![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](https://image.slidesharecdn.com/metodosdeestudiodelinteiorterrestre-130526051716-phpapp01-230918163103-fdc6e976/85/metodosdeestudiodelinteiorterrestre-130526051716-phpapp01-pdf-51-320.jpg)
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- 1. Métodos de estudio del interior terrestre
- 2. 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.
- 3. 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
- 4. 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
- 5. 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.
- 6. Sondeo en la Península de Kola Perforaciones en la corteza oceánica
- 7. Proyecto Mohole Pretendía perforar la corteza hasta la discontinuidad de Mohorovicic. Fue cancelado por su alto coste en 1966 Perforación en el cráter Chicxulub (Yucatán, Méjico) Su objetivo era el estudio de los efectos dejados en la Tierra por el impacto del meteorito que se supone que causó la extinción de los dinosaurios 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) Es un pozo 5 km que permitirá estudiar los temblores sísmicos que se registran en Bohemia Occidental. Otros sondeos que sirven para investigar el interior terrestre:
- 8. 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.
- 9. 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)
- 10. 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
- 11. 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 sísmico. 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.
- 12. 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
- 13. 3 2 R 3 4 G g R π 2 d m M G F V M d g m F 2 d m M G g m G g R 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 π 4 3 cm g 5,52 Este valor de la densidad contrasta con la densidad media de las rocas que constituyen los continentes que es de 3 cm g 2,7 3 R V 3 4 Calculo de la densidad de la Tierra
- 14. 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/ cm 3 ) 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.
- 15. 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.
- 16. 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
- 17. 2 d m M G g m 2 R M G g 3 R 3 4 V R d G 3 4 g 3 R 3 4 d M 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.
- 18. • 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 CT CB CAL a - R d G g c 3 4
- 19. 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
- 21. 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.
- 22. 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.
- 23. 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.
- 24. 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.
- 26. 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.
- 27. 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.
- 28. Elevación de la península escandinava en milímetros por año. Al retirarse el hielo, la península escandinava asciende
- 30. 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.
- 31. • 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
- 33. 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 magnetógrafos, es el método geofísico de prospección más antiguo y además ha sido un método fundamental para explicar la tectónica de placas.
- 34. 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
- 35. • Mediante los mangetómetros 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.
- 37. 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 zona La unidad de medida de la intensidad del campo magnético es nanotesla
- 38. 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.
- 40. 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
- 41. Temperatura si se mantuviera el gradiente geotérmico constante
- 42. 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
- 43. 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.
- 44. 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.
- 45. 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.
- 46. 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
- 47. 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.
- 50. 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.
- 51. 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
- 52. Las ondas sísmicas liberadas en un terremoto se registran con los sismógrafos, y el gráfico de las ondas se denomina sismograma.
- 54. 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
- 55. 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.
- 56. 1 2 1 2 1 2 4 3 1 2 4 3 i r i r 1 2 V V i r ˆ ˆ 1 2 V V i r ˆ ˆ 4 3 2 1 V V V V 4 3 2 1 V V V V 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.
- 57. 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.
- 58. 2 3 4 5 6 7 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 Núcleo Manto 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
- 59. 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