la geosfera. * datos directos sobre el interior terrestre * masa y densidad de la tierra * sismos y...
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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 TIERRAMétodos 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?
Métodosdirectos
MétodosindirectosAcceder al interior terrestre
Estudiar materiales que vienen del interior terrestre hasta la superficie
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
Las minas son excavaciones que se realizan para extraer minerales (3,8 km).
Los sondeos son perforaciones taladradas en el subsuelo (12 km).
Minas y sondeos
Estudiar materiales que vienen del interior terrestre hasta la superficie
Volcanes
Océano Atlántico
Suráfrica
Kimberlitas
GrafitoDiamante
MANTO
El magma, al ascender, arrastra fragmentos de rocas del interior.
La energía interna de la tierra
Energía térmicaOrigen 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 materialesdT/dH: es el gradiente geotérmico, 1ºC por cada
33m.
OTROS DATOS INDIRECTOS
Métodos indirectos
Temperatura del interior terrestre
TEMPERATURA DEL INTERIOR TERRESTRE
2 0001 000
1 000
2 000
3 000
4 000
5 000
3 000 5 0004 000 6 000Profundidad (km)
Tem
pera
tura
(0C
)
Existe un gradiente geotérmico que va reduciéndose con la profundidad.
Formas de propagación del calor por la tierraRadiación. 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 elásticaLos 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: terremotosDeformaciones ruptura: fallas
MASA Y DENSIDAD DE LA TIERRA
Métodos indirectos
¿Cómo medir la masa y la densidad de la Tierra?
3
2
R34GgR
π
2dmM
GF
V
Md
gmF 2dmM
Ggm
G
gRM
2
Para un cuerpo situado en la superficie terrestre F es la fuerza con la que es atraído por la tierra.
Para calcular la masa recurrimos a la ley de la gravitación universal.
Si consideramos como aproximación que la Tierra es una esfera perfecta, su volumen será:
la distancia entre los dos cuerpos es el radio
terrestre
R34Gg
π
RG
3gπ4
3cm
g5,52
Este valor de la densidad contrasta con la densidad media de las rocas que constituyen los continentes que es de 3cm
g2,7
3RV 3
4
Estudiar la masa y densidad de la Tierra
MASA Y DENSIDAD DE LA TIERRA
1000
2
4
6
8
10
12
14
2900 5100
RELACION ENTRE LA DENSIDAD DE LOS MATERIALES TERRESTRES Y LA PROFUNDIDAD
Profundidad (km)
Densi
dad (
g/
cm3
)
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.
Wiechert pensó que el interior terrestre debería tener un material más denso.
La existencia de un campo magnético terrestre apoyaría esta hipótesis.
Entre los elementos que podrían formar el núcleo terrestre se encuentra el hierro.
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.
Ondas P
SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS
Ondas S
Escarpe de falla
Epicentro
HipocentroFrentes de onda Falla
La vibración del hipocentro se propaga en forma de ondas sísmicas que van en todas direcciones.
dirección de vibración de las partículas
dirección de propagación de la onda
dirección de vibración de las partículas
dirección de propagación de la onda
TERREMOTO PRODUCIDO POR UNA FALLA
Métodos indirectos
Método sísmico
Ver animación “Anatomía de un terremoto”
SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS
Métodos indirectos
Método sísmico
Ondas P
Son las más veloces, longitudinales y comprimen y dilatan las rocas
Ondas P
dirección de vibración de las partículas
dirección de propagación de la onda
Ondas S
Tiene menor velocidad, son transversales, producen vibración perpendicular y no se desplazan en fluidos
Ondas S
dirección de propagación de la onda
Ondas superficiales
Se generan al llegar a la superficie las ondas P y S
SISMÓGRAFOS SISMÓGRAMAS
SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS
Métodos indirectos
Método sísmico
1
2
1
2
1
2
4
3
1
2
4
3
i
r
i
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).
12 VV
ir ˆˆ
12 VV
ir ˆˆ
4321 VVVV
4321 VVVV
r
SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS
Métodos indirectos
Método sísmico
Al atravesar el interior del planeta las ondas P y S sufren cambios de dirección.
0°
143°
143°
103°
103°
Zona de sombra
Zona de sombra
Sólo se reciben ondas P
Las zonas de sombra son lugares en los que no se reciben las ondas de un sismo.
Se reciben ondas P y S
Se reciben ondas P y S
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.
23456789
1011121314
2 000 4 000 6 000
Profundidad (km)670 2 900 5 150
Núcleo
Manto
Las discontinuidades sísmicas se utilizan para diferenciar las capas del interior del planeta.
Ondas P
Ondas S
Velo
cidad (
km
/s)
Discontinuidad de
Mohorovicic
Discontinuidad de
Gutenberg
Discontinuidad de
Lehman
INFORMACIÓN APORTADA POR LOS TERREMOTOS
Métodos indirectos
Método sísmico
DISCONTINUIDADES Cambios bruscos en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas
son
Velocidad de las ondas
depende de
Composición de los materiales que atraviesaEstado físico de esos materiales
El lugar donde cambia la composición o el estado de los materiales terrestres
por lo tanto indican
INFORMACIÓN APORTADA POR LOS TERREMOTOS
Métodos indirectos
Método sísmico: Principales discontinuidades
Corteza
Manto
Núcleo
30 km
2 900km
Discontinuidad de Mohorovicic
Discontinuidad de Gutenberg
DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC
DISCONTINUIDAD DE GUTENBERG
Su profundidad en los continentes oscila entre 25 y 70 km y en los océanos entre 5 y 10 km.
Separa el manto del núcleo.
Se encuentra a 2900 km de profundidad.
En ella la velocidad de las ondas P cae bruscamente y las ondas S dejan de propagarse.
Esta discontinuidad separa el núcleo externo fundido del interno sólido.
DISCONTINUIDAD DE LEHMAN5 150km
Discontinuidad de Lehman
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.
MANTO NÚCLEO
CORTEZACONTINENT
AL
CORTEZAOCEÁNICA
CORTEZA
UNIDADES GEOQUÍMICAS
ESTRUCTURA DE LA TIERRA
Entre 25 y 70 km.Muy heterogénea.Rocas poco densas (2,7 g/cm3).Edad de las rocas entre 0 y 4000 M. a.
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.
Desde los 2900 km al centro del planeta.
Representa el 16% del volumen total del planeta.
Densidad alta (10 a 13 g/cm3).
Compuesto principalmente por hierro y níquel.
MANTO NÚCLEO
CORTEZACONTINENT
AL
CORTEZAOCEÁNICA
CORTEZA
UNIDADES GEOQUÍMICAS
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
LitosferaMoho
Zona de subducción
MANTO SUPERIOR SUBLITOSFÉRICO
MANTO INFERIOR
MANTO SUPERIOR SUBLITOSFÉRICO
Litosfera continental
Litosfera oceánica
Moho
Manto inferior Núcleo
externo Núcleo interno
Carletonville Suráfrica 3,8 km
Mina más profunda
Sondeo más
profundo
Moho
Manto inferior2230 km
Núcleo externo 2885 km
Núcleo interno 1216 km
MurmanskRusia 12 km
ESTRUCTURA DE LA TIERRA
LITOSFERA NÚCLEO EXTERNOManto superior sublitosférico
MANTO INFERIOR
NÚCLEO INTERNO
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
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.
Formado por hierro sólido cristalizado. Su tamaño aumenta a algunas décimas de milímetro por año.
UNIDADES DINÁMICAS
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 PlacasEn 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 SUBDUCCIÓNSon 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; Continental-continental.( 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).
Deformaciones corticales
Dinámica Litosférica
Tipos de deformaciones
0 2 4 6 8 10
10
20
30
40
RELACIÓN ENTRE ESFUERZO Y DEFORMACIÓN
Deformación (%)
Esf
uerz
o
(kbars
)
TIPOS DE DEFORMACIONES
Elástica
Plástica o dúctil
Por rotura
El material se deforma al ser sometido a un esfuerzo pero recupera su forma y volumen cuando este cesa.
La deformación permanece después de haber cesado el esfuerzo.
El esfuerzo hace perder la cohesión interna del material y se fractura.
Defor
mac
ión
elás
tica
Deformación
plásticaLímite de
elasticidad
Límite de rotura
Deformaciones plásticas: los plieguesLos pliegues son flexiones u ondulaciones que presentan las masas de rocas.
Dirección:
Buzamiento:
Ángulo que forma una horizontal contenida en el estrato con la línea norte-sur.Ángulo que forma la superficie del estrato con un plano horizontal.
Flanco
Línea de charnela
HorizontalCresta
Núcleo
Plano axial
Buzamiento
Dirección
Charnela:Flancos:
Plano axial:
zona de máxima curvatura.
zonas a ambos lados de la charnela.
divide al pliegue en dos mitades lo más simétricas posibles.
Cabeceo: ángulo que forma el eje del pliegue con la horizontal en el plano.
Núcleo: la parte más interna del pliegue.
Cresta: la zona más alta de un pliegue.
ELEMENTOS GEOMÉTRICOS DE UN PLIEGUECabeceo
Los pliegues cambian la disposición horizontal que inicialmente poseen los estratos. Para describir la nueva posición se utilizan dos medidas:
Tipos de pliegues
Por su simetríaSegún la posición de su plano axial
Según la antigüedad de los materiales del núcleo
SINCLINALANTICLINA
L
1
2
34
5
1 23
45
6En el núcleo
tiene los materiales
más modernos
En el núcleo tiene los
materiales más antiguos
RECTOINCLINAD
OTUMBAD
OSIMÉTRIC
OASIMÉTRIC
O
Tipos de fracturasSi el esfuerzo al que se somete una roca supera su límite de rotura, se produce una
fractura.
DIACLASAS FALLASFracturas 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.
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 levantado
Labio hundido
Plano de falla
Salto de falla
Tipos básicos de fallas
Falla normal o directa
Falla inversa
Falla de desgarre
Sistemas de fallas
•El plano de falla buza hacia el labio hundido.
•El plano de falla buza hacia el labio levantado.
•No hay labio levantado ni hundido.
•Se origina por fuerzas de tracción.
•Se origina por esfuerzos de compresión. •Hay un desplazamiento relativo de los bloques.
Horst
GrabenBloque levantado limitado por
fallas.Bloque hundido limitado por fallas.
Cómo identificar una estructura tectónica
CA C BB A
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.
Si el material central es el más antiguo es un anticlinal, si es el más moderno será un sinclinal.
Si la repetición sigue un orden la estructura es una falla.
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.
CC D BB
CA C BB A
CC D BBBuzamiento
Magmatismo
Origen y flujo del magmaINTERVALO DE
FUSIÓN DE UNA ROCA
ROCA
ROCA + MAGMA
MAGMAFUSIÓN TOTAL
FUSIÓN PARCIAL
Punto de “líquidus”
Temperatura ambiente
Las rocas pueden fundir por:
INCORPORACIÓN DE AGUA
DISMINUCIÓN DE LA PRESIÓN
AUMENTO DE LA TEMPERATURA
Astenosfera
Corteza
Litosfera
Cámara magmática
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.
EL FLUJO DEL MAGMA
Al subir el magma se acumula formando bolsas llamadas cámaras magmáticas.
Punto de “solidus”
Tipos de magmasDe acuerdo con su composición se establecen distintos tipos de
magmas.
MAGMA BASÁLTICO
MAGMA ANDESÍTICO
MAGMA GRANÍTICO
Se forma por fusión parcial de las peridotitas del manto.
Se origina por la fusión del basalto de la corteza que subduce.
Se origina en zonas de subducción por fusión de los materiales de la corteza continental inferior.
Astenosfera
Peridotita
Basalto
Fusión parcial
Volcán andesítico
Plutón granítico
Fosa
Basalto alcalino
Basalto toleítico
Litosfera
Toleítico - rico en síliceAlcalino - rico en sodio y potasio
Más rico en sílice que el basáltico
Rico en sílice
Magmatismo asociado a la tectónica de placasZona 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
Formas de las masas ígneasCono de
piroclastosMesa
Caldera
Cámara magmática
Plutón
Plutón
DiqueColada
Pitón
Batolito
Enjambre de diques
Lacolito Sill
Sill
EstratovolcánDiques
concéntricos
Gneis
Factores del metamorfismo
DIAGÉNESIS
FUSIÓN
-150 0C
-700 0 …. 1000 0C
METAMORFISMO
LA TEMPERATURA LA PRESIÓN
Granito
Los cambios generados durante el metamorfismo vienen condicionados por la variación de factores como la temperatura, la presión y la presencia de fluidos
Tipos de metamorfismo dependiendo de la presión y temperatura
Metamorfismo de contactoMetamorfismo dinámico
Metamorfismo regional
Metamorfismo regional
Corteza oceánica
Corteza continental
El metamorfismo dinámico se produce como consecuencia de un incremento de la presión, sin que la temperatura alcance valores importantes.
El metamorfismo de contacto se produce como consecuencia de un incremento de la temperatura sin que la presión alcance valores importantes.
El metamorfismo regional se produce como consecuencia de un incremento simultáneo de presión y temperatura.
B
Origen del vulcanismo intraplacaEl vulcanismo que se localiza en zonas alejadas de los bordes de las
placas puede tener un doble origen.
PUNTO CALIENTE
ORIGEN TECTÓNICO
Es la manifestación, en superficie, de las plumas mantélicas.
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.
Movimiento de la placa
Kauai (3,8-5,6 M.a.)Oahu (2,2-3,3
M.a.)Molokai (1,3-1,8 M.a.)
Maui (1<1,0 M.a.)
Hawai (< 0,7 M.a.)
Punto caliente
Corteza oceánica
Litosfera oceánica
Islas Midway