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LA GEOSFERA
* Datos directos sobre el interior terrestre
* Masa y densidad de la Tierra
* Sismos y ondas sísmicas
* Información aportada por terremotos
* Otros datos indirectos
* Estructura de la Tierra
* Unidades dinámicas
La colisión de un pequeño planeta pudo
provocar la formación de la Luna.
ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA
• Métodos de estudio:
Directos: A través de la observación de aquellas
zonas a las que se tiene acceso y de los materiales
procedentes del interior terrestre que llegan a
superficie, se obtienen datos acerca del interior
terrestre.
Indirectos: Se infieren las características del interior
a partir de datos de diversa naturaleza como el
comportamiento de las ondas generadas por los
terremotos.
DATOS DIRECTOS SOBRE EL INTERIOR
TERRESTRE
¿CÓMO CONOCER EL INTERIOR
TERRESTRE?
Métodos
directos
Acceder al interior terrestre
Estudiar materiales que vienen del
interior terrestre hasta la superficie
Métodos
indirectos
Estudio de las ondas símicas
Distribución de los materiales
terrestres en función de la densidad
DATOS DIRECTOS SOBRE EL INTERIOR
TERRESTRE
Métodos directos
Acceder al interior terrestre
Estudiar materiales que vienen del
interior terrestre hasta la superficie
Minas y sondeos
Volcanes
Océano
Atlántico
Suráfrica
Grafito
Kimberlitas
Diamante

Las minas son excavaciones que
se realizan para extraer minerales
(3,8 km).
 Los sondeos son perforaciones
taladradas en el subsuelo (12 km).

MANTO
El magma, al ascender, arrastra fragmentos
de rocas del interior.
La energía interna de la tierra
Energía térmica
Origen del calor:
Calor residual de formación del planeta
Desintegración de elementos radiactivos
El calor que se irradia desde el interior hacia el exterior se
denomina Flujo Térmico.
Q= K. dT
dH
K: conductividad de los materiales
dT/dH: es el gradiente geotérmico, 1ºC por cada 33m.
OTROS DATOS INDIRECTOS
Temperatura del interior terrestre
Métodos indirectos
Temperatura (0C)
TEMPERATURA
DEL INTERIOR TERRESTRE
5 000
4 000
3 000
2 000
1 000
1 000
2 000
3 000
4 000
5 000
Profundidad (km)
Existe un gradiente geotérmico que va
reduciéndose con la profundidad.
6 000
Formas de propagación del calor por la tierra
• Radiación. Mecanismo de transmisión de la energía en forma
de onda electromagnética de onda muy corta.
• Conducción: la energía se transmite de un cuerpo a otro en
forma de calor, mediante un conductor.
• Convección: proceso de transmisión del calor en los fluidos,
mediante la formación de corrientes de convección.
Energía elástica
• Los materiales terrestres se pueden comportar como
elásticos, plásticos o rígidos.
• La liberación de este tipo de energía da lugar a :
Deformaciones plásticas: pliegues, mantos corrimiento..
Deformaciones elásticas: terremotos
Deformaciones ruptura: fallas
MASA Y DENSIDAD DE LA TIERRA
Métodos indirectos
¿Cómo
medir
la masa
y la densidad
de la Tierra?
Estudiar
la masa
y densidad
de la Tierra
Para calcular la masa recurrimos a la ley
de la gravitación universal.
Mm
F G 2
d
F  m g
Si consideramos como aproximación que la Tierra es
una esfera perfecta, su volumen será:
Mm
m  g G 2
d
R2  g
M
G
4
3
V  R
3
la distancia entre los dos
cuerpos es el radio terrestre
Para un cuerpo situado en la superficie terrestre F es
la fuerza con la que es atraído por la tierra.
g
R 2g
3g
M
g
G
G
5,52


d 

cm3
π
4
4
V
π R 4 RG
π R3
3
3
Este valor de la densidad
contrasta con la densidad
media de las rocas que
constituyen los continentes
que es de 2,7 g
cm3
MASA Y DENSIDAD DE LA TIERRA
La densidad media de la Tierra es de
5,52 g/cm3 y la densidad media de
las rocas de los continentes 2,7
g/cm3.
RELACION ENTRE LA DENSIDAD DE LOS MATERIALES
TERRESTRES Y LA PROFUNDIDAD
Wiechert pensó que el interior
terrestre debería tener un
material más denso.
Entre los elementos que
podrían formar el núcleo
terrestre se encuentra el hierro.
Densidad ( g/ cm3 )
14
12
10
8
6
4
2
La existencia de un campo
magnético terrestre apoyaría
esta hipótesis.
1000
2900
Profundidad (km)
5100
ISOSTASIA
• La isostasia es la condición de equilibrio que presenta la superficie terrestre
debido a la diferencia de densidad entre sus diferentes partes.
• El PRINCIPIO DE ISOSTASIA, fue enunciado a finales del siglo XIX y está
fundamentado en el principio de Arquímedes, se enuncia así:
• “ La corteza flota sobre el manto como un iceberg en el océano”.
• La corteza es menos densa que el manto, por lo que permanece flotando
como un barco sobre el mar, de manera que la parte sumergida es
proporcional a la parte que emerge.
• Cuando la parte que emerge varía su volumen, se produce un levantamiento
o hundimiento de la parte sumergida.
• El equilibrio isostático puede romperse por acumulación de materiales en
zonas bajas o por erosión de zonas altas. Es entonces cuando se producen
movimientos verticales ( EPIROGÉNICOS) de reajuste, que pueden provocar
pequeños terremotos.
SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS
Método sísmico
Métodos indirectos
TERREMOTO PRODUCIDO POR UNA FALLA
Ver animación “Anatomía de un
terremoto”
La vibración del hipocentro se propaga en
forma de ondas sísmicas que van en todas
direcciones.
Escarpe de falla
dirección de vibración de
las partículas
Ondas P
Epicentro
dirección de propagación
de la onda
dirección de
vibración de las
partículas
Frentes de
onda
Ondas S
Hipocentro
Falla
dirección de propagación
de la onda
SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS
Métodos indirectos
Ondas P
Ondas S
Ondas superficiales
SISMÓGRAFOS
Método sísmico
Son las más veloces, longitudinales
y comprimen y dilatan las rocas
dirección de vibración de
Tiene menor velocidad, son transversales, producen vibración
las partículas
perpendicular y no se desplazan en fluidos
Ondas P
Sedirección
generan
llegar a la superficie las
de al
propagación
de la Ponda
ondas
yS
Ondas S
SISMÓGRAMAS
dirección de propagación
de la onda
SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS
Método sísmico
Métodos indirectos
La velocidad a la que se propagan las ondas depende de las características de los materiales por los que viajan. Cada
cambio en la velocidad provoca un cambio en la dirección de la onda (refracción).
V2  V1
rˆ  ˆi
1
1
i
2
r
2
3
4
1
V2  V1
rˆ  ˆi
V1  V2  V3  V4
1
i
2
3
2
r
4
V1  V2  V3  V4
SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS
Métodos indirectos
Método sísmico
0°
Se reciben
ondas P y S
Al atravesar el interior del planeta las
ondas P y S sufren cambios de
dirección.
Se reciben
ondas P y S
Las zonas de sombra son lugares en
los que no se reciben las ondas de
un sismo.
103°
103°
Zona de
sombra
Zona de
sombra
143°
Sólo se reciben
ondas P
143°
INFORMACIÓN APORTADA POR LOS TERREMOTOS
Métodos indirectos
Método sísmico
La velocidad de propagación de las ondas sísmicas en el interior terrestre sufre variaciones
graduales y, a veces, cambios bruscos denominados discontinuidades.
Discontinuidad
de Gutenberg
Velocidad (km/s)
Discontinuidad
de Mohorovicic
14
13
12
11
10
9
8
7
6
5
4
3
2
Discontinuidad
de Lehman
Ondas P
Ondas S
Manto
670
Núcleo
2 000
2 900
4 000
5 150
6 000
Profundidad (km)
Las discontinuidades sísmicas se utilizan para diferenciar las capas del interior del planeta.
INFORMACIÓN APORTADA POR LOS TERREMOTOS
Métodos indirectos
Método sísmico
DISCONTINUIDADES
Cambios bruscos en la velocidad de
propagación de las ondas sísmicas
Velocidad de las ondas
depende de
El lugar donde cambia la
composición o el estado de los
materiales terrestres
Composición de los
materiales que atraviesa
Estado físico de esos materiales
INFORMACIÓN APORTADA POR LOS TERREMOTOS
Métodos indirectos
Método sísmico: Principales discontinuidades
Corteza
DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC
Discontinuidad de
Mohorovicic
30 km
Manto
Su profundidad en los continentes oscila entre 25 y
70 km y en los océanos entre 5 y 10 km.
DISCONTINUIDAD DE GUTENBERG
Se encuentra a 2900 km de profundidad.
Separa el manto del núcleo.
Discontinuidad
de Gutenberg
2 900km
Núcleo
5 150km
Discontinuidad
de Lehman
En ella la velocidad de las ondas P cae bruscamente y
las ondas S dejan de propagarse.
DISCONTINUIDAD DE LEHMAN
Esta discontinuidad separa el núcleo externo
fundido del interno sólido.
OTROS DATOS INDIRECTOS
Métodos indirectos
Magnetismo terrestre
Que la Tierra posea un campo magnético
apoya la idea de que el núcleo es metálico.
Según la teoría más aceptada, la Tierra
funciona como una dinamo autoinducida.
Según esta teoría el hierro fundido en el
núcleo externo circula debido a:
•La rotación terrestre.
•Las corrientes de convección generadas por el
calor interno.
OTROS DATOS INDIRECTOS
Métodos indirectos
Meteoritos
Si un material es abundante en los meteoritos,
es frecuente en el sistema solar y también
formará parte de la Tierra.
ESTRUCTURA DE LA TIERRA
Si el criterio utilizado para distinguir las capas concéntricas que forman el planeta, es la composición
química entonces hablamos de unidades geoquímicas: Corteza, manto y núcleo.
UNIDADES GEOQUÍMICAS
CORTEZA
CORTEZA
CONTINENTAL
MANTO
CORTEZA
OCEÁNICA
NÚCLEO
ESTRUCTURA DE LA TIERRA
UNIDADES GEOQUÍMICAS
CORTEZA
CORTEZA
CONTINENTAL
Entre 25 y 70 km.
Muy heterogénea.
Rocas poco densas
(2,7 g/cm3).
Edad de las rocas
entre 0 y 4000 M. a.
MANTO
CORTEZA
OCEÁNICA
Entre 5 y 10 km.
Más delgada.
Rocas de densidad
media (3 g/cm3).
Edad de las rocas
entre 0 y 180 M. a.
Desde la base de la
corteza hasta 2900
km.
Representa el 83% del
volumen total de la
Tierra.
Densidad del manto
superior 3,3 g/cm3.
Densidad del manto
inferior 5,5 g/cm3.
NÚCLEO
Desde los 2900 km al
centro del planeta.
Representa el 16%
del volumen total del
planeta.
Densidad alta
a 13 g/cm3).
(10
Compuesto
principalmente por
hierro y níquel.
ESTRUCTURA DE LA TIERRA
Si el criterio utilizado para distinguir las capas concéntricas que forman el planeta, es el comportamiento
mecánico entonces hablamos de unidades dinámicas: Litosfera, manto superior sublitosférico, manto
inferior, núcleo externo y núcleo interno
Mina más
profunda
Litosfera oceánica
Litosfera continental
Sondeo más
profundo
Carletonville
Suráfrica 3,8 km
Murmansk
Rusia 12 km
Litosfera
Moho
Moho
MANTO SUPERIOR
SUBLITOSFÉRICO
Moho
Zona de
subducción
Manto inferior
2230 km
Manto
inferior
MANTO SUPERIOR
SUBLITOSFÉRICO
Núcleo
externo Núcleo
interno
Núcleo externo 2885
km
Núcleo interno 1216
km
MANTO INFERIOR
ESTRUCTURA DE LA TIERRA
UNIDADES DINÁMICAS
LITOSFERA
Manto superior
sublitosférico
La más externa.
Rígida. La
litosférica
oceánica de 50 a
100 km de
espesor. La
litosfera
continental de
100 a 200 km.
Capa plástica. Hasta los
670 km de
profundidad.
Materiales en estado
sólido. Existen
corrientes de
convección con
movimientos de 1 a 12
cm por año.
Fluido de viscosidad
elevada
MANTO INFERIOR
NÚCLEO EXTERNO
Incluye el resto del
manto. Sus rocas están
sometidas a corrientes
de convección. En su
base se encuentra la
capa D’’ integrada por
los “posos del manto”.
Llega a los 5150 km. Se
encuentra en estado
líquido. Tienen corrientes
de convección y crea el
campo magnético
terrestre.
NÚCLEO INTERNO
Formado por hierro
sólido cristalizado. Su
tamaño aumenta a
algunas décimas de
milímetro por año.
Procesos geológicos internos
• Formadores de nuevos relieves.
• Tienen lugar gracias a la energía geotérmica.
• Gradiente geotérmico: 1ºC cada 33 m. De
profundidad. (solo los primeros Km. , la Tª en el
centro de la Tierra es de 5000º.C.).
• El calor del interior de la tierra se debe al calor
residual procedente de su formación y a la
desintegración de elementos radiactivos ( en las
capas más externas).
• La litosfera se construye en
las dorsales, por las que
aflora los materiales
procedentes del manto.
• En los bordes continentales
los sedimentos se
acumulan, formando rocas
sedimentarias y pudiendo
emerger por las fuerzas
tectónicas.
• En las zonas de subducción
los materiales se hunden
hacia el manto.
Dinámica listosférica
Tectónica de placas
• Wegener ( Deriva
continental 1912)
• Teoría de expansión del
fondo oceánico.
• Celdas convectivas del
manto.
• Plumas convectivas.
Teoría de la Tectónica de Placas
• En 1968, se unieron las pruebas de Deriva Continental y de
Expansión del fondo oceánico dando lugar a otra mucho más
completa conocida como Tectónica de placas.
• Según esta Teoría la Tierra se divide en Placas Litosféricas
separadas por cinturones sísmicos y volcánicos, cadenas
montañosas continentales y submarinas y archipiélagos de
islas. Las placas se construyen por las zonas de dorsales a
partir del los magmas del manto y se destruyen en las fosas
oceánicas subducciendo, ( hundiéndose),de nuevo hacia en
manto.
Manifestaciones de la E. interna de la Tierra
Tipos de placas
Los bordes son las zonas de contacto entre
placas.
• Pueden ser de tres tipos:
• A.- BORDES DIVERGENTES O CONSTRUCTIVOS: Son las
dorsales en ellos se construye litosfera y se produce un
movimiento de separación ( divergente).
• B.- BORDES CONVERGENTES O DESTRUCTUTIVOS: Son las
zonas de subducción, en ellos se destruye litosfera y las
placas están chocando ( convergiendo).
• C.- BORDES TRANSFORMANTES: Son las fallas
transformantes, en ellos se produce un movimiento lateral
de una placa contra otra.
DORSALES OCEÁNICAS
• Son zonas de divergencia entre dos placas.
• Las dorsales oceánicas son grandes cordilleras sumergidas por
las que asciende material procedente del manto, que se
consolida a ambos lados de la misma, haciendo de esta forma
que los océanos se ensanchen, aumentando la corteza
oceánica basáltica y separando los continentes.
• Tienen una alta actividad volcánica, son muy fisuradas y con
una zona central llamada RIFT VALLEY.
• Son zonas relativamente anchas, que pueden elevarse sobre
el fondo oceánico hasta 4 Km.
• En algunas ocasiones sobresalen del agua, formando islas
volcánicas, como Islandia.
Expansión del fondo oceánico
ZONAS DE SUBDUCCIÓN
•
•
•
•
Son zonas de convergencia entre dos placas litosféricas.
En estos lugares se produce una gran actividad sísmica y volcánica.
Son las únicas zonas en donde se registran terremotos profundos (
hasta 700 Km.).
Se caracterizan por el deslizamiento de grandes bloques de la
litosfera oceánica hacia el interior del manto en un proceso llamado
SUBDUCCIÓN.
En estas zonas se localizan las grandes FOSAS OCEÁNICAS , los
cinturones montañosos volcánicos que bordean los continentes,
los arcos de islas y las grandes cordilleras intracontinentales.
Hay tres tipos de subducción dependiendo de las placas que
convergen: Oceánica-Oceánica; Oceánica-Continental; Continentalcontinental.( En este caso se llama Obducción).
FALLAS TRANSFORMANTES
• La intrusión de lava por el eje de la dorsal hace que se produzca un
desplazamiento del suelo oceánico a ambos lados de la dorsal.
• Sin embargo el desplazamiento no es uniforme ya que hay zonas en que se
opone una mayor resistencia.
• Esto provoca roturas en el eje de la dorsal, que deja de ser una línea
continua para convertirse en grandes segmentos separados por fallas.
• Estas FALLAS TRANSFORMANTES no son iguales que las fallas de desgarre
normales, ya que no están producidas por fuerzas opuestas y el
rozamiento y por tanto las zonas sísmicas solamente se producen en la
zona comprendida entre los ejes desplazados de la dorsal y no a lo largo
de toda la falla.
• Un ejemplo de falla de transformación es la falla de San Andrés en
California, que está separando la Península de California del resto del
Continente Norteamericano.
MARGENES CONTINENTALES PASIVOS
•
•
•
•
•
•
Son zonas de limite entre corteza continental y oceánica que no se corresponden con límites
de placas y en las que no se crea ni destruye litosfera.
PUNTOS CALIENTES
Aunque la mayor parte de los fenómenos geológicos se corresponden con los límites de
placas, también se produce actividad en otras zonas.
Actualmente existen zonas en las que el magma ultrabásico del manto profundo sale al
exterior en forma de columnas estrechas y alargadas ( PENACHOS O PLUMAS DEL MANTO) y
que dan lugar a manifestaciones volcánicas de baja sismicidad llamados PUNTOS
CALIENTES ( HOT SPOT).
Los puntos calientes no se mueven junto con las placas, sino que parece que están muy
enraizadas en el manto. Al ir desplazándose la placa producen cadenas de islas volcánicas.
Las islas más antiguas son inactivas y terminan por hundirse en el océano, mientras que
surgen nuevas islas volcánicas. Es el caso de las islas de Hawai.
Origen de las Canarias
• Las Islas Canarias ( Según la Teoría de Wilson de Puntos Calientes) pueden
tener también este origen aunque no está demostrado y hay otras teorías
paralelas acerca de su origen.
• ( La Teoría de la fractura propagante: que asocian su origen a la Cordillera
del Atlas ( África), una de cuyas fracturas podría propagarse hasta las
Canarias y en diferentes fases dinámicas dar origen a las diferentes islas.)
• ( La Teoría de los bloques levantados: Indica que el choque entre la Placa
Europea y Africana origina el levantamiento de bloques en el fondo
oceánico. Este levantamiento origina fases de generación de magma y la
formación de las Islas en ciclos sucesivos desde hace 20 millones de años.)
CICLO DE WILSON
• Los procesos de tectónica de placas pueden
resumirse en un esquema secuencial que se
conoce como CICLO DE WILSON. Estos
procesos pueden observarse en diferentes
zonas del planeta.
1.- ( Esquema 1 y 2).
El ciclo comienza con la
fragmentación de un
continente debido a la
acción de un punto caliente.
Esto provoca adelgazamiento
y fracturación de la litosfera.
Aparece entonces un Rift,
que ira evolucionando y
rellenándose de agua. En la
actualidad esto está
ocurriendo en el Rift
Africano.
•
2.- La segunda fase del Ciclo del Wilson es la
Expansión del fondo oceánico a ambos lados de la
Dorsal.
( Esquema 3). En la actualidad esto puede observarse
en el Océano Atlántico.
La Isla de Islandia es una cresta de la dorsal Atlántica
que sobresale del agua, por lo tanto en esta Isla
pueden observarse una serie de volcanes fisurales que
la atraviesan y la expanden a ambos lados.
• 3.- A medida que la dorsal va expandiendo el
océano la corteza se irá enfriando a ambos lados de
la dorsal y se van depositando materiales en los
márgenes continentales. La presión hará que la
corteza oceánica se fracture y se hunda por debajo
de la corteza continental menos densa o de otra
corteza oceánica ( Ver tipos de subducción).
( Esquema 4). Esto ocurre en el Océano Pacífico.
• 4.- La subducción provocará la formación de
montañas en los bordes continentales o de arcos de
islas en los suelos oceánicos que serán zonas de
gran actividad sísmica y volcánica. ( Esquema 4 y 5).
Es el caso del Océano Pacífico y Sudamérica, con la
formación de la Cordillera de los Andes. También en
algunas zonas los desplazamientos en diferentes
direcciones de las placas provocan fallas como la de
San Andrés en California.
• 5.- Cuando la dorsal se aproxima a la costa, se
introduce ella misma por subdución y
comienza el cierre. Al colisionar los
continentes se producen montañas
intracontinentales de grandes alturas.
(Esquema 6)
( OBDUCCIÓN). ( Es el caso del Himalaya).
Dinámica Litosférica
Deformaciones corticales
Tipos de deformaciones
TIPOS DE DEFORMACIONES
RELACIÓN ENTRE ESFUERZO Y DEFORMACIÓN
40
Esfuerzo (kbars)
Elástica
Límite de elasticidad
30
Límite de rotura
El material se deforma al ser sometido a un
esfuerzo pero recupera su forma y volumen
cuando este cesa.
Plástica o dúctil
20
La deformación permanece después de
haber cesado el esfuerzo.
10
Por rotura
0
2
4
6
Deformación (%)
8
10
El esfuerzo hace perder la cohesión interna
del material y se fractura.
Deformaciones plásticas: los pliegues
Los pliegues son flexiones u ondulaciones que presentan las masas de rocas.
Los pliegues cambian la disposición horizontal que inicialmente poseen los estratos. Para describir la nueva
posición se utilizan dos medidas:
Dirección: Ángulo que forma una horizontal contenida
en el estrato con la línea norte-sur.
Dirección
Buzamiento: Ángulo que forma la superficie del estrato
Buzamiento
con un plano horizontal.
Plano axial
Cresta
Cabeceo
ELEMENTOS GEOMÉTRICOS DE UN PLIEGUE
Plano axial: divide al pliegue en dos mitades lo más
Flanco
simétricas posibles.
Flancos: zonas a ambos lados de la charnela.
Charnela: zona de máxima curvatura.
Cabeceo: ángulo que forma el eje del pliegue con la
horizontal en el plano.
Núcleo
Núcleo: la parte más interna del pliegue.
Cresta: la zona más alta de un pliegue.
Tipos de pliegues
Según la antigüedad de los materiales del núcleo
ANTICLINAL
SINCLINAL
5
En el núcleo tiene
los materiales
más modernos
6
1
2
3
4
En el núcleo tiene
los materiales
más antiguos
5
INCLINADO
2
1
Según la posición de su plano axial
RECTO
4
3
Por su simetría
TUMBADO
SIMÉTRICO
ASIMÉTRICO
Tipos de fracturas
Si el esfuerzo al que se somete una roca supera su límite de rotura, se produce una fractura.
FALLAS
DIACLASAS
Fracturas en las que los bloques no se
deplazan uno con respecto al otro o lo hacen
ensanchando la grieta entre ellos.
Fracturas en las que se produce el desplazamiento de un
bloque con respecto a otro.
Labio levantado
Salto de falla
Plano de falla
ELEMENTOS DE UNA FALLA
Plano de falla: superficie de fractura sobre la que se produce el desplazamiento.
Labios de la falla: cada uno de los bloques en que queda dividido el terreno.
Salto de falla: medida del desplazamiento relativo entre los labios.
Labio hundido
Tipos básicos de fallas
Falla normal o directa
•El plano de falla buza hacia el
labio hundido.
•Se origina por fuerzas de
tracción.
Falla inversa
Falla de desgarre
•El plano de falla buza hacia el labio levantado.
•Se origina por esfuerzos de compresión.
•No hay labio levantado ni
hundido.
•Hay un desplazamiento
relativo de los bloques.
Horst
Bloque levantado limitado por fallas.
Sistemas de fallas
Graben
Bloque hundido limitado por fallas.
C
B
Cómo identificar una estructura
tectónica
A
D
B
B
C
C A
B
C
Si los estratos no están horizontales, la repetición de materiales en la superficie indica la existencia de una estructura.
Si la repetición es simétrica la estructura es un pliegue.
C
B
D
B
C
Si la repetición sigue un orden la estructura es una falla.
A
B
C
A
B
Buzamiento
Si el material central es el más antiguo es un anticlinal,
si es el más moderno será un sinclinal.
Si el plano de falla buza hacia el material más
moderno será una falla normal, si buza hacia el
material más antiguo, una falla inversa.
C
Magmatismo
Origen y flujo del magma
INTERVALO DE FUSIÓN DE
UNA ROCA
Temperatura
ambiente
ROCA
EL FLUJO DEL MAGMA
Si la fusión parcial es reducida, el magma
queda formando gotas aisladas entre la
roca que progresivamente irán
interconectando y ascendiendo debido a la
menor densidad y a los gases.
Punto de
“solidus”
Cámara
magmática
FUSIÓN PARCIAL
ROCA + MAGMA
Punto de
“líquidus”
Corteza
Litosfera
FUSIÓN TOTAL
MAGMA
Astenosfera
Las rocas pueden fundir por:
AUMENTO DE LA TEMPERATURA
DISMINUCIÓN DE LA PRESIÓN
INCORPORACIÓN DE AGUA
Al subir el magma se acumula formando
bolsas llamadas cámaras magmáticas.
Tipos de magmas
De acuerdo con su composición se establecen distintos tipos de magmas.
MAGMA BASÁLTICO
Se forma por fusión parcial de las
peridotitas del manto.
Volcán andesítico
Plutón granítico
Basalto alcalino
Fosa
Toleítico - rico en sílice
Alcalino - rico en sodio y potasio
Basalto toleítico
MAGMA ANDESÍTICO
Se origina por la fusión del basalto de
la corteza que subduce.
Más rico en sílice que el basáltico
MAGMA GRANÍTICO
Se origina en zonas de subducción por
fusión de los materiales de la corteza
continental inferior.
Rico en sílice
Basalto
Litosfera
Fusión
parcial
Peridotita
Astenosfera
Magmatismo asociado a la tectónica de placas
• Zona de bordes constructivos: fusión parcial del manto.
En Dorsales magma basáltico toleítico.
En Rift continentales magma basáltico tipo alcalino.
• Zona de bordes destructivos: se originan basaltos toleíticos en
las inmediaciones de la zona de subducción, calcoalcalinos al
alejarnos y alcalinos en zonas distales.
• Zona de fallas transformantes: como en las dorsales, pero
ligeramente mas alcalino
ormas de las masas ígneas
F
Cono de
piroclastos
Diques
concéntricos
Estratovolcán
Mesa
Caldera
Dique
Colada
Pitón
Lacolito
Sill
Plutón
Cámara
magmática
Enjambre de
diques
Plutón
Sill
Factores del metamorfismo
Los cambios generados durante el metamorfismo vienen condicionados por la variación de factores
como la temperatura, la presión y la presencia de fluidos
LA TEMPERATURA
LA PRESIÓN
FUSIÓN
-700 0 …. 1000 0C
METAMORFISMO
-150 0C
DIAGÉNESIS
Granito
Gneis
Tipos de metamorfismo
dependiendo de la presiónEl metamorfismo
y
de contacto se
El metamorfismo dinámico se produce
produce como consecuencia de un
como consecuenciatemperatura
de un incremento
incremento de la temperatura sin que
de la presión, sin que la temperatura
alcance valores importantes.
la presión alcance valores importantes.
Corteza continental
Corteza oceánica
El metamorfismo regional se produce
como consecuencia de un incremento
simultáneo de presión y temperatura.
Metamorfismo
de contacto
Metamorfismo
regional
Metamorfismo
dinámico
Metamorfismo
regional
B
Origen del vulcanismo
El vulcanismo que se localiza en zonas alejadas de los bordes de las placas puede
intraplaca
tener un doble
origen.
Islas
Midway
PUNTO CALIENTE
Movimiento de
la placa
Kauai (3,8-5,6 M.a.)
Oahu (2,2-3,3 M.a.)
Es la manifestación, en superficie, de
Molokai (1,3-1,8 M.a.)
las plumas mantélicas.
Maui (1<1,0 M.a.)
Hawai (< 0,7 M.a.)
Corteza
oceánica
ORIGEN TECTÓNICO
Punto
caliente
La formación de fracturas en la
litosfera puede reducir la presión
que soportan los materiales
situados en su base. Esto favorece
la formación de magmas.