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