LA GEOSFERA.

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1 LA GEOSFERA

2 * 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

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4 La colisión de un pequeño planeta pudo provocar la formación de la Luna.

5 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.

6 DATOS DIRECTOS SOBRE EL INTERIOR TERRESTRE
¿CÓMO CONOCER EL INTERIOR TERRESTRE? Métodos directos indirectos Acceder al interior terrestre Estudio de las ondas símicas Estudiar materiales que vienen del interior terrestre hasta la superficie Distribución de los materiales terrestres en función de la densidad

7 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 Kimberlitas Grafito Diamante MANTO  Las minas son excavaciones que se realizan para extraer minerales (3,8 km).  El magma, al ascender, arrastra fragmentos de rocas del interior.  Los sondeos son perforaciones taladradas en el subsuelo (12 km).

8 La energía interna de la tierra

9 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.

10 Métodos indirectos OTROS DATOS INDIRECTOS
Temperatura del interior terrestre TEMPERATURA DEL INTERIOR TERRESTRE 2 000 1 000 3 000 4 000 5 000 6 000 Temperatura (0C) Profundidad (km) Existe un gradiente geotérmico que va reduciéndose con la profundidad.

11 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.

12 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

13 ¿Cómo medir la masa y la densidad de la Tierra?
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. Si consideramos como aproximación que la Tierra es una esfera perfecta, su volumen será: 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. Este valor de la densidad contrasta con la densidad media de las rocas que constituyen los continentes que es de

14 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. Densidad ( g/ cm3 ) Entre los elementos que podrían formar el núcleo terrestre se encuentra el hierro. La existencia de un campo magnético terrestre apoyaría esta hipótesis. Profundidad (km)

15 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.

16 TERREMOTO PRODUCIDO POR UNA FALLA
SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS Métodos indirectos Ver animación “Anatomía de un terremoto” Método sísmico La vibración del hipocentro se propaga en forma de ondas sísmicas que van en todas direcciones. TERREMOTO PRODUCIDO POR UNA FALLA Escarpe de falla dirección de vibración de las partículas Ondas P dirección de propagación de la onda Epicentro dirección de vibración de las partículas Frentes de onda Hipocentro Ondas S Falla dirección de propagación de la onda

17 SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS
Métodos indirectos Método sísmico Son las más veloces, longitudinales y comprimen y dilatan las rocas Ondas P dirección de vibración de las partículas Tiene menor velocidad, son transversales, producen vibración perpendicular y no se desplazan en fluidos Ondas S Ondas P Se generan al llegar a la superficie las ondas P y S Ondas S Ondas superficiales dirección de propagación de la onda dirección de propagación de la onda SISMÓGRAFOS SISMÓGRAMAS

18 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). 1 2 1 2 4 3 i r 1 2 1 2 4 3 i r

19 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. Las zonas de sombra son lugares en los que no se reciben las ondas de un sismo. 103° Zona de sombra 143° Sólo se reciben ondas P

20 Métodos indirectos INFORMACIÓN APORTADA POR LOS TERREMOTOS
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 Mohorovicic Discontinuidad de Gutenberg Discontinuidad de Lehman 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 2 000 4 000 6 000 670 2 900 5 150 Ondas P Velocidad (km/s) Ondas S Manto Núcleo Profundidad (km) Las discontinuidades sísmicas se utilizan para diferenciar las capas del interior del planeta.

21 INFORMACIÓN APORTADA POR LOS TERREMOTOS
Métodos indirectos Método sísmico Cambios bruscos en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas DISCONTINUIDADES son por lo tanto indican 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

22 Métodos indirectos INFORMACIÓN APORTADA POR LOS TERREMOTOS Corteza
Método sísmico: Principales discontinuidades Corteza DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC Discontinuidad de Mohorovicic Su profundidad en los continentes oscila entre 25 y 70 km y en los océanos entre 5 y 10 km. 30 km Manto DISCONTINUIDAD DE GUTENBERG Se encuentra a 2900 km de profundidad. Separa el manto del núcleo. En ella la velocidad de las ondas P cae bruscamente y las ondas S dejan de propagarse. Discontinuidad de Gutenberg 2 900km Núcleo 5 150km DISCONTINUIDAD DE LEHMAN Discontinuidad de Lehman Esta discontinuidad separa el núcleo externo fundido del interno sólido.

23 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.

24 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.

25 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 MANTO NÚCLEO CORTEZA CONTINENTAL CORTEZA OCEÁNICA

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27 ESTRUCTURA DE LA TIERRA
UNIDADES GEOQUÍMICAS CORTEZA MANTO NÚCLEO 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. CORTEZA CONTINENTAL CORTEZA OCEÁNICA 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.

28 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 Sondeo más profundo Mina más profunda Murmansk Rusia 12 km Litosfera oceánica Carletonville Suráfrica 3,8 km Litosfera Litosfera continental Moho Moho Moho MANTO SUPERIOR SUBLITOSFÉRICO Manto inferior 2230 km Zona de subducción Manto inferior Núcleo externo Núcleo interno Núcleo externo 2885 km MANTO SUPERIOR SUBLITOSFÉRICO Núcleo interno 1216 km MANTO INFERIOR

29 Manto superior sublitosférico
ESTRUCTURA DE LA TIERRA UNIDADES DINÁMICAS Manto superior sublitosférico LITOSFERA MANTO INFERIOR NÚCLEO EXTERNO NÚCLEO INTERNO La más externa. Rígida. La litosférica oceánica de 50 a 100 km de espesor. La litosfera continental de 100 a 200 km. 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. 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

30 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).

31 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.

32 Dinámica listosférica

33 Tectónica de placas Wegener ( Deriva continental 1912)
Teoría de expansión del fondo oceánico. Celdas convectivas del manto. Plumas convectivas.

34 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.

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36 Manifestaciones de la E. interna de la Tierra

37 Tipos de placas

38 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.

39 Bordes de placas: constructivos o acreción
Bordes de placas: constructivos o acreción. Destructivos o subducción y pasivos o transformantes.

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41 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.

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43 Expansión del fondo oceánico

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45 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; Continental- continental.( En este caso se llama Obducción).

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48 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.

49 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.

50 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.)

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52 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.

53 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.

54 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.

55 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.

56 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.

57 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).

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59 Deformaciones corticales
Dinámica Litosférica Deformaciones corticales

60 TIPOS DE DEFORMACIONES
2 4 6 8 10 20 30 40 RELACIÓN ENTRE ESFUERZO Y DEFORMACIÓN Deformación (%) Esfuerzo (kbars) Elástica Límite de elasticidad Deformación plástica 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 La deformación permanece después de haber cesado el esfuerzo. Deformación elástica Por rotura El esfuerzo hace perder la cohesión interna del material y se fractura.

61 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 Horizontal Cresta ELEMENTOS GEOMÉTRICOS DE UN PLIEGUE Cabeceo Línea de charnela Plano axial: divide al pliegue en dos mitades lo más simétricas posibles. Flanco 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.

62 Tipos de pliegues Según la antigüedad de los materiales del núcleo
SINCLINAL ANTICLINAL 5 En el núcleo tiene los materiales más modernos 6 En el núcleo tiene los materiales más antiguos 4 5 4 3 3 2 2 1 1 Según la posición de su plano axial Por su simetría RECTO INCLINADO TUMBADO SIMÉTRICO ASIMÉTRICO

63 Tipos de fracturas Si el esfuerzo al que se somete una roca supera su límite de rotura, se produce una fractura. DIACLASAS FALLAS 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 Labio hundido 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.

64 Tipos básicos de fallas
Falla normal o directa Falla inversa Falla de desgarre 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 esfuerzos de compresión. Se origina por fuerzas de tracción. Hay un desplazamiento relativo de los bloques. Horst Graben Bloque levantado limitado por fallas. Bloque hundido limitado por fallas. Sistemas de fallas

65 Cómo identificar una estructura tectónica
B C A B 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 la repetición sigue un orden la estructura es una falla. C D 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.

66 Magmatismo

67 INTERVALO DE FUSIÓN DE UNA ROCA
Origen y flujo del magma INTERVALO DE FUSIÓN DE UNA 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. Temperatura ambiente ROCA Punto de “solidus” Cámara magmática FUSIÓN PARCIAL ROCA + MAGMA Corteza Punto de “líquidus” Litosfera FUSIÓN TOTAL Astenosfera MAGMA Las rocas pueden fundir por: Al subir el magma se acumula formando bolsas llamadas cámaras magmáticas. AUMENTO DE LA TEMPERATURA DISMINUCIÓN DE LA PRESIÓN INCORPORACIÓN DE AGUA

68 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 Basalto toleítico Alcalino - rico en sodio y potasio MAGMA ANDESÍTICO Se origina por la fusión del basalto de la corteza que subduce. Basalto Litosfera Más rico en sílice que el basáltico Fusión parcial Peridotita MAGMA GRANÍTICO Se origina en zonas de subducción por fusión de los materiales de la corteza continental inferior. Astenosfera Rico en sílice

69 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

70 Formas de las masas ígneas
Cono de piroclastos Estratovolcán Diques concéntricos Mesa Caldera Dique Colada Pitón Lacolito Sill Plutón Enjambre de diques Cámara magmática Batolito Sill Plutón

71 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 -150 0C … C METAMORFISMO Gneis Granito DIAGÉNESIS

72 Tipos de metamorfismo dependiendo de la presión y temperatura
El metamorfismo de contacto se produce como consecuencia de un incremento de la temperatura sin que la presión alcance valores importantes. El metamorfismo dinámico se produce como consecuencia de un incremento de la presión, sin que la temperatura alcance valores importantes. Corteza oceánica Corteza continental El metamorfismo regional se produce como consecuencia de un incremento simultáneo de presión y temperatura. Metamorfismo de contacto Metamorfismo regional Metamorfismo dinámico

73 Origen del vulcanismo intraplaca
B Origen del vulcanismo intraplaca El vulcanismo que se localiza en zonas alejadas de los bordes de las placas puede tener un doble origen. PUNTO CALIENTE Kauai (3,8-5,6 M.a.) Islas Midway Movimiento de la placa Oahu (2,2-3,3 M.a.) Es la manifestación, en superficie, de las plumas mantélicas. Molokai (1,3-1,8 M.a.) Maui (1<1,0 M.a.) Hawai (< 0,7 M.a.) Corteza oceánica ORIGEN TECTÓNICO Litosfera oceánica 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.