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Estructura y composición de la Tierra: métodos de estudio - Contenido educativo

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Subido el 5 de octubre de 2024 por Luis Francisco A.

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Aquí tenéis lo que sería el tercer vídeo sacado de la presentación que estamos usando o que estoy usando en clase. 00:00:01
En este caso voy a hablar de la geosfera y voy a hablar de los métodos de estudio que se utilizan para conocer cómo es el interior de nuestro planeta. 00:00:10
Acordaos que os comenté que había dos tipos de métodos, lo que llamábamos métodos directos y lo que llamábamos métodos indirectos. 00:00:20
directos vale y aquí los tenéis especificados los métodos directos como dice aquí se basan en 00:00:27
observaciones estudios directos de las rocas de sus estructuras etcétera y entonces pues serían 00:00:33
estos que aparecen aquí vale los sondeos y minas que realizamos los seres humanos vale para poder 00:00:40
explotar los materiales o simplemente por conocer cómo es el interior de nuestro planeta los 00:00:47
volcanes que emiten materiales que proceden del interior vale la erosión de las cordilleras las 00:00:53
cordilleras cuando se erosionan dejan a expuestas dejan expuestas a la superficie las partes más 00:00:59
internas de la cordillera donde se observan los materiales que forman dichas dichas partes 00:01:06
vale acordaos que os dije que los métodos directos es verdad que nos permiten obtener muestras de 00:01:12
primera mano pero no no podemos saber realmente cómo es el interior completo del planeta porque 00:01:19
estos métodos acordaos que os dije que abarcaban hasta unos 15 20 kilómetros de profundidad vale 00:01:26
el sondeo más más profundo que se ha hecho que es el sondeo de la península de cola en el norte de 00:01:33
rusia pues alcanzó eso pues como unos 15 unos 20 kilómetros no me acuerdo exactamente ahora la 00:01:40
cifra de profundidad vale entonces pues realmente los datos que nos pueden proporcionar teniendo en 00:01:45
cuenta lo que es el tamaño de la tierra lo que es el radio terrestre que son aproximadamente del 00:01:53
orden de unos 6.400 kilómetros pues la verdad es que son muy pocos datos lo que nos pueden 00:01:59
proporcionar por eso a la hora de conocer cómo puede ser el interior de la tierra utilizamos el 00:02:04
otro tipo de métodos, que son los métodos indirectos. Estos métodos indirectos se basan 00:02:10
en el estudio de propiedades físicas de la Tierra, como son la conductividad eléctrica, 00:02:16
el magnetismo, la emisión de elementos radiactivos, la transmisión de ondas mecánicas, lo que 00:02:22
son las ondas sísmicas, la transmisión de calor, etc. Y comparando los datos obtenidos 00:02:30
en el campo con los datos que tenemos en laboratorio de diversos tipos de rocas, pues eso nos permite 00:02:36
hacernos una cierta idea de cómo es el interior terrestre. Ojo, os estoy diciendo una cierta idea. 00:02:43
¿Por qué? Porque realmente no sabemos al 100% si lo que estamos diciendo del interior de la Tierra 00:02:50
es correcto o no. Solo sabemos que las pruebas de momento lo están apoyando, pero nada más. O sea, 00:02:57
dentro de lo que es la parte esa por debajo de los 15-20 kilómetros, pues nos estamos moviendo en el campo de las hipótesis. 00:03:02
Bueno, dicho esto, pues aquí tendríais todos los métodos, el método eléctrico, lo que se llama la tomografía sísmica, 00:03:11
que es una combinación de las ondas sísmicas con el método geotérmico, que aquí nos lo menciona, 00:03:18
lo que es el estudio de la densidad terrestre, la gravedad terrestre, el magnetismo, 00:03:26
como la comparación con restos de meteoritos, también constituye un método indirecto, pero de todos estos métodos los que nos vamos a fijar van a ser principalmente en el método de las ondas sísmicas, en el de la gravedad, también hablaremos un poco de la tomografía sísmica, del magnetismo y del método geotérmico. 00:03:31
¿De acuerdo? Bueno, pues vamos a empezar entonces. Bueno, aquí tenéis unas imágenes de lo que supondría, o sea, lo que son los métodos directos, veis aquí tenéis un volcán que está emitiendo lava incandescente, pues esta lava procede de zonas profundas de nuestro planeta, pero no tan profundas como el núcleo, pueden ser bastante profundas, ¿de acuerdo? 00:03:54
pero muchas veces el material es de mucho más superficial, no tan profundo. 00:04:21
Y aquí tenéis una torre de sondeo, ¿de acuerdo? 00:04:27
Se realizan unas perforaciones y se sacan materiales en esas perforaciones, ¿vale? 00:04:29
Eso sería en cuanto a los métodos directos. 00:04:35
Como os he comentado, vamos a ver si ya podemos pasar a los métodos indirectos 00:04:38
y el primero de los métodos que voy a mencionar, ¿vale? 00:04:43
Es el método sísmico. 00:04:46
¿El método sísmico en qué consiste? 00:04:49
Bueno, pues consiste en comprobar cómo se comportan los materiales del interior de la Tierra al paso de las ondas sísmicas. Las ondas sísmicas, ya lo sabéis, son producidas en los terremotos. Aquí tenéis los elementos de un terremoto. La zona donde se produce el terremoto se llama hipocentro. 00:04:51
El punto en la superficie que está justo en la vertical del hipocentro y que es donde se detecta la mayor intensidad del terremoto es el epicentro y a partir del hipocentro se van a transmitir la energía en forma de ondas. 00:05:11
O sea, aquí se va a producir la rotura de una roca, de una serie de rocas, ¿de acuerdo? Que van a superar las fuerzas que están actuando sobre ellas, van a superar la resistencia, lo que se llama el esfuerzo de cizalla, ¿vale? De ruptura, va a superar la resistencia de la roca, va a romper, se va a liberar toda la energía y se libera en forma de ondas sísmicas. 00:05:28
¿Vale? Esto ya lo conocéis porque se os ha explicado en otros cursos. 00:05:52
Entonces, ¿qué tipos de ondas sísmicas vamos a tener? 00:05:58
Pues los que os aparecen ahí. 00:06:01
¿Vale? Hay ondas de tipo profundo y ondas superficiales. 00:06:03
Ahora explicaré la diferencia que hay en cada una de ellas. 00:06:07
Las ondas profundas, que os aparecen aquí, se las llaman así porque se dirigen hacia el interior de la Tierra. 00:06:11
Mientras que las ondas superficiales son las que aparecen cuando estas ondas profundas alcanzan la superficie terrestre. 00:06:17
En el momento que alcanzan la superficie terrestre, justamente lo que se denomina la interfase entre la litosfera y la atmósfera, o la litosfera y la hidrosfera, entonces se producen este tipo de ondas, las ondas superficiales. 00:06:24
oficiales. Centrándonos un poco en ellas, bueno pues tenéis aquí, estas serían las ondas L o LO 00:06:40
que van a producir movimientos ondulatorios en un plano horizontal y luego tenemos las ondas R o 00:06:47
Rayleigh que en este caso producen movimientos ondulatorios en un plano vertical. Esta se parece 00:06:56
mucho a las olas del mar. Estas ondas son las causantes de los desastres que acompañan a los 00:07:01
terremotos pero no penetran en el interior de la tierra vale y por lo tanto no nos sirven no nos 00:07:09
sirven para conocer cómo es el interior de la tierra las únicas que nos pueden servir son estas 00:07:16
las profundas vale y entonces vamos a tener dos tipos de ondas sísmicas dentro de lo que son las 00:07:21
profundas tenemos las ondas p o primarias que se las llama así porque son las primeras en ser 00:07:28
registradas en las estaciones sismológicas, ¿vale? Las estaciones sismológicas son un conjunto de 00:07:34
instalaciones científicas que están preparadas para la captación de los terremotos. Entonces, 00:07:41
a estas ondas P se las llama primarias porque son las primeras en ser captadas y luego tenemos las 00:07:47
ondas S o secundarias que se las llama así porque son las segundas en ser captadas. Luego os mostraré 00:07:52
la imagen de un sismograma para que veáis cómo quedan reflejadas. Las ondas P o primarias son 00:07:58
ondas de presión. ¿Qué quiere decir esto? Bueno, pues son ondas que producen acortamientos y 00:08:06
dilataciones del medio que están atravesando. Por ejemplo, fijaos que en esta zona los cuadrados 00:08:12
pues son muy estrechos, sin embargo, en esta zona de aquí o aquí mismo son más alargados. ¿Por qué? 00:08:20
Porque en esta zona se está comprimiendo el material, mientras que en esta zona se está produciendo una extensión del material. ¿De acuerdo? ¿Por qué? Bueno, pues porque la onda se va a ir desplazando en la misma dirección en la que se desplazan las ondas sísmicas. 00:08:28
Bueno, que la onda se desplaza en la misma dirección de propagación, ¿vale? Tiene la misma dirección de propagación, ¿de acuerdo? Entonces es una onda similar a las ondas del sonido. Las ondas del sonido son ondas de tipo mecánico que lo que hacen es que comprimen y presionan el aire, comprimen y extienden el aire, o sea, la comprimen y lo dilatan para ir transmitiendo la energía y así nos llegan los sonidos, ¿vale? Esto es una cosa que ya os lo explicarán en física y química. 00:08:46
En cuanto a las ondas S, vamos a tener que serían movimientos ondulatorios, ¿vale? 00:09:15
En el que las partículas se mueven en la dirección perpendicular a la dirección de desplazamiento de la onda. 00:09:19
Al contrario que estas, ¿vale? Estas, las partículas, se mueven en la misma dirección de desplazamiento. 00:09:26
Aquí, por el contrario, se mueven en dirección vertical. 00:09:33
Este tipo de ondas serían como las que surgirían si cogemos, por ejemplo, una cuerda y la atamos en una pared 00:09:36
y el otro extremo de la cuerda la dejamos libre y hacemos la figura de látigo, o sea, lo agitamos como si fuera un látigo, ¿vale? 00:09:43
Pues las ondas secundarias, o sea, las ondas que se generan serían de ese tipo, ¿vale? Serían ondas como estas, ondas de tipo secundario, ¿de acuerdo? 00:09:50
¿Lo entendéis, no? Vale, ya sabéis que de todas maneras cualquier duda o consulta que queráis hacerme, pues a través de la aula virtual, a través del correo electrónico o bien en clase. 00:09:59
Bueno, entonces, ¿cómo se transmiten las ondas sísmicas? 00:10:12
Pues las ondas sísmicas, ¿vale?, se van a transmitir teniendo siempre en cuenta las propiedades de las rocas. 00:10:16
No se va a transmitir lo mismo una onda sísmica a través de un medio sólido que a través de un medio líquido, ¿vale? 00:10:23
Entonces, perdón, vamos a tener en cuenta a la hora de que se produzca la transmisión de las ondas sísmicas 00:10:31
que hay tres propiedades mecánicas de las rocas fundamentales para describir su velocidad. 00:10:37
La primera de ellas viene señalada con este término, K. K es el módulo de incompresibilidad. 00:10:43
O sea, K es una medida de cuánto se puede o no se puede comprimir. 00:10:50
Este otro valor, mi, es el módulo de rigidez. Nos está indicando precisamente cuánto rígido es un material. 00:10:57
y d sería la densidad de ese material, ¿vale? Como podéis ver, los términos también se repiten aquí, 00:11:03
aquí el único que no estaría sería el módulo de incompresibilidad, ¿vale? Pero exactamente igual. 00:11:12
Bueno, entonces, fijaos bien en estas fórmulas, ¿vale? Vamos a tener que la velocidad de las ondas primaria 00:11:17
es igual a la raíz cuadrada de k más 4 tercios de mi partido de d, mientras que la velocidad de las ondas secundarias 00:11:24
es igual a la raíz cuadrada de mi partido de t. 00:11:32
Bueno, pues de aquí se pueden deducir una serie de cosas teniendo en cuenta otros factores. 00:11:37
Por ejemplo, se sabe que la densidad media de nuestro planeta es de unos 5,5 gramos por centímetro cúbico. 00:11:42
¿Cómo lo calculamos? Bueno, pues aproximamos primero la Tierra a una esfera, 00:11:51
aunque no es exactamente esférica, para poder calcular el volumen 00:11:55
y para poder calcular su masa, la masa de la Tierra, hacemos uso de la ley de gravitación universal de Newton, ¿vale? 00:11:58
Y entonces, dividiendo la masa por volumen, ¿vale? Pues tenemos el valor ese que os he dicho, de unos 5,5, no, 5,7, no, 5,5, 5,7, por ahí anda, gramos por centímetro cúbico. 00:12:06
La densidad de la corteza, ¿vale? Tiene un valor medio de unos 2,7, 2,8 gramos por centímetro cúbico. 00:12:19
Entonces, conocido eso, para que la densidad media de nuestro planeta sean los 5,5 o 5,7, es necesario que el interior de nuestro planeta sea más denso. 00:12:27
Y efectivamente, nuestro planeta, a medida que se va profundizando, la densidad va aumentando. 00:12:37
¿Por qué? Porque tenemos materiales que están comprimiendo por encima y están reduciendo el volumen. 00:12:44
A igualdad de masa están reduciendo el volumen de las rocas. 00:12:51
Entonces, si nosotros reducimos el volumen de las rocas manteniendo la misma masa, el cociente, que es la densidad, masa partido por volumen, crece, aumenta, ¿vale? Entonces, teniendo en cuenta eso, la densidad va a aumentar, pero fijaos lo que sucede, si resulta que yo aumento la densidad, ¿vale?, y hago estos cocientes, ¿vale?, y este con este, va a suceder que a medida que aumenta la densidad, 00:12:56
el cociente, ¿vale? Va a tender a cero. Eso es lo que sucede con cualquier fracción. Si nosotros 00:13:25
tenemos una fracción y vamos poco a poco aumentando el denominador, el resultante de esa fracción será 00:13:32
cero, ¿vale? Entonces, ¿qué sucedería? Pues que si esto va tendiendo a cero, la velocidad de las 00:13:37
ondas P y la velocidad de las ondas S, cuando llegase al centro de nuestro planeta, ¿vale? 00:13:47
Sería cero. Y sin embargo no sucede así. Bueno, en el caso de la velocidad de las ondas S, ya precisaría algo más, ¿vale? Pero no sucede así, o sea, las ondas se van moviendo, ¿de acuerdo? Por el interior del planeta, van variando su velocidad, ya veremos las causas, ¿de acuerdo? Pero no se hace nunca cero. 00:13:52
Entonces, ¿qué es lo que sucede para que esa velocidad nunca se haga cero? Pues que a medida que profundizamos en nuestro planeta, aunque la densidad aumenta, también tienen que aumentar la incompresibilidad y la rigidez, ¿vale? 00:14:16
Entonces los materiales a medida, los materiales terrestres del interior de la geosfera a medida que vamos profundizando van siendo cada vez más densos, más incompresibles, o sea cuesta mucho más comprimirlos y más rígidos, ¿vale? Esa es la tendencia, ¿de acuerdo? 00:14:32
Segundo, si nos fijamos en la velocidad de las ondas S, vamos a tener que ya la incompresibilidad no se tiene en cuenta, sino que se tiene en cuenta la rigidez y la densidad. 00:14:53
Entonces, ¿qué sucedería si la rigidez se hace cero? Por ejemplo, que nos encontrásemos en presencia de un líquido. 00:15:06
Si la rigidez se hace cero, por mucho que aumente la densidad, la velocidad se va a hacer cero, ¿vale? Va a ser nula. 00:15:14
Sin embargo, en las ondas P, aunque se hiciese cero, la rigidez sigue también estando la compresibilidad, o sea, la incompresibilidad, con lo cual la velocidad, la onda sigue funcionando, ¿vale? 00:15:20
La onda sigue propagándose. Entonces, ¿qué es lo que quiero deciros con esto? Bueno, pues lo que quiero deciros con esto es que si nos encontramos con un medio en el interior de la Tierra de rigidez cero, o sea, que se comporta como un líquido, la velocidad de las ondas P va a disminuir, pero la de las ondas S se va a hacer cero, ¿vale? 00:15:35
las ondas S no se propagan por líquidos, sólo se propagan por sólidos, mientras que las ondas P se 00:15:55
pueden propagar tanto por líquidos como por sólidos, lo que pasa es que en los líquidos la velocidad es 00:16:03
menor, ¿de acuerdo? Bueno, todo esto que os estoy explicando tiene toda una serie de implicaciones 00:16:09
que veremos más adelante. Bueno, aquí tenéis lo que llamamos un sismógrafo, ¿vale? Un sismógrafo 00:16:15
es un aparato que sirve para detectar los terremotos. En líneas generales, un sismógrafo va a consistir 00:16:26
en un muelle, ¿vale? O un resorte que está sujeto a una masa muy pesada, ¿vale? Que tiene una gran cantidad 00:16:33
de masa ahí acumulada. Y a su lado vamos a encontrar un cilindro que gira, ¿de acuerdo? Y que tiene un papel 00:16:40
continuo. Y este cilindro va a girar siguiendo, ¿vale? Este cronómetro, ¿vale? Va a ir girando 00:16:48
según las 24 horas del día, ¿vale? Va a ir girando, va a ir desplazándose minutos, segundos, etcétera, 00:16:57
¿de acuerdo? Y en la masa, en un lateral, vamos a tener una especie de plumilla, ¿vale? En el momento 00:17:04
en que pasa en las ondas del terremoto esta masa no se mueve pero el resto del conjunto si se va 00:17:10
a mover la masa no se mueve porque tiene mucha inercia tiene mucha resistencia al movimiento 00:17:19
entonces el movimiento diferencial de la masa con respecto a lo que sería el conjunto del sismógrafo 00:17:23
va a hacer que la plumilla vaya generando una gráfica vale una gráfica como esta que os aparece 00:17:33
aquí y que también la tenéis aquí, ¿vale? Dibujada, este sería ya un sismógrafo, digamos, bueno, ¿vale? 00:17:40
Esto simplemente es una maqueta de cómo sería, así en general, un sismógrafo bueno, bueno, sería este. 00:17:49
Los hay inclusive mucho mejores, los hay electrónicos, que utilizan punteros láser, bueno, cantidad de cosas de esas, ¿vale? 00:17:55
Pero en líneas generales, el funcionamiento del sismógrafo sería ese. 00:18:03
Y entonces, ¿vale? 00:18:07
Tienen gráficas como esta. 00:18:10
Entonces, en una gráfica, a esto se le llamaría tren de ondas. 00:18:12
¿De acuerdo? 00:18:17
Se le llama tren de ondas. 00:18:18
Entonces, las primeras de las ondas en ser detectadas van a ser las ondas P. 00:18:20
¿De acuerdo? 00:18:26
Y las siguientes en ser detectadas, las ondas S. 00:18:28
¿Vale? 00:18:31
aparecen aquí señaladas y luego aparece en el tren de ondas vale como podéis ver 00:18:31
aparecen muchas formas puntiagudas vale pues estas ya serían las ondas L 00:18:36
vale las L y las R o sea lo que son las ondas superficiales vale bueno pues 00:18:40
tomando una gráfica como esta nosotros podemos calcular la distancia a la que 00:18:48
puede encontrarse el epicentro o sea el punto de máxima intensidad de un 00:18:54
terremoto, ¿vale? Usando esta gráfica, ¿de acuerdo? ¿Qué dos datos necesito conocer? Pues necesito 00:18:59
conocer por un lado el retardo o la diferencia de tiempo en llegada de las ondas S y las ondas P, 00:19:07
o sea, sería restar el tiempo en que llegan las ondas S, hay que restarle el tiempo en que llegan 00:19:15
las ondas P, ¿vale? Eso sería uno de los datos, el retardo de tiempo. Y luego tengo que multiplicar 00:19:20
ese retardo de tiempo por la velocidad de la onda, ¿vale? En este caso, la velocidad de la onda va a ser 00:19:30
también la diferencia entre las dos velocidades, ¿vale? La velocidad de las ondas P, que es la más 00:19:37
grande vale las ondas p pueden alcanzar una velocidad media pues de unos 8 kilómetros por 00:19:43
segundo vale mientras que las ondas s alcanzarían una velocidad media pues de unos 4 kilómetros por 00:19:51
segundo vale pues una vez conocido la diferencia de velocidades y conocido el retardo usamos la 00:19:57
ecuación que hemos usado siempre para un movimiento rectilíneo y uniforme que es espacio igual a 00:20:04
velocidad por tiempo y ya con eso sé perfectamente dónde puede localizarse el terremoto. Porque 00:20:10
tenéis que tener en cuenta una cosa, si a mí me da que el terremoto está a unos 800 kilómetros de 00:20:19
distancia de la estación sismológica, tenéis que tener en cuenta que realmente lo que estamos 00:20:26
queriendo decir es que el epicentro se va a encontrar en una circunferencia, ¿vale?, de radio 00:20:33
800 kilómetros que está centrada en la estación sismológica, ¿vale? O sea, eso es una cosa que 00:20:41
tenemos que tener muy claro, o sea, no podemos decir aquí es el terremoto, no, no, hay que decir 00:20:49
el terremoto se encuentra a lo largo de una circunferencia de radio 800 kilómetros centrada 00:20:54
en la estación sismológica. Entonces, para poder detectar el epicentro de un terremoto con más 00:21:01
seguridad, no me sirve una sola estación sismológica, sino que necesito tres estaciones 00:21:09
sismológicas. ¿Vale? Ya veremos cómo se hace, ¿de acuerdo? Porque me gustaría hacer una práctica 00:21:15
sobre esto. Es una cosa muy sencilla. Bueno, pues entonces, tomando todos los datos de todas las 00:21:20
estaciones sismológicas que hay en el planeta, pues hemos trazado estas gráficas que aparecen 00:21:29
aquí. Son la misma, ¿eh? Esta es la misma que esta. Lo único que sucede es que esta presenta 00:21:36
un cierto grado de complicación. ¿Por qué? Porque son realmente tres curvas, una deducida por 00:21:43
Jeffries, otra por Gutenberg y otra por Ciebonski. No sé cómo se pronuncia, ¿vale? Porque es polaco 00:21:48
y no tengo ni idea de polaco. Bueno, entonces, me voy a centrar en esta, ¿vale? Que esta es la más 00:21:54
clásica y esta es la que siempre os ponemos. Bueno, pues tomando todos los datos de todas las 00:22:00
estaciones sismológicas hemos conseguido trazar la gráfica de ondas sísmicas del interior de 00:22:06
nuestro planeta. Entonces, esta gráfica de ondas sísmicas, si nuestro planeta fuese homogéneo, 00:22:12
las ondas se desplazarían en línea recta y sin embargo, como podéis ver, no sucede así. 00:22:18
¿Vale? Podéis ver que hay saltos bruscos ¿Vale? Algunos no tan bruscos y esos saltos bruscos o los no tan bruscos pueden deberse por un lado a cambios en la composición del material y a otro lado pues por otro lado deberse a cambios en el estado físico del material. 00:22:23
por ejemplo, que pase de sólido a líquido, ¿vale? Entonces, esos cambios que se producen en la 00:22:45
velocidad de las ondas sísmicas como consecuencia de lo que os acabo de comentar, a eso se le llaman 00:22:52
discontinuidades, ¿vale? Reciben ese nombre, el nombre de discontinuidades. Entonces, 00:22:56
si observáis bien, ¿vale? Vamos a tener, en nuestro planeta, vamos a tener cuatro discontinuidades. 00:23:06
Una que nos va a separar la parte superficial de nuestro planeta, lo que sería lo que llamamos corteza terrestre, de la parte intermedia, que es lo que llamamos el manto, que recibe el nombre de discontinuidad de Mohorovitchi o Moho, que se halla a una profundidad media de unos 35 kilómetros. 00:23:15
En los continentes puede estar mucho más profunda, puede estar a 70, 100 kilómetros, mientras que en la corteza oceánica puede estar simplemente a 5 kilómetros de distancia. 00:23:34
vale luego vamos a tener otra discontinuidad esta que os estoy señalando aquí en el que fijaos lo 00:23:42
que sucede las ondas p bajan bruscamente su velocidad han podido llegar hasta un por encima 00:23:50
de 14 kilómetros por segundo y la bajan hasta unos 7,5 kilómetros por segundo y las ondas p 00:23:56
continúan sin desplazarse o sea no se desplazan perdón o sea aquí habría que trazar una línea 00:24:03
azul que llegase aquí al final a cero vale y eso que se debe pues se debe a lo que os he estado 00:24:09
explicando antes cuando se han mostrado las fórmulas de la velocidad de propagación de las 00:24:17
ondas sísmicas vale vamos a tener que vamos a pasar de un medio que va a ser sólido a un medio 00:24:23
que se comporta como un fluido como un líquido vale es el paso del manto hacia el núcleo hacia 00:24:31
lo que es la parte externa del núcleo, ¿vale? Que se comporta como un líquido. Por eso las ondas P disminuyen su velocidad y las ondas S simplemente dejan de propagarse. 00:24:38
Luego podemos tener cambios en relación con modificaciones en la composición del material y nos aparecen otras discontinuidades que se las llama de segundo orden, ¿vale? 00:24:49
Las discontinuidades, perdón, que esta no os he dicho, la discontinuidad esta que tenéis aquí se llama discontinuidad de Gutenberg y está a unos 2.900 kilómetros, ¿vale? Que me separaría el manto del núcleo, ¿vale? Y os iba a decir que estas discontinuidades, la que separa corteza de manto y la que separa de manto de núcleo, se las denomina discontinuidades de primer orden, ¿vale? 00:25:00
Porque luego existen otras discontinuidades que están más relacionadas con cambios en la composición material, no en el estado físico, aunque en algún caso sí puede influir el estado físico, que son lo que se llaman discontinuidades de segundo orden. 00:25:25
Algunos autores a estas discontinuidades de segundo orden las llaman zonas de transición, ¿vale? Podéis emplear los dos términos si queréis. 00:25:40
Entonces, una de estas discontinuidades o zona de transición o discontinuidad de segundo orden, ¿vale? Pues sería esta de aquí, la que llaman discontinuidad de repeti o de los 670 kilómetros. 00:25:49
en este caso vamos a tener que la velocidad de la onda P se observa muy bien en este caso 00:26:03
que aumenta mucho, la onda S aumenta un poco ¿vale? pero también aumenta 00:26:10
entonces esto se va a deber a un cambio en la composición del material ¿vale? 00:26:15
como os expliqué en clase pero que volveré a explicarlo a la luz del vídeo 00:26:20
o sea a la luz de la presentación cuando os lo ponga en plan vídeo ¿vale? 00:26:24
y luego tenemos esta otra discontinuidad de aquí, en esta otra discontinuidad de aquí 00:26:29
vemos que se produce también una subida ¿vale? de la velocidad de las ondas P, esta es la que se llama 00:26:33
la discontinuidad de Lehmann o si lo preferís la zona de transición de Lehmann ¿vale? que estaría 00:26:40
unos 5.150 kilómetros y en este caso pues lo que sucede es que el material es más sólido en este 00:26:48
caso ¿de acuerdo? o sea el material tiene una mayor solidez a partir de aquí, a partir de los 5.150 00:26:55
kilómetros vale que sería lo que constituiría lo que llamamos el núcleo interno de acuerdo bueno 00:27:02
esto ya os lo mencionaré cuando os ponga la parte de la presentación correspondiente a la estructura 00:27:09
de la tierra vale bueno este método el método sísmico la ventaja que tiene es que nos proporciona 00:27:15
una especie como de radiografía de cómo es el interior de nuestro planeta sin embargo si 00:27:26
conectamos o conjuntamos el método sísmico lo conjuntamos por ejemplo con otros métodos podemos 00:27:31
obtener figuras tridimensionales del interior de nuestro planeta vale hacemos lo que se llama la 00:27:37
tomografía sísmica y esas zonas tridimensionales me van aportando un poco vale una figura me 00:27:44
muestran una figura de cómo es el interior vale pues igual que cuando nos hacen una un tag vale 00:27:52
Que es precisamente las siglas de tomografía axial computerizada o cuando los hacen una radiografía, salvando las distancias, ¿vale? 00:27:58
Bueno, en este caso lo que se ha hecho es una tomografía sísmica a lo largo de la sección que viene marcada así en línea discontinua, ¿vale? 00:28:06
A lo largo del continente norteamericano. 00:28:14
Entonces, se observa, midiendo las velocidades de ondas sísmicas, se han hecho unos valores medios, 00:28:16
se observa algunos valores que son más grandes que la media, otros que son más pequeños que la media 00:28:22
y otros que son aproximadamente la media. 00:28:28
¿Vale? Y entonces se ha trazado esta figura, ¿vale? 00:28:31
Esta figura que abarcaría prácticamente todo lo que es la litosfera y el manto. 00:28:35
Llegaría a esto unos 2.700 kilómetros. 00:28:40
¿Vale? Pues fijaos entonces lo que nos aparece aquí. 00:28:42
Y, pues, esta zona nos está indicando precisamente lo que se llama una placa que está subduciendo. Además, nos lo pone aquí. La placa de Farallón subduciendo lo pone en interrogación, ¿vale? O sea, se supone que va a ser una placa, una antigua placa que estaba en esa zona y que ya ha sido absorbida por el continente norteamericano, por lo que sería la placa norteamericana, y se está introduciendo en el interior de la Tierra. 00:28:45
¿Vale? O sea, nos están dando una imagen tridimensional de cómo es nuestro planeta. Bueno, aquí están dos dimensiones, pero esto se puede hacer en tres dimensiones. ¿Vale? Y se observan cosas muy curiosas. Se observa, por ejemplo, que algunas placas no se hunden del todo, sino que al llegar a una determinada profundidad se disponen de manera horizontal. 00:29:15
O sea, se han observado muchas cosas que antiguamente no se sabía y que son cosas que explican mucho mejor a qué se debe la tectónica de placas. Eso ya lo veremos en otro vídeo de presentación. Eso sería en cuanto a lo que es la tomografía sísmica y en cuanto a lo que es el método sísmico. 00:29:34
Otro método es el método gravitatorio, ¿vale? El método gravitatorio lo que nos mide es precisamente la variación en los valores del campo gravitatorio terrestre, ¿vale? Nosotros suponemos, es verdad, que la Tierra es una esfera, tiene una masa y por lo tanto genera un campo gravitatorio. 00:29:56
Ese valor, el valor del campo gravitatorio en superficie, ya lo sabéis, tiene unidades de aceleración, ¿vale? Y vale aproximadamente unos 9,8 metros por segundo cuadrado si utilizamos las medidas del sistema internacional o si utilizamos las medidas del sistema cegesimal, ¿vale? 00:30:12
El valor del campo gravitatorio sería de unos 980 centímetros por segundo al cuadrado o 980 miligales, ¿vale? 00:30:34
El miligal sería una unidad de medida del campo gravitatorio en el sistema cegesimal. 00:30:42
Ahora bien, el campo gravitatorio realmente no es uniforme y eso es lo que nos muestra esta imagen. 00:30:48
O sea, fijaos, el aspecto que realmente tiene la Tierra, ¿vale? No es esférico, sino que presenta una serie de anomalías. 00:30:54
O sea, fijaos, la Tierra en vez de ser totalmente esférica, pues parece una uva pasa, o sea, una uva de estas arrugadas. ¿Vale? ¿Por qué? Porque las distribuciones de masas en el interior de nuestro planeta no son homogéneas. Hay zonas donde hay mayor acumulación de masa y otras donde hay menor acumulación de masa. ¿Vale? Eso es lo que nos indica aquí. ¿De acuerdo? 00:31:02
Entonces vamos a tener anomalías negativas y anomalías positivas. Anomalías positivas es cuando hay suficiente masa acumulada como para producir una alteración del campo magnético y anomalías negativas es cuando la masa es muchísimo menor, ¿vale? 00:31:22
¿Vale? Además también hay que saber que el valor del campo gravitatorio va a variar de acuerdo con la latitud y con la altura. Con la latitud, como nuestro planeta se aproxima en su forma a un elipsoide, vamos a tener que en las zonas de los polos el campo gravitatorio es ligeramente superior, ¿vale? No mucho al campo gravitatorio en el ecuador. 00:31:40
y con la altura, como nos vamos alejando del interior de la Tierra, 00:32:07
nos vamos alejando del origen del campo gravitatorio, 00:32:12
pues también el valor de la gravedad va siendo menor. 00:32:15
Y también cuando se profundiza, ¿vale? 00:32:18
Los valores de gravedad también van variando, 00:32:20
van creciendo hasta llegar al centro del planeta. 00:32:23
Entonces, fijaos, 8,5 a unos 400 kilómetros de altura, ¿vale? 00:32:27
Luego tendríamos 9,8 metros por segundo cuadrado, ¿vale? 00:32:32
Va aumentando la profundidad, se llega a 10,7 metros por segundo cuadrado y a partir de aquí, curiosamente este sería el mayor valor, ¿vale? 00:32:35
Justo en el límite entre el manto y el núcleo, el mayor valor del campo gravitatorio y a partir de aquí va disminuyendo. 00:32:45
¿Por qué? Bueno, pues porque el valor, la gravedad empujaría en todas direcciones, entonces se van a ir compulsando unos vectores con otros y al final queda un valor cero. 00:32:53
Entonces, en el interior de nuestro planeta la gravedad sería nula, ¿vale? Totalmente nula. Bueno, pues, tomando esos valores de la gravedad, ¿vale? Los valores de anomalías que se miden con un aparato que se llama gravímetro, ¿vale? Pues se trazan lo que son los mapas de anomalías gravitatorias, ¿de acuerdo? 00:33:04
¿De acuerdo? Si tenemos un... aquí vienen señalados los colores, ¿vale? Si tenemos valores bajos, eso indica que vamos a tener estructuras cuya densidad y, por lo tanto, la masa que tienen acumulada es más baja, ¿de acuerdo? 00:33:33
y por lo tanto no puede producir una variación del campo gravitatorio muy grande, ¿vale? 00:33:50
Tiende más bien a ser negativa, mientras que los valores aquí que son de color amarillento, marrón, etcétera, 00:33:55
pues van a ser valores mucho más altos. 00:34:02
Esta imagen que tenéis aquí es el principio de un gravímetro, ¿vale? 00:34:05
Entonces tenemos que el gravímetro va a ser de una cosa muy parecida a lo que era el sismógrafo, 00:34:09
va a tener un peso que está sujeto por un resorte y este peso dependiendo de la zona donde estemos pues se va a desplazar entonces con una escala vale tomamos el valor de gravitación normal que es el de 9,8 metros por segundo cuadrado lo tomamos como valor 0 vale por encima tendríamos valores positivos por debajo valores negativos negativos no perdón al revés aquí sería por encima negativos y abajo positivos 00:34:14
¿Por qué digo esto en vez de lo que estaba diciendo hasta hace un momento? 00:34:43
Bueno, pues porque en una zona de gravedad aumentada tiene que aumentar la atracción de nuestro planeta sobre esta masa, ¿de acuerdo? 00:34:46
Y por lo tanto el resorte se va a alargar. 00:34:54
Por el contrario, si estoy por una zona, como por ejemplo nos dice aquí una estructura de disolución, por ejemplo una cueva, ¿vale? 00:34:56
Que de abajo de nosotros hubiese una cueva, pues el gravímetro marcaría una anomalía negativa, ¿vale? 00:35:05
¿Por qué? Porque hay un déficit de masa, ¿de acuerdo? Bueno, esto serían líneas generales, cómo funciona el gravímetro y este método pues se utiliza principalmente para la búsqueda de metales, ¿vale? Y de grandes masas que permitan precisamente explicar estas anomalías, ¿vale? Y bueno, pues tiene su importancia sobre todo para lo que es la prospección, para la prospección minera. 00:35:11
Luego tenemos el método magnético, ya sabéis que nuestro planeta tiene, se comporta, mejor dicho, como un imán de barra, aquí nos tiene señalados, vale, que habría un imán de barra aquí en el centro, de acuerdo, este sería el eje de rotación de nuestro planeta, vale, y el imán de barra, pues formaría un ángulo con el eje de giro, vale, de unos 11,2 grados aproximadamente, vale, 00:35:44
Y aquí nos está señalando, ¿vale? Que el polo norte geográfico es un polo sur magnético, o sea, eso era hasta hace poco, ¿vale? Hasta hace poco el polo sur magnético se encontraba cerca del norte geográfico y el polo norte magnético cerca del sur geográfico, pero ahora ya se han invertido de posición, ¿vale? 00:36:14
Porque este campo magnético nuestro, que os lo he explicado en clase, presenta seis características, ¿vale? De que es invertible cada cierto tiempo, ¿vale? Bueno, pues entonces, para poder caracterizar lo que es el campo magnético terrestre, ¿vale? Pues tenemos lo que es la declinación magnética, que es el ángulo que formaría el eje de rotación con el eje magnético, os había dicho 11,2, bueno, eso es 11,5, ¿de acuerdo? 00:36:33
Y luego el ángulo de inclinación es lo que yo os estuve diciendo en clase, de que si nos situamos en el ecuador, si nos situamos aquí, ¿vale? 00:37:04
Una aguja permanece paralela a la superficie y a medida que nos vamos desplazando en latitud, esa aguja se va inclinando hacia la superficie hasta llegar a la zona de los polos magnéticos. 00:37:12
En la zona de los polos magnéticos, si lo pudiéramos ver y que esa aguja estuviera libre para moverse, veríamos que la aguja se pone en vertical. 00:37:25
vale o sea se pone perpendicular a la superficie en la zona del ecuador era paralela a la superficie 00:37:34
pues en la zona de los polos magnéticos sería perpendicular a la superficie bueno pues el ángulo 00:37:40
que formaría que variaría entre 0 y 90 grados 0 en el ecuador 90 grados en los polos magnéticos 00:37:46
a eso se le llama una se le llama ángulo de inclinación de acuerdo bueno pues lo mismo sucede 00:37:53
lo que os he comentado antes parecido con el campo gravitatorio pues vamos a tener que el valor del 00:38:03
campo magnético va a variar de acuerdo con los materiales que existan en esa zona vale va a haber 00:38:07
materiales que van a tener una mayor permeabilidad magnética una mayor capacidad de generar campos 00:38:16
magnéticos y van a producir alteraciones en el campo magnético de acuerdo entonces aquí tenéis 00:38:22
en el mapa tenéis lo que se llaman las anomalías magnéticas. Estas anomalías magnéticas han servido 00:38:28
en su momento para poder detectar, por ejemplo, metales o la presencia de masas metálicas, pero 00:38:37
también han servido para poder detectar, o sea, para poder ver cómo se expanden las placas. ¿Por qué? 00:38:44
Porque estas anomalías magnéticas, en combinación con los métodos radiactivos, nos permiten dar 00:38:51
Dataciones, ¿vale? Dataciones absolutas, ¿vale? Ya os explicaré un poquito más adelante, si acaso os lo explico a la hora de hablar de la tectónica de placas, que en el centro del océano, partiendo desde las estructuras que se llaman dorsales, vamos a encontrar a un lado y otro materiales magmáticos y basaltos que están magnetizados en la misma edad. 00:38:56
O sea, si yo tengo, por ejemplo, en esta zona, tengo un basalto de unos 30 millones de años, este basalto de 30 millones de años tiene el mismo campo magnético, ¿vale? Que este otro, que también está al otro lado de la dorsal y que también tiene 30 millones de años. 00:39:22
O sea, vamos a tener materiales con igual campo magnético a ambos extremos, a ambos lados de la dorsal, ¿vale? En una situación más o menos simétrica, ¿vale? Tienen la misma edad y por lo tanto se han producido a la vez. ¿De acuerdo? Esto permite establecer una escala geomagnética, ¿vale? Que permite establecer, por ejemplo, las edades de los océanos. 00:39:38
Luego también se ha utilizado el paleomagnetismo para trazar lo que se llaman las curvas de deriva polar aparente, las curvas de deriva polar aparente, y lo que hacíamos, o lo que se hace, es que en diversas partes de un continente, ¿vale?, se toman, se toman uno, los datos de paleomagnetismo, o sea, el paleomagnetismo es el magnetismo antiguo que ha quedado grabado en la roca, ¿vale?, en las rocas, sobre todo, 00:40:03
todo lo que son las rocas ígneas, cuando se enfría el magma y se consolidan, 00:40:32
los minerales susceptibles de ser afectados por un campo magnético, 00:40:37
se quedan orientados justo con el campo magnético que había en ese momento. 00:40:42
Y ese magnetismo es muy difícil de borrar. 00:40:47
Se puede llegar a borrar, pero vamos, es muy difícil. 00:40:50
Entonces, tomamos muestras en diversos continentes de las direcciones de donde se encontraban 00:40:53
los polos magnéticos en ese momento vale entonces nos sale una curva que parece como si fuese el 00:41:01
polo el que se está trasladando no sale una curva que de repente el polo está aquí luego está aquí 00:41:08
luego está aquí luego está aquí vale pero no es así no es así porque porque si yo muevo el 00:41:13
continente al final yo desplazo los continentes siguiendo esas líneas de esas líneas de deriva 00:41:19
polar aparente, pues al final consigo que los continentes terminen casando, uniéndose entre 00:41:27
sí, ¿vale? O sea, constituyen una prueba del movimiento continental, de lo que es la deriva 00:41:33
continental, ¿de acuerdo? Acordaos la deriva continental, que ya se os explicó el año pasado, 00:41:37
¿vale? Hablamos de Alfred Wegener como el propulsor de la deriva continental y como un 00:41:44
precursor a su vez de la tectónica de placas. Bueno, luego también vamos a tener que el campo 00:41:52
magnético es el responsable de la generación de lo que llamamos magnetosfera, que nos va a proteger 00:42:01
de las partículas que provienen del Sol, de lo que llamamos el viento solar. Esas partículas, ¿vale?, 00:42:06
van a ser rechazadas, van a ser desplazadas hacia los laterales, ¿de acuerdo? Algunas de estas 00:42:14
partículas pueden quedar atrapadas alrededor de la Tierra formando los llamados cinturones de 00:42:21
Van Allen y otras de ellas pueden atravesar el campo magnético e introducirse en la atmósfera 00:42:26
y entonces dar lugar a la aparición de las auroras boreales y australes cuando esas partículas 00:42:33
interactúan con los gases que hay en la atmósfera, principalmente con el nitrógeno y con el oxígeno. 00:42:39
Esta sería también otra de las cosas que se producen en nuestro planeta a causa de la existencia de un campo magnético. 00:42:45
Cuando lleguemos a la estructura de la Tierra, veremos que el campo magnético se va a generar a partir del hierro o de los metales que hay en el núcleo que están en movimiento. 00:42:57
Ya lo explicaré con algo más de detalle por qué se produce. 00:43:08
Entonces, vamos a seguir viendo más métodos. Bueno, luego tenemos el método geotérmico en el que vamos a tener que la temperatura en el interior de nuestro planeta va a aumentar, ¿vale? Hay medidas de temperatura y se ha calculado que dichas medidas van siendo una gráfica tal y como la que os mostramos, o como la que os muestro aquí. 00:43:11
Vamos a ver, en principio vamos a tener que la temperatura de nuestro planeta va a aumentar un grado centígrado aproximadamente cada 100 metros, ¿vale? Cada 100 metros un grado centígrado, eso es lo que se llama el gradiente geotérmico, ¿vale? 00:43:38
Bien, entonces el gradiente geotérmico, si nos guiáramos por ese gradiente, lo veríamos aquí, se supondría que la temperatura iría aumentando y si extrapolamos iría aumentando, aumentando, aumentando, aumentando, hasta que se llegase a alcanzar en el centro del planeta temperaturas gigantescas superiores a las que tiene el Sol. 00:44:01
en esas circunstancias la materia se convierte en un plasma 00:44:25
se convierte en lo que algunos autores han llamado el cuarto estado de la materia 00:44:29
y sin embargo sabemos que no sucede así 00:44:33
sabemos que la tierra es sólida en su mayor parte 00:44:36
¿vale? entonces se piensa que los valores de los gradientes no son constantes 00:44:40
y que por lo tanto el gradiente va a ir variando a medida que profundizamos 00:44:46
entonces se observa que a partir de unos 410 kilómetros 00:44:50
vemos que disminuye el gradiente 00:44:54
de acuerdo 00:44:57
tanto en lo que es el manto superior como el manto inferior 00:44:58
luego hay otro aumento del gradiente 00:45:03
a partir del núcleo externo 00:45:05
y luego ya en el núcleo interno 00:45:08
se mantiene más o menos constante 00:45:10
el gradiente hasta alcanzar 00:45:13
o alcanzarse unas temperaturas 00:45:15
de unos 7000 grados kelvin 00:45:18
ya sabéis, el grado kelvin 00:45:20
es la unidad de temperaturas en el sistema internacional. 00:45:22
¿De acuerdo? Bueno, con esto se nos demuestra que efectivamente en el interior de nuestro planeta 00:45:29
hay fuentes de calor, ¿vale? Y esas fuentes de calor van a ser de dos tipos. 00:45:34
Por un lado va a estar el que llamamos el calor primordial, que es el calor que quedó atrapado, 00:45:41
la energía térmica, mejor dicho, que quedó atrapada en el interior de nuestro planeta 00:45:48
cuando éste se formó. Ese calor, esa energía térmica, ¿de dónde procede? Bueno, pues procede, por un lado, 00:45:51
de los meteoritos que colisionaron entre sí para formar nuestro planeta. Esos meteoritos, en esas colisiones, 00:46:00
convirtieron su energía cinética en energía térmica, ¿vale? De tal manera que el planeta llegó al final, 00:46:07
el protoplaneta Tierra llegó a estar en fusión total, ¿vale? Llegó a ser pues una especie de bola de material fundido suspendida en el espacio. 00:46:17
Otra fuente de energía es el que se llama proceso de diferenciación gravitatoria. 00:46:27
Si nosotros tenemos un material que es fluido, es mucho más fácil que sus partículas se desplacen que si se trata de un material sólido. 00:46:32
Bueno, pues así fue como sucedió. Los materiales más densos, los metales, se tendieron a situarse hacia el interior de la Tierra, ¿vale? Mientras que los más ligeros se situaron hacia el exterior. Entonces, en esos desplazamientos se liberó una gran cantidad de energía, ¿vale? Entonces esas serían las dos fuentes de lo que sería el calor primordial, que ya os digo que es el calor que quedaría de cuando la Tierra se formó. 00:46:39
Y otra fuente energética es lo que llamamos los procesos radiactivos. Ya sabéis que hay elementos que contienen isótopos, ¿vale? Sabéis que los isótopos son átomos de un elemento químico que se diferencian por el número de neutrones, por ejemplo, el potasio. 00:47:06
vamos a tener que el potasio hay un potasio 39 de masa 39 pero hay un potasio de masa 40 vale pues 00:47:25
el de masa 40 es un isótopo del potasio vale pues es inestable y ese potasio 40 se va a descomponer 00:47:33
y va a generar un gas noble concretamente un isótopo de ese gas noble el argón 40 bueno pues 00:47:41
Ese potasio, al desintegrarse y generar argón, libera energía. Y además, como conocemos la tasa de desintegración, este mecanismo de generación de calor en el interior de nuestro planeta también nos puede servir para datar las rocas. 00:47:48
acordaos que el año pasado 00:48:05
los que estuvisteis conmigo 00:48:06
en biología y geología de cuarto 00:48:08
pues os expliqué las dataciones 00:48:11
datación absoluta, datación relativa 00:48:13
y hablamos de los elementos radiactivos 00:48:14
en la datación relativa, digo perdón 00:48:16
en la absoluta, de acuerdo 00:48:19
bueno pues ya para ir finalizando 00:48:20
aquí tenéis 00:48:25
un mapa 00:48:27
que nos está indicando precisamente 00:48:29
el flujo térmico de nuestro planeta 00:48:31
las zonas de colores más rojizos 00:48:33
presentan una alta tasa de 00:48:35
De generación de energía térmica, mientras que los más fríos, ¿vale? Los colores azulados, etcétera, presentan tasas mucho menores, ¿de acuerdo? Entonces, como podéis ver, precisamente estas tasas, ¿vale? Coincidirían con zonas donde hay una liberación de calor como son las dorsales oceánicas, ¿vale? O en las zonas de subducción también podemos encontrar alguna liberación de calor, ¿vale? 00:48:37
mientras que por ejemplo el centro de los continentes la liberación de calor sería mucho menor 00:49:03
¿de acuerdo? y por eso vendría marcado con estos colores. 00:49:08
Bueno pues con esto habríamos acabado lo que es la parte correspondiente 00:49:14
a los métodos de estudio del interior de la Tierra 00:49:20
ya la siguiente, el próximo vídeo que va a ser muchísimo más corto 00:49:23
bueno muchísimo más corto en el sentido de que tiene menos diapositivas 00:49:29
aunque yo tendré que hablar un poquito más sobre ello 00:49:32
ya en ese vídeo hablaremos de lo que sería 00:49:34
la estructura de la tierra 00:49:38
y ya sabéis, cualquier duda, consulta que me queráis hacer 00:49:40
pues a través del aula virtual, a través del correo electrónico 00:49:44
o bien consultando conmigo en clase cuando esté dando la clase 00:49:48
¿de acuerdo? 00:49:52
bueno chicos, nos vemos en otra 00:49:53
hasta luego 00:49:55
Subido por:
Luis Francisco A.
Licencia:
Dominio público
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Fecha:
5 de octubre de 2024 - 17:48
Visibilidad:
Público
Centro:
IES SANTIAGO RUSIÑOL
Duración:
49′ 59″
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