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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
Métodos indirectos
Temperatura del interior terrestre
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
g
2,7
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
Métodos indirectos
Método sísmico
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 las
Tiene menor velocidad, son transversales, producen vibración
partículas
perpendicular y no se desplazan
en fluidos
Ondas
P
Sedirección
generan
al llegardea la superficie las
de propagación
la onda
ondas
PyS
Ondas S
SISMÓGRAMAS
dirección de propagación
de
la onda
SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS
Métodos indirectos
Método sísmico
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
V2  V1
rˆ  ˆi
1
1
i
2
r
2
V1  V2  V3  V4
3
4
1
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
143°
Sólo se reciben
ondas P
Zona de
sombra
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
30 km
Discontinuidad de
Mohorovicic
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.
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.
MANTO
NÚCLEO
Desde la base de la
corteza hasta 2900 km.
Desde los 2900 km al
centro del planeta.
Representa el 83% del
volumen total de la
Tierra.
Representa el 16% del
volumen total del
planeta.
Densidad del manto
superior 3,3 g/cm3.
Densidad alta
13 g/cm3).
Densidad del manto
inferior 5,5 g/cm3.
Compuesto
principalmente por
hierro y níquel.
(10 a
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
Murmansk
Carletonville Suráfrica Rusia 12 km
3,8 km
Litosfera oceánica
Litosfera continental
Litosfera
Moho
Moho
MANTO SUPERIOR
SUBLITOSFÉRICO
Moho
Zona de
subducción
Manto inferior
2230 km
Manto
inferior
MANTO SUPERIOR
SUBLITOSFÉRICO
Sondeo más
profundo
Núcleo
externo
Núcleo
interno
Núcleo externo 2885
km
Núcleo interno 1216
km
MANTO INFERIOR
ESTRUCTURA DE LA TIERRA
UNIDADES DINÁMICAS
LITOSFERA
La más externa.
Rígida. La litosférica
oceánica de 50 a
100 km de espesor.
La litosfera
continental de 100 a
200 km.
Manto superior
sublitosférico
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
RELACIÓN ENTRE ESFUERZO Y DEFORMACIÓN
Esfuerzo (kbars)
40
30
TIPOS DE DEFORMACIONES
Elástica
Límite de elasticidad
El material se deforma al ser sometido a un
esfuerzo pero recupera su forma y volumen
cuando este cesa.
Límite de rotura
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
Buzamiento: Ángulo que forma la superficie del estrato con un plano
horizontal.
Plano axial
Cresta
Cabeceo
ELEMENTOS GEOMÉTRICOS DE UN PLIEGUE
Plano axial:
Flanco
divide al pliegue en dos mitades lo más 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
Núcleo
el plano.
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.
Falla inversa
• El plano de falla buza hacia el labio levantado.
• Se origina por esfuerzos de compresión.
• Se origina por fuerzas de tracción.
Falla de desgarre
• No hay labio levantado ni
hundido.
• Hay un desplazamiento
relativo de los bloques.
Horst
Bloque levantado limitado por fallas.
Graben
Sistemas de fallas
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
C
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.
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
Las rocas pueden fundir por:
AUMENTO DE LA TEMPERATURA
DISMINUCIÓN DE LA PRESIÓN
INCORPORACIÓN DE AGUA
Astenosfera
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 produce
El metamorfismo dinámico se produce
como consecuencia de un incremento de la
como consecuencia detemperatura
un incremento de la
temperatura sin que la presión alcance
presión, sin que la temperatura alcance
valores importantes.
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 tener un doble
intraplaca
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 las
Molokai (1,3-1,8 M.a.)
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.