener una los continentes, tal como demuestra el mapa.

Imagen de USGS publication This Dynamic Earth

Para explicar estos datos, Wegener propuso la teoría del movimiento continental, en su libro Los Orígenes de los Continentes y los Océanos, publicado en Alemán en 1915. Su teoría enunciaba que todos los continentes estaban originalmente unidos en un supercontinente llamado Pangaea. También decia que hace aproximadamente 200 millones de años, Pangea se separó y los continentes se movieron lentamente a sus posiciones actuales.

Pérmico 225 million years ago - Jurásico 135 million years ago - Hoy en Día

Imagen de USGS publication This Dynamic Earth

El orígen del movimiento

Cuando el libro de Wegener fue traducido al Inglés, Francés, Español, y Ruso en 1924, este fue ridiculizado por su sugerencia que los continentes se habían movido. Uno de los principales problemas de su teoría era que no proponía un mecanismo que hubiese provocado el movimiento de los continentes. ¿Cúal era la fuerza que movía los continentes? ¿De dónde venía? ¿Cuánta fuerza se necesitaba para mover un continente?

El mecanismo que provocó el movimiento, un importante dato en esta teoría, no se supo hasta los años 1960. Wegener desarrolló su teoría sobre la base de datos de los continentes, pero los océanos cubren el 70% de la superficie de la tierra, una amplia área escondida bajo kilómetros de agua. Después que Wegener publicó su teoría, grandes desarrollos técnicos y cietíficos permitieron a científicos mapear el suelo oceánico y detectar inversiones paleomagnéticas en las rocas en el suelo oceánico. Estos dos datos proporcionaron evidencia adicional a los geólogos para explicar el proceso del movimiento continental.

Antes que barcos equipados con sonar empezaran a mapear el suelo oceánico en los años 1920, se creía que la costra debajo de los mares era plana y sin características.

Los mapas sonares, sin embargo, mostraron que los suelos marinos eran diferentes, que tenían tremendos valles profundos, cadenas montañosas como las Montañas Rocosas de Norte América, y vastos planos. Más notable, se encontró una larga cordillera que atravesaba la mitad del Océano Atlántico, levantándose 1-2 kilómetros sobre los alrededores de los suelos oceánicos y corriendo paralelamente a las costas continentales de ambos lados. Cordilleras oceánicas similares fueron mapeadas en los Océanos Pacífico Oriental e Índico Occidental. En estas cordilleras ocurrió alguna actividad volcánica. Claramente, las cordilleras tuvieron algo que ver con el movimiento continental, pero ¿qué?

En 1962 un trabajo titulado 'Historia de las Cuencas Oceánicas', de Harry Hess, un geólogo de la Universidad de Princeton, propuso que las cordilleras oceánicas centrales marcaban regiones donde un magma cálido se elevó hasta cerca de la superficie. Además, sugirió que la expulsión de magma en las cordilleras separó el suelo oceánico de las cordilleras como una banda deslizante. En profundas zanjas como esas que se encuentran en la costa de Sud América y Japón, el extenso suelo oceánico se hundió debajo de los gruesos continentes en zonas de sumersión. La teoría de Hess, 'la extensión de suelo oceánico' ofrecía una explicación convincente sobre el mecanismo del orígen del movimiento de Wegener, pero necesitaba una prueba más. El mismo año que Hess propuso su teoría, la Marina de Estados Unidos, publicó un trabajo que resumía los resultados sobre el magnetismo de los suelos oceánicos. Durante la Segunda Guerra Mundial, barcos que llevaban aparatos para medir el magnetismo, encontraron bandas alternantes de magnetismo débil y fuerte en las rocas del suelo marítimo (originalmente estos magnetómetros fueron diseñados para localizar submarinos). Estas bandas, irregulares en anchura, no solamente corrían paralelas a las cordilleras oceánicas, sino que estaba modeladas simétricamente alrededor de las cumbres de estas cordilleras.


El magnetismo fue provocado por la presencia de minerales magnéticos en las rocas. Los científicos no se sorprendieron al conocer que las rocas del suelo marítimo conteníaan el mineral magnético magnetita. Cuando el magma de las cordilleras sube y se enfría, se cristaliza, encerrando los cristales de magnetita y alineandolos con el campo magnético de la tierra como la aguja de un compás (ver la Lección sobre la Estructura de la Tierra). El campo magnético de la tierra era conocido desde la antigüedad, pero más tarde los científicos se dieron cuenta que el campo magnético no es constante, fluctúa en intensidad y ocasionalmente invierte la dirección (llamado polaridad). Hoy consideramos que el campo tiene una polaridad 'normal', el norte es norte. Sin embargo, varias veces en el pasado, la polaridad se ha invertido, las agujas de nuestros compases se cambiaban de dirección y apuntaban al Polo Sur. Este fenómeno de inversión magnética había sido previamente observado en rocas continentales, y ahora parecía también ser el caso para las rocas oceánicas.

En 1963, Fred Vine y Drummond Matthews, dos geólogos británicos, unieron el mapa de la cordillera central Atlántica con las bandas magnéticas simétricas en suelo marítimo. Cuando los barcos navales trazaron el plano del magnetismo fuerte, las rocas mostraron la polaridad invertida. Estos paleomagnéticos invertidos claramente modelados en el suelo marítimo ofrecieron la prueba necesaria de la extensión en el suelo marítimo de Hess. Especificamente, probaron que una costra nueva estaba siendo continuamente generada en la cordillera central oceánica, donde el magma se enfriaba y los cristales de magnetita 'se encerraban' de acuerdo con la orientación del campo magnético de la tierra en ese momento. Los continentes no tenían que 'moverse' al lugar donde están hoy en día, pero eran movidos por las lentas y continuas magmas de las bandas deslizantes en las cordilleras oceánicas centrales.

Mid-ocean ridges

Concept simulation - Recreates activity at Plate Boundaries.

http://www.visionlea...s...1683&mid=65

(Flash required)

El trabajo de Hess, Vine, y Matthews resultó en un nuevo mapa de la tierra, que incluía placas en los bordes además de las costas. Los bordes fueron dibujados en las cordilleras oceánicas y en las zonas sumergidas.

Azul = cordilleras oceánicas, Rojo = zonas de subduction.

Más evidencia para las placas tectónicas

Hoy, gran parte de la evidencia sobre las placas tectónicas se adquiere con la tecnología de satelite. Con técnicas como el Sistema Global de Posicionamiento y otras técnicas de recolección de datos con satélite, los científicos pueden medir directamente el movimiento y la velocidad de las placas en la superficie de la tierra. Las velocidades van de 10 - 100 mm al año, confirmando la antigua creencia que las placas se mueven a una velocidad lenta pero constante.

Los Himalayas, empezaron a formarse hace unos 40 millones de años cuando la placa India chocó con la placa Euroasiática, empujando y doblando rocas que se habían formado debajo del nivel del mar en altos picos. Ya que la placa India sigue moviéndose hacia el norte, los Himalayas siguen alzándose a una velocidad de 1 cm por año. Ya no tenemos que evocar una tierra arrugada que se encoge para explicar el origen de los fósiles marinos en la cumbre del mundo.

La tierra es increiblemente dinámica, cadenas de montañas se hacen y se erosionan, volcanes hacen erupción y se extinguen, mares avanzan y retroceden, y esos cambios son el resultado de un proceso de placas tectónicas. Antes que Wegener desarrose su teoría, pocos habían concebido este mundo. Su teoría del movimiento continental fué el primer paso en el desarrollo de la teoría tectónica, y la fundación sobre la que la geología moderna fue construida.

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Página libre, permitida la reprodución citando la fuente y el autor.

Se agradece codialmente.


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[Ge. Pe.]

En

VISIONLEARNING


http://www.visionlea...g.com/index.php


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Placas Tectónicas II


Placas, placas límites, y el origen de los movimientos


por Anne E. Egger

En 1962, la idea que las piezas de la superficie de la tierra se movían no era considerada radical.

Como vimos en la lección Placas Tectónicas I, el concepto del movimiento continental y de la extensión del suelo marítimo había revolucionado la geología, y los investigadores empezaron a revisar sus interpretaciones de los datos existentes. Por ejemplo, los geólogos sabían que los terromotos no estaban distribuidos al azar en la tierra.

Los terremotos están en rojo.

Esta imágen fue generada usando QUEST, un instrumento interactivo para diseñar en línea a través de Discover Our Earth en Cornell University.

En realidad, los terremotos, se concentran en las placas límites dibujadas por Harry Hess. Sin embargo, no todos los terremotos ocurren a la misma profundidad. Donde Hess había postulado que las rocas del suelo oceánico estaban hundiéndose en las zonas de subducción o sumersión, ocurren los terremotos a una baja profundidad de 0-33 km debajo de la superficie cerca de las zanjas, y a una profundidad de casi 700 km debajo de la superficie, más tierra adentro. Por otra parte, sólo terremotos poco profundos (de profundidad de 0-33 km) son registrados en las cordilleras que se extienden. Estos datos ayudaron a los geólogos a diseñar planos longitudinales que muestran que las placas son delgadas en las cordilleras que se extienden, y que la subducción alcanza largas distancias, llevando las placas a profundidad debajo de los continentes.



Al igual que los terremotos, los volcanes estaban preferentemente localizados en las placas límites o cerca de ellas.

Históricamente los volcanes activos estána en rojo.

Esta imágen fue generada usando QUEST, un instrumento interactivo para diseñar en línea a través de Discover Our Earth en Cornell University.

Al igual que los terremotos, diferentes tipos de volcanes existen en diferentes tipos de placas límites. La mayoría de las erupciones volcánicas que salen en las noticias, como la erupción del Monte Santa Helena de 1980, tienen lugar cerca de las zonas de subducción. Estas devastadoras y explosivas erupciones reflejan la composición de magma, que es extremadamente viscosa y que por consiguiente no fluye fácilmente. Al contrario, las erupciones volcánicas que existen en las cordilleras que se extienden son mucho mas suaves, en parte porque la mayoría de estas erupciones están debajo de 2-3 kilómetros de agua, pero también porque el magma es menos viscoso.

Placas límites

Estas observaciones sobre la distribución de los terremotos y los volcanes ayudó a los geólogos a definir los procesos que ocurren en las cordilleras que se extienden y las zonas de subducción.

Además, ayudaron a los científicos a descubrir que hay otros tipos de placas límites. En general, las placas límites son el escenario de gran actividad geológica, terremotos, volcanes, y topografía dramática, de tal manera que cordilleras como los Himalayas están todas concetradas donde dos o más placas se encuentran en un límite. Hay tres principales maneras en que las placas interactúan en los límites: pueden moverse en dirección divergente, pueden moverse en dirección convergente, o pueden deslizarse una al lado de la otra, transformante.

Cada una de estas interacciones produce un modelo de terremoto, volcanismo y topografía diferentes:

Límites Divergentes

Los límites divergentes son las cordilleras oceánica centrales que lanzaron la revolución de las placas tectónicas. La Cordillera Central Atlántica es un ejemplo clásico. Los terremotos poco profundos y fluidos menores de lava caracterizan la cordillera oceánica central. El suelo marítimo en las cordilleras es más alto que los llanos abismales alrededor, porque las rocas son más calientes (y menos densas). Se enfrian y condensan mientras se alejan del centro de extensión. La extensión ha estado ocurriendo en la Cordillera Central Atlántica durante 180 millones de años, lo que ha producido un gran valle oceánico, el Óceano Atlántico.

Límites Convergentes

Los límites convergentes son los más activos geológicamente, con diferentes características dependiendo del tipo de costra presente. Hay dos tipos de costras: oceánica y continental. La costra continental es gruesa y ligera, la costra oceánica es delgada, densa y forma las cordilleras oceánicas centrales. La actividad que tiene lugar en los límites convergentes depende del tipo de costra presente, tal como se explica aquí.



•Costra oceánica encuentra costra continental:

estas son las zonas de subducción imaginadas por Hess, donde la costra oceánica densa se sumerge debajo de la costra continental ligera. Estos límites se caracterizan por: a) una zanja oceánica muy profunda al lado de una cordillera continental montañosa alta, b) numerosos terremotos que progresan de lo poco profundo a lo profundo, y c) un gran número de volcanes de composición intermedia. Los Andes deben su existencia a la zona de subducción en el borde occidental de la placa de América del Sur. En realidad, este tipo de límite es usualmente llamado el margen Andino.

Los terremotos son los cuadrados amarillos.

Esta imágen ha sido modificada de This Dynamic Earth, una publicación de U.S. Geological Survey

•Costra oceánica encuentra costra oceánica:

donde dos placas oceánicas convergen, también ocurre una zona de subduccion, pero el resultado es ligeramente diferente que en el Margen Andino. Puesto que las densidades de las dos placas son similares, es usualmente la costra oceánica más antigua la que se hunde porque es más fría y ligeramente más densa. Los terremotos progresan de lo menos profundo a lo más profundo como en la convergencia oceánica-continental, y los volcanes forman un arco de islas, como el Monte Fuji en Japón y Pinatubo en Filipinas. Estos volcanes son ligeramente diferentes de esos que forman los Andes porque el magma se produce de la costra oceánica derretida en vez de la costra continental derretida .

Los terremotos son los cuadrados amarillos.

Esta imagen ha sido modificada de This Dynamic Earth, una publicación de U.S. Geological Survey

•Costra continental encuentra costra continental:

cuando dos piezas de costra continental convergen, el resultado es un gran montón de material continental. Ambas piezas de costra son ligeras y no son fácilmente hundidas. La convergencia continental está ejemplificada en la cordillera de los Himalayas, donde la placa India se encuentra con la placa Asiática. Ocurren varios terremotos pocos profundos, pero hay muy poco volcanismo.

Los terremotos son los cuadrados amarillos.

Esta imágen ha sido modificada de This Dynamic Earth, una publicación de U.S. Geological Survey

Límites transformantes

La mayoría de los límites son convergentes o divergentes, los límites transformantes son los más raros. La falla de San Andrés en California es un ejemplo de un límite continental transformante. Terremotos frecuentes y poco profundos ocurren (como los famosos terremotos de San Francisco en 1906 y 1989), pero hay poco volcanismo asociado o relieve topográfico. La Falla Alpina de Nueva Zelanda es muy similar. La mayoría de los límites transformantes ocurren no en el interior sino en los segmentos cortos, al borde de las cordilleras oceánicas centrales.


Unos pocos límites retan clasificaciones simples y son llamados como 'placas de las zonas límite'. Por ejemplo, un modelo de terremoto complicado se produce por una ancha y poco entendida zona de placa límite entre las placas Euroasiática y Aficanas en el Mediterráneo.

Actividad Geológica separada de las placas límite

Los límites descritos anteriormente dan cuenta de la mayoría de la actividad sísmica y volcánica en la tierra. Sin embargo, mientras más datos empezaban a explicar el esquema de las placas tectónicas, más sobresalían las excepciones. ¿Qué puede explicar Hawai, por ejemplo, un antiguo escenario de actividad volcánica en la placa del Pacífico central donde no hay subducción o extensión para generar magma?

Tenía que haber algo más. En 1963, J. Tuzo Wilson, un geofísico canadiense, propuso la teoría que la capa contenía inmóviles lugares calientes, delgadas plumas de magma caliente que actuaban como quemadores Bunsen cuando las placas estaban encima de ellos. Las Islas Hawaianas forman una larga y derecha cadena, con erupciones volcánicas continuas en la isla Hawai e islas volcánicas altamente erosionadas en el noreste. De acuerdo a la teoría de lugares calientes de Wilson, la cadena de islas representa el movimiento hacia el surestede de la placa Pacífico sobre la capa de pluma.

El esbozo original de J. Tuzo Wilson de los lugares calientes Hawainos.

(Usado con el permiso de Canadian Journal of Physics.)

Una importante implicación de la teoría de Wilson es que, puesto que los lugares calientes son estacionarios, las pistas de los lugares calientes podían ser usadas para rastrear la historia del movimientos de las placas. Por ejemplo, la pista de la cadena Hawaina continua hacia el noroeste como una cadena de antiguos volcanes inactivos bajo agua. Una vez que las erupciones volcánicas se detienen, las olas oceánicas empiezan a erosionar las islas debajo del nivel del mar y se llaman montes marítimos. Las islas y los montes marítimos asociados con los lugares calientes Hawainos ofrecen una historia sobre el movimiento de la placa Pacífico, que aparentemente tomó un rumbo al este alrededor de 28 millones de años. Otras pistas de lugares calientes en el mundo pueden ser usadas de manera similar para reconstruir la historia global de las placas tectónicas.

¿Cúales son las fuerzas que motivan el movimiento?

Los lugares calientes añaden pruebas para confirmar que las placas se mueven constantemente. Irónicamente, sin embargo, la cuestión que provocó el ridículo de Wegener sigue provocando un acalorado debate: que provoca el movimiento de las placas?

Eventualmente, una nueva Pangaea (o continente único) se puede formar, separar, y formar de nuevo en la Tierra. ¿Qué hace que estas placas se sigan moviendo?

Hess asumió que la capa de conducción era la fuerza motivadora principal. Material caliente, menos denso en las cordilleras oceánicas centrales, se enfría y se hunde en las zonas de subducción. Las placas 'montan' estas células de convección (ver la lección sobre Densidad para mayor información). Aunque había poca duda que la convección ocurre en la capa, el diseño actual sugiere que no es tan simple. Muchos geólogos sugieren que la fuerza de convección no es suficiente para empujar placas litoesféricas enormes como la placa de Norte América. Ellos sugieren que la gravedad es la principal fuerza motivadora: la fría y densa costra oceánica se hunde en la zona de subducción, empujando al resto de la placa con ella. De acuerdo a esta teoría, las intrusiones magmáticas en las cordilleras que se extienden son pasivas. El magma apenas llena un hueco creado por la separación de las dos placas.

El empuje de la cordillera y el jalón de la placa son dos maneras en que la gravedad puede actuar para mantener una placa en movimiento.

Observe que las flechas en las células de convección y las placas encima van en la misma dirección.

Imágen modificada de This Dynamic Earth, una publicación de U.S. Geological Survey.


Sin lugar a dudas, la gravedad y la convección ofrecen energía para mantener las placas en movimiento. Sus contribuciones relativas, sin embargo, son un asunto debatible y de investigación continua.

La fuerza de la placa tectónica yace en su habilidad para explicar todo sobre los procesos que vemos en los registros geológicos en la actualidad. Nuestro conocimiento de las sutilezas tiende a evolucionar, mientras sabemos más sobre nuestro planeta, pero las placas tectónicas son verdaderamente la base sobre la se asienta que la ciencia geológica.

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[Ge. Pe.]

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LA ESTRUCTURA DE LA TIERRA


Una travesía virtual al centro de la tierra



por Anne E. Egger

Los lugares más profundos de la tierra están en África del Sur, donde las compañias mineras han excavado 3.5 km de profundidad para extraer oro.

Nadie ha excavado a más profundidad en la tierra que los mineros Sudafricanos, ya que el calor y la presión en esas profundidades impide que los humanos desciendan más.

Sin embargo, si el radio de la tierra es de 6.370 km, ¿cómo empezamos a comprender que hay debajo de la piel de la tierra si no podemos verlo?

Isaac Newton fue el primero de los científicos en proponer una teoría sobre la estructura de la tierra.

Basado en sus estudios sobre la fuerza de la gravedad, Newton calculó el promedio de la densidad de la tierra y encontró que tenía más del doble de la densidad de las rocas cercanas a la superficie. Con estos resultados, Newton concluyó que el interior de la tierra tenía que ser mucho más denso que las rocas de la superficie.

Sus descubrimientos excluían la posibilidad de un submundo fiero y cavernoso habitado por la muerte, pero dejaba muchas preguntas sin respuestas. ¿Dónde empieza el material más denso? ¿Cómo varía la composición de las rocas de la superficie?

Ocasionalmente, los vientos volcánicos, como barcos de roca, remontan pedazos de tierra de profundidades de 150 km, pero estas rocas son raras, y hay pocas esperanzas de emprender el 'Viaje al Centro de la Tierra' de Julio Verne.

Al contrario, mucho de nuestro conocimiento sobre la estructura de la tierra proviene de observaciones remotas - especificamente, de observar terremotos. Los terremotos puede ser extremadamente destructivos para los humanos, pero proveen abundante información sobre el interior de la tierra.

La razón de esto es que cada terremoto manda una formación de ondas sísmicas en todas las direcciones. Esto es similar a lo que ocurre cuando se tira una piedra en el agua y se crean ondas.

Observar el comportamiento de estas ondas sísmicas cuando viajan a través de la tierra, nos ayuda a comprender los materiales en los cuales se mueven las ondas.

Ondas Sísmicas

Un terremoto ocurre cuando repentinamente las rocas en la zona de la falla se deslizan una contra otra, descargando la presión que se ha acumulado con el tiempo.

El deslizamiento descarga energía sísmica, que se dispersa a través de dos tipos de ondas: ondas-P y ondas-S. La distinción entre los dos tipos de ondas se puede imaginar fácilmente con uno de esos resortes metálicos de juguete.

Si usted empuja en una terminación del juguete, una onda de compresión va a lo largo del resorte metálico del mismo.

Las ondas de compresión son ondas-P y las ondas ondulantes son las ondas-S.

Aunque los dos tipos de ondas se refractan, o se tuercen, cuando cruzan el borde hacia diferentes materiales, estos dos tipos de ondas se comportan de manera diferente dependiendo en la composición del material que cruzan.

Una de las más grandes diferencias es que las ondas-S no pueden pasar a través de los líquidos mientras que las ondas-P si pueden hacerlo. Podemos sentir la llegada de las ondas-P y -S en un lugar como cuando la tierra tiembla en un terremoto.

Ilustración de una onda P/onda de compresión.

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Ilustración de una onda S/onda ondulada.

http://www.visionlea...30827030818.mov

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Si la tierra tuviese la misma composición hasta su interior, las ondas sísmicas irradiarían al exterior desde su origen (un terremoto) y se comportarían exactamente como se comportan otras ondas.


Es decir, tomando más tiempo para ir más lejos y disminuyendo en velocidad y fuerza con la distancia.

Este proceso se llama atenuación.

Dadas las observaciones de Newton, si asumimos que la densidad de la tierra aumenta en forma regular y pareja con la profundidad por la presión agregada, la velocidad de la onda también aumenta con la profundidad y las ondas se refraccionarán continuamente, yendo a través de caminos encorvados hacia la superficie.

La Figura 1 muestra el tipo de modelo que podemos esperar ver en este caso. Al principio de los años 1990, cuando se instalaron sismógrafos en todo el mundo, rapidamente quedó claro que la tierra no podía ser tan simple.

Tan antiguamente como en el 132 A.D., los Chinos habían construido instrumentos para medir los temblores de la tierra asociados a un terremoto.

Sin embargo,los primeros sismográfos modernos para registrar terremotos locales no fueron construidos hasta los años 1880 en Japón por sismólogos británicos. No pasó mucho tiempo hasta que los sismólogos reconocieron que también estaban registrando los terremotos que ocurrían a miles de kilómetros de distancia.

Una de las más importantes observaciones de la estructura de la tierra fue hecha por el sismólogo croata Andrija Mohorovicic.

El notó que las ondas-P medidas a más de 200 km del epicentro del terremoto llegaban con más velocidad que aquellas dentro de un radio de 200 km.

Aunque estos resultados contradicen el concepto de atenuación, pueden ser explicados si las ondas que lleguan con más velocidad viajan a través de un medio que les permite acelerarse. En 1909 Mohorovicic definió el principal y el primer borde dentro del interior de la tierra - el borde entre la costra, que forma la superficie de la tierra, y una capa más densa debajo, llamado el manto. Las ondas sísmicas viajan más rápido en el manto que en la costra porque están compuestas de un material más denso.

Por consiguiente, las estaciones más lejanas del origen de un terremoto reciben ondas que han viajado a través de las rocas más densas del manto. Las ondas que llegan a estaciones más cercanas se quedan dentro de la costra todo el tiempo . Aunque el nombre oficial del borde de la costra y manto es la Discontinuidad Mohorovicic, en honor a su descubridor, usualmente se lo llama Moho.

Otra observación hecha por los sismólogos fue que las ondas P mueren aproximadamente a 105° del terremoto, y reaparecen aproximadamente a 140°, llegando mucho más tarde de lo esperado.

Esta región que no tiene ondas-P se llama la zona sombría de la onda-P (Fig. 2). Las ondas-S, al contrario, mueren completamente aproximadamente a 105° del terremoto (Fig. 3). Recuerde que las ondas-S no pueden viajar a través de líquidos.

La zona sombría de las ondas-S indican que hay una profunda capa líquida dentro de la tierra que detiene todas las ondas-S pero no las ondas-P. En 1914, Beno Gutenberg, un sismólogo Alemán, usó estas zonas sombrías para calcular el tamaño de otra capa dentro de la tierra llamada su núcleo.

El definió un borde agudo del núcleo y el manto a 2.900 km de profundidad, donde las ondas-P se refraccionan y disminuyen velocidad y las ondas-S se detienen.

Figura 2.





Figura 3.

LAS CAPAS DE LA TIERRA

Sobre la base de estas y de otras observaciones, los geofísicos han creado una sección transversal de la tierra.

Los primeros estudios sismológicos discutidos anteriormente dieron como resultado definiciones de las composiciones de los bordes. Por ejemplo, imagine que hay aceite flotando en el agua. Hay dos materiales diferentes, así que hay un borde composicional entre los dos. Los estudios posteriores resaltaron los bordes mecánicos, que son definidos sobre la base de cómo actúan los materiales, no sobre la base de su composición.

El agua y el aceite tienen las mismas propiedades mecánicas- ambos son líquidos. Por otro lado, el agua y el hielo tienen la misma composición, pero el agua es un fluído con propiedades mecánicas muy diferentes que el hielo.

Las capas composicionales y mécanicas de la tierra.

Capas Composicionales

Hay dos principales tipos de costra: la costra que compone los suelos oceánicos, y la costra que compone los continentes. La costra oceánica está compuesta totalmente de basalto empujado hacia afuera en las cordilleras mid-oceánicas, lo cual da como resultado una delgada (~ 5 km), costra relativamente densa (~3.0 g/cm³).

La costra continental, al contrario, está hecha primordialmente de una roca menos densa como el granito (~2.7 g/cm³).

Es mucho más gruesa que la costra oceánica, yendo de 15-70 km. En la base de la costra está el Moho, debajo de donde está el manto que contiene rocas hechas de un material más denso llamado periodotita (~3.4 g/cm³).

Este cambio composicional se puede predecir por el comportamiento de las ondas sísmicas y se confirma en los pocos ejemplos de rocas que tenemos del manto.

En el borde del núcleo del manto, la composición cambia de nuevo. Las ondas sísmicas sugieren que este material es de una densidad muy alta (10-13 g/cm₃), lo cual sólo puede corresponder a una composición de metales en vez de roca.

Esta presencia en el campo magnético alrededor de la tierra también indica un núcleo metálico derretido. Al contrario de la costra y del manto, no tenemos ningún ejemplo de cómo luce el núcleo y, por consiguiente, hay alguna controversia sobre su composición exacta. La mayoría de los científicos, sin embargo, creen que el principal componente es el hierro.

Capas Mecánicas

Las divisiones composicionales de la tierra fueron entendidas décadas antes del desarrollo de la teoría de las placas tectónicas -la idea que la superficie de la tierra consiste de grandes placas que se mueven.

En los años 1970, sin embargo, los geólogos empezaron a darse cuenta que las placas tenían que ser más gruesas que solamente la costra, o que se romperían al moverse. En realidad, las placas consisten de una costra que actúa con la parte superior del manto. Esta capa rígida se llama litoesfera y tiene un grosor de 10 a 200 km.

Las placas rígidas litoesféricas 'flotan' sobre la capa parcialmente derretida llamada la aestenosfera que fluye como un líquido muy viscoso, como el Silly Putty®. Es importante notar que, aunque la aestenoesfera puede fluir, la presión se hace tan grande que el manto no puede fluir, y esta parte sólida del manto se llama mesoesfera.

Los mantos litoesférico, aestenoesférico, y mesoesférico comparten la misma composición (que la periodotita), pero sus propiedades mecánicas son significativamente diferentes. Los geólogos comunmente llaman a la aestenoesfera la gelatina entre dos rodajas de pan: la litoesfera y la mesoesfera.

El núcleo también está sub-dividido en un núcleo interno y externo.

El núcleo externo es un metal derretido y líquido (y capaz de parar las ondas-S), mientras que el núcleo interno es sólido. (Ya que la composición del núcleo es diferente al del manto, es posible que el núcleo se mantenga líquido bajo una presión mucho más alta que la de la periodotita.) En 1936, Inge Lehmann, un sismólogo holandés, hizo la distincción entre un núcleo interno y externo, después que los avances en los sismógrafos en los años 1920 hicieron posible 'ver' las ondas sísmicas dentro de la zona sombría de la onda-P no detectadas anteriormente.

Estas ondas débiles indicaron que habían sido refractadas de nuevo dentro del núcleo cuando golpean el borde que separa el núcleo interno del externo.


La foto del interior de la tierra se hace más clara a medida que la técnica de las imágenes avanza.

La tomografía sísmica es una técnica relativamente nueva que usa ondas sísmicas para medir variaciones muy pequeñas en la temperatura dentro del manto . Ya que las ondas se mueven más rápido a través del material frío y más despacio a través del material caliente, las imagenes que los científicos reciben les ayudan a 'ver' el proceso de convección en el manto. Esta y otras imagenes ofrecen un viaje virtual al centro de la tierra.

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[Ge. Pe.]

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Estimado Manuel...




Muchas gracias por el aporte...



Atte.

Adm.

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