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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.

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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 Métodos indirectos Acceder 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

7 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 Grafito Diamante MANTO El magma, al ascender, arrastra fragmentos de rocas del interior.

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 OTROS DATOS INDIRECTOS Métodos indirectos Temperatura del interior terrestre TEMPERATURA DEL INTERIOR TERRESTRE Profundidad (km) Temperatura ( 0 C) 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 MASA Y DENSIDAD DE LA TIERRA Métodos indirectos¿Cómo medir la masa y la densidad de la Tierra? 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 Este valor de la densidad contrasta con la densidad media de las rocas que constituyen los continentes que es de Estudiar la masa y densidad de la Tierra

14 MASA Y DENSIDAD DE LA TIERRA RELACION ENTRE LA DENSIDAD DE LOS MATERIALES TERRESTRES Y LA PROFUNDIDAD Profundidad (km) Densidad ( g/ cm 3 ) La densidad media de la Tierra es de 5,52 g/cm 3 y la densidad media de las rocas de los continentes 2,7 g/cm 3. 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.

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 Ondas P SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS Ondas S Escarpe de falla Epicentro Hipocentro Frentes 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

17 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 SISMÓGRAFOSSISMÓGRAMAS

18 SISMOS Y ONDAS SÍSMICAS Métodos indirectos Método sísmico 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). r

19 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° 103° 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

20 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 Profundidad (km) Núcleo Manto Las discontinuidades sísmicas se utilizan para diferenciar las capas del interior del planeta. Ondas P Ondas S Velocidad (km/s) Discontinuidad de Mohorovicic Discontinuidad de Gutenberg Discontinuidad de Lehman

21 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 atraviesa Estado físico de esos materiales El lugar donde cambia la composición o el estado de los materiales terrestres por lo tanto indican

22 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 LEHMAN 5 150km Discontinuidad de Lehman

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. MANTO NÚCLEO CORTEZA CONTINENTAL CORTEZA OCEÁNICA CORTEZA UNIDADES GEOQUÍMICAS

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27 ESTRUCTURA DE LA TIERRA Entre 25 y 70 km. Muy heterogénea. Rocas poco densas (2,7 g/cm 3 ). Edad de las rocas entre 0 y 4000 M. a. Entre 5 y 10 km. Más delgada. Rocas de densidad media (3 g/cm 3 ). 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/cm 3. Densidad del manto inferior 5,5 g/cm 3. Desde los 2900 km al centro del planeta. Representa el 16% del volumen total del planeta. Densidad alta (10 a 13 g/cm 3 ). Compuesto principalmente por hierro y níquel. MANTO NÚCLEO CORTEZA CONTINENTAL CORTEZA OCEÁNICA CORTEZA UNIDADES GEOQUÍMICAS

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 Litosfera Moho 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 inferior 2230 km Núcleo externo 2885 km Núcleo interno 1216 km Murmansk Rusia 12 km

29 ESTRUCTURA DE LA TIERRA LITOSFERANÚCLEO EXTERNO Manto superior sublitosférico MANTO INFERIORNÚCLEO 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

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.

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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

60 Tipos de deformaciones RELACIÓN ENTRE ESFUERZO Y DEFORMACIÓN Deformación (%) Esfuerzo (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. Deformación elástica Deformación plástica Límite de elasticidad Límite de rotura

61 Deformaciones plásticas: los pliegues Los 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 Horizontal Cresta 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 PLIEGUE Cabeceo Los pliegues cambian la disposición horizontal que inicialmente poseen los estratos. Para describir la nueva posición se utilizan dos medidas:

62 Tipos de pliegues Por su simetría Según la posición de su plano axial Según la antigüedad de los materiales del núcleo SINCLINAL ANTICLINAL En el núcleo tiene los materiales más modernos En el núcleo tiene los materiales más antiguos RECTOINCLINADOTUMBADOSIMÉTRICOASIMÉTRICO

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. 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

64 Tipos básicos de fallas Falla normal o directaFalla inversaFalla 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 Graben Bloque levantado limitado por fallas. Bloque hundido limitado por fallas.

65 Cómo identificar una estructura tectónica CACBBA 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. C C D B B C A C B B A CCDBB Buzamiento

66 Magmatismo

67 Origen y flujo del magma INTERVALO DE FUSIÓN DE UNA ROCA ROCA ROCA + MAGMA MAGMA FUSIÓN 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

68 Tipos de magmas De 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 sílice Alcalino - rico en sodio y potasio Más rico en sílice que el basáltico 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 F ormas de las masas ígneas Cono de piroclastos Mesa Caldera Cámara magmática Plutón Dique Colada Pitón Batolito Enjambre de diques Lacolito Sill Estratovolcán Diques concéntricos

71 Gneis Factores del metamorfismo DIAGÉNESIS FUSIÓN C … C 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

72 Tipos de metamorfismo dependiendo de la presión y temperatura Metamorfismo de contacto Metamorfismo dinámico 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.

73 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 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


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