ACTIVIDADES OBLIGATORIAS: 123 36 60 92 122 124 127 129 32 62 128 65 66 131 70 71 134 135 137
ACTIVIDADES OBLIGATORIAS: 123 36 60 92 122 124 127 129 32 62 128 65 66 131 70 71 134 135 137
ÍNDICE
| 11. Terremotos 1. Métodos de estudio de los terremotos 2. Riesgos sísmicos 3. La prevención y la prevención sísmica 12. El relieve terrestre 1. Relieve de áreas emergidas 2. Relieve de áreas sumergidas 13. Esquemas Tectónica de placas 14. Presentaciones 15. Animaciones con contenidos 16. Antecedentes de la Teoría de la Tectónica de Placas 1. Deriva continental de Wegener 2. Pruebas aportadas por Wegener 3. Corrientes de convección del manto 4. Exploración del fondo oceánico 5. Distribución mundial de volcanes 6. Distribución mundial de terremotos 17. Isostasia 18. Expansión del fondo oceánico 19. Postulados de la Teoría de la Tectónica de PLacas 20. Placas litosféricas 21. Tipos de límites entre placas 1. Límites constructivos. Dorsales 2. Límites destructivos 1. Colisión placa oceánica - oceánica 2. Colisión placa oceánica - continental 3. Colisión placa continental - continental 3. Límites pasivos. Fallas transformantes 22. Ciclo de Wilson 23. Puntos calientes 24. Formación de cordilleras 25. Tipos de orógenos |
1. ESQUEMAS
2. PRESENTACIONES
3. CONTENIDOS ANIMADOS
4. MODELOS DE REPRESENTACIÓN DEL PLANETA TIERRA
5. CONTENIDOS ANIMADOS SOBRE ESTRUCTURA INTERNA TERRESTRE
6. CAPAS EXTERNAS DEL PLANETA TIERRA
• Atmósfera . Es la parte gaseosa que envuelve la Tierra. Es difícil determinar su espesor, pero aproximadamente es de 10000 km .
• Hidrosfera . Es la parte de agua de la Tierra. Gracias al agua, nuestro planeta es especial y posibilita la existencia de vida.
• Litosfera. Es la parte sólida más externa del planeta. Una parte está debajo de los océanos y otra emerge, formando los continentes y las islas.
• Biosfera . Es el conjunto de todos los seres vivos de la Tierra. Los seres vivos habitan en los océanos, lagos y ríos, en la tierra firme y en la parte inferior de la atmósfera, en donde es posible la vida.
El diámetro ecuatorial es mayor que el diámetro polar (unos 21 km de diferencia).
La superficie no es lisa. El Everest se eleva casi 9 km sobre el nivel del mar, mientras que la fosa de Tonga tiene una profundidad de más de 11 km con respecto al mismo nivel.
Si consideramos la superficie de la Tierra como la superficie media de los océanos, la Tierra tiene un radio de 6.371 km, es decir, un diámetro de 12.742 km.
La superficie no es lisa. El Everest se eleva casi 9 km sobre el nivel del mar, mientras que la fosa de Tonga tiene una profundidad de más de 11 km con respecto al mismo nivel.
Si consideramos la superficie de la Tierra como la superficie media de los océanos, la Tierra tiene un radio de 6.371 km, es decir, un diámetro de 12.742 km.
7. INTRODUCCIÓN
La Tierra es una esfera ligeramente achatada por los polos, debido a la fuerza centrípeta de su rotación sobre su eje, que tiende a concentrar la masa en la zona ecuatorial. Se le denomina geoide o esferoide y está referida a la superficie equipotencial (de igual gravedad), se adapta aproximadamente a un elipsoide de revolución (cuerpo geométrico tridimensional obtenido al girar un elipsoide 360°) y resulta de prolongar el nivel medio de los mares en calma por debajo de los continentes. El radio ecuatorial es de aproximadamente 6.378 km, mientras que el radio polar es de alrededor de 6.357 km. Por último, existe la Tierra real, con su topografía, con zonas que sobresalen por encima del geoide y otras que quedan por debajo.
El volumen del planeta es de 1,083û1012 km3 , mientras que su masa es de 5,976û1024 kg. Por tanto su densidad media (δ), definida por el cociente Masa/Volumen, es de 5,517 g/cm3. No obstante, este valor de la densidad no es uniforme en todo el planeta, pues en la superficie terrestre la densidad media de sus rocas es de únicamente 2,8 g/cm3, por lo que en el interior la densidad debe alcanzar valores mucho mayores.
La Tierra es una esfera ligeramente achatada por los polos, debido a la fuerza centrípeta de su rotación sobre su eje, que tiende a concentrar la masa en la zona ecuatorial. Se le denomina geoide o esferoide y está referida a la superficie equipotencial (de igual gravedad), se adapta aproximadamente a un elipsoide de revolución (cuerpo geométrico tridimensional obtenido al girar un elipsoide 360°) y resulta de prolongar el nivel medio de los mares en calma por debajo de los continentes. El radio ecuatorial es de aproximadamente 6.378 km, mientras que el radio polar es de alrededor de 6.357 km. Por último, existe la Tierra real, con su topografía, con zonas que sobresalen por encima del geoide y otras que quedan por debajo.
El volumen del planeta es de 1,083û1012 km3 , mientras que su masa es de 5,976û1024 kg. Por tanto su densidad media (δ), definida por el cociente Masa/Volumen, es de 5,517 g/cm3. No obstante, este valor de la densidad no es uniforme en todo el planeta, pues en la superficie terrestre la densidad media de sus rocas es de únicamente 2,8 g/cm3, por lo que en el interior la densidad debe alcanzar valores mucho mayores.
8. MÉTODOS DE ESTUDIO
Pero el estudio del interior de la Tierra es muy complejo. Más si se tiene en cuenta que, hasta principios del siglo XX, no se tuvo idea de la configuración de las tierras emergidas y hubo que esperar hasta finales de ese mismo siglo para completar la exploración de los fondos marinos. Siendo esto es así con la parte de la Tierra observable, mucho más arduo será el trabajo para descifrar su interior. No sirven sondas ni observaciones directas. Se hace
necesario medir ruidos, temperaturas, analizar lo expulsado por los volcanes, etc. Sólo esta forma y con estos métodos se puede avanzar en el estudio del interior de la Tierra.
En el estudio de nuestro planeta se utilizan métodos directos o indirectos:
- Métodos directos: Se basan en la observación directa de los materiales que componen la Tierra. Nos informan de las características y composición de los materiales formados a diferentes profundidades que han llegado a la superficie.
- Métodos indirectos: Son los que, a partir de la observación y el estudio de las propiedades físicas y químicas de la Tierra nos permiten hacer hipótesis sobre las características del planeta. Son los llamados métod prospección geofísica. Destacan los métodos sísmicos, gravimétrico, térmico, magnético y el estudio de los meteoritos.
Un resumen de estos métodos aparece en el siguiente cuadro:
CUESTIONES
Métodos directosMétodos indirectos
8.1. MÉTODOS DIRECTOS
Estos métodos sólo proporcionan información de los primeros kilómetros, por lo que es muy limitada. Los más destacados son:
- Análisis de rocas existentes en la superficie:
- Formadas en el exterior: estudio directo de rocas sedimentarias.
- Formadas en el interior, que han salido a la superficie por diversos procesos geológicos:
- Elevados por movimientos tectónicos.
- Erosión de los materiales situados encima.
- Arrojadas al exterior mediante erupciones volcánicas. Se puede analizar tanto la lava en sí, como los materiales profundos arrancados por el magma en su ascenso (xenolitos).
- Análisis de rocas extraídas en sondeos:
- En proyectos de investigación:
- En corteza continental. Ej: sondeo de Kola (más de 12km). Objetivo: estudiar la corteza continental profunda.
- En corteza oceánica: Ej: proyecto Mohole o proyecto Joides. Objetivos: estudiar la corteza oceánica y el manto superior.
- Proyectos comerciales: perforaciones petrolíferas, mineras, en busca de agua, etc.
8. 1.1. Sondeos
Las minas son excavaciones que se realizan para extraer minerales.
Los sondeos son perforaciones taladradas en el subsuelo.
Las minas más profundas, raramente alcanzan un kilómetro de produndidad, mientras que los sondeos apenas llegan a los 10 km. Los procesos geológicos y la erosión han dejado al descubierto rocas formadas hasta unos 25 km en el interior. Los volcanes arrojan lavas, que son rocas fundidas generadas hasta los 100 km. Como la Tierra tiene de media 6371 km de radio, como vemos todo esto no llega más que a arañar la superficie.
Los sondeos son perforaciones taladradas en el subsuelo.
Las minas más profundas, raramente alcanzan un kilómetro de produndidad, mientras que los sondeos apenas llegan a los 10 km. Los procesos geológicos y la erosión han dejado al descubierto rocas formadas hasta unos 25 km en el interior. Los volcanes arrojan lavas, que son rocas fundidas generadas hasta los 100 km. Como la Tierra tiene de media 6371 km de radio, como vemos todo esto no llega más que a arañar la superficie.
El Pozo Superprofundo de Kola (KSDB) fue un proyecto de prospección científica de la URSS para profundizar en la corteza terrestre.
El más profundo, el SG-3, se completó en 1989, creando un pozo de 12.262 metros de profundidad el más profundo de los perforados hasta ahora. Esto se debió a las altas temperaturas, alcanzando 180°C, mucho más de los 100°C previstos. El bajar a 15.000 metros habría significado trabajar a 300°C .
El más profundo, el SG-3, se completó en 1989, creando un pozo de 12.262 metros de profundidad el más profundo de los perforados hasta ahora. Esto se debió a las altas temperaturas, alcanzando 180°C, mucho más de los 100°C previstos. El bajar a 15.000 metros habría significado trabajar a 300°C .
8.1.2. Volcanes
Los volcanes arrojan lavas, que son rocas fundidas generadas hasta los 100 km. Como la Tierra tiene de media 6371 km de radio, como vemos todo esto no llega más que a arañar la superficie.
8.1.3. Minas:
Extracción de minerales (diamantes a 3500 m de profundidad)
Extracción de minerales (diamantes a 3500 m de profundidad)
8.2. MÉTODOS INDIRECTOS
8.2.1. Masa y densidad de la Tierra
Para calcular la masa recurrimos a la ley de la gravitación universal.
Para un cuerpo situado en la superficie terrestre F es la fuerza con la que es atraído por la tierra
Por tanto:
- 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.
- Entre los elementos que podrían formar el núcleo terrestre se encuentra el hierro.
La existencia de un campo magnético terrestre apoyaría esta hipótesis.
8.2.2. Temperatura.
- La energía que tiene la tierra es energía cinética
- Existen fuentes de calor en su interior
- Calor residual
- Desintegración de elementos radiactivos
Las minas y sondeos reflejan cómo aumenta la temperatura en profundidad. Se admite una media de 3º cada 100m, o lo que es lo mismo, 30º por km. Ahora bien, si se manifestara de la misma forma hasta el interior, se alcanzarían temperaturas altísimas, y tendríamos el núcleo fundido. Por tanto, el gradiente geotérmico, no puede mantenerse, se debe reducir en profundidad.
Se considera que el aumento en el manto es de 0,5ºC/km . La Tª del manto debe permitir que el hierro y el níquel se encuentren fundidos en el núcleo externo.
En la parte más externa, debe ser mayor a 3800º para alcanzar el punto de fusión del hierro a esas presiones.
Se estima que no hay temperaturas mayores que 5000º
Se considera que el aumento en el manto es de 0,5ºC/km . La Tª del manto debe permitir que el hierro y el níquel se encuentren fundidos en el núcleo externo.
En la parte más externa, debe ser mayor a 3800º para alcanzar el punto de fusión del hierro a esas presiones.
Se estima que no hay temperaturas mayores que 5000º
Sistemas de propagación hacia el exterior
- Radiación; sin soporte físico
- Conducción térmica: por contacto
- Convección: corrientes debidas a la diferente Tª
ANIMACONES
8.2.3. El magnetismo
Basa sus estudios en las variaciones del campo magnético terrestre. Las interacciones entre el núcleo externo fluido donde se generan cargas eléctricas en movimiento y un núcleo sólido formado por una aleación de hierro y níquel que actúa como un imán produce un campo magnético por un proceso similar al de una dinamo. La magnetosfera es la región del espacio que rodea el planeta donde se detecta el campo magnético generado en su interior.
La tierra tiene un campo magnético bipolar con un polo norte (por estar cerca del polo norte geográfico) magnético (negativo) y un polo sur magnético (positivo) del que salen las líneas de fuerzas magnéticas para rodear la Tierra y entrar por el negativo.
Algunos minerales contienen átomos que se comportan como dipolos magnéticos atómicos. Una roca fundida cuando se enfría y desciende del punto de Curie (temperatura por encima de la cual los elementos magnéticos pierden su magnetización u orientación) comienza la cristalización de sus minerales y sus átomos quedan orientados en la dirección del campo magnético terrestre existente en la Tierra en ese momento. El magnetismo de una roca debido a los materiales que contiene se denomina magnetismo remanente.
A lo largo del tiempo geológico los polos magnéticos han sufrido inversiones que han quedado reflejadas en rocas que han sobrepasado su punto de Curie y han solidificado.
Aportaciones del método magnético:
El estudio del magnetismo terrestre, el magnetismo remanente de las rocas y el paleomagnetismo ha podido confirmar la hipótesis de la expansión de los fondos oceánicos. Se observan bandas con magnetismo normal (como el actual) en inverso a ambos lados de la dorsal y con la misma edad, uno de los pilares de la tectónica de placas. También ha servido para confirmar y definir movimientos continentales.
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: convierte energía mecánica en energia eléctrica.
Según esta teoría el hierro fundido en el núcleo externo circula debido a:
- La rotación terrestre.
- Las corrientes de convención generadas por el calor interno.
Este movimiento genera corriente eléctrica que produce campo magnético.
8.2.4. Método gravimétrico
Estudia las variaciones de la fuerza gravitatoria en distintos puntos de la superficie de la Tierra que pueden suponer cambios bruscos en la densidad de un terreno. De esta forma, se pueden detectar, mediante el gravímetro huecos o cavernas, como las existentes en los terrenos cársticos, o en zonas de explotación minera actual o histórica, fallas, domos salinos, profundidad de capas competentes compactas, etc.
Si la Tierra fuese homogénea y de radio constante, el valor de la gravedad sería igual en todos los puntos de la Tierra. Sin embargo, dicho valor varía debido a la latitud, la altitud, los distintos relieves y la distribución de masas en el interior de la Tierra.
El valor de la gravedad se mide por la aceleración cuyo valor medio es de 9,81 m/s2
. La unidad de medida de la gravedad en el Sistema Internacional es el gal (y el miligal para pequeñas variaciones). Si a la medida de la gravedad se le elimina los valores de anomalía causados por la latitud, altitud y relieve tenemos la gravedad real corregida que, restada a la teórica nos da la anomalía residual de la gravedad.
Aportaciones del método gravimétrico
La anomalía residual es negativa en las montañas lo que implica materiales de menor densidad. En los océanos es positiva con lo que la corteza oceánica es más densa (2,9gr/cm3 ) que la continental (2,7gr/cm3 ). La densidad del manto es de 3,3gr/cm3 ).
Por otra parte, a finales del siglo XIX, tras los estudios de la gravedad terrestre se enuncia el principio de isostasia. Es la condición de equilibro que presenta la superficie terrestre debido a la diferencia de densidad de sus diferentes partes. Se resuelve en movimientos verticales (epirogénicos) y está fundamentada en el principio de Arquímedes. Es imprescindible para el estudio del relieve terrestre.
8.2.5. Los meteoritos
Son pequeños cuerpos planetarios, que caen sobre la superficie de la Tierra cuando cruzan su órbita. La mayoría se agrupan formando un cinturón de asteroides que orbitan entre Marte y Júpiter, por lo que tendrían la misma edad que el Sistema Solar. Siguiendo este razonamiento, han debido tener un origen muy parecido, por lo que se estudia su composición, suponiendo que muy similar sea la de la Tierra.
Al hacerlo, se ha descubierto que hay tres tipos de meteoritos según su composición:
- Condritas: mezcla de minerales, condritas (olivino y piroxeno), tipos peridotitas se piensa que es similar a la del Manto. Constituyen el 86% del total.
- Acondritas: representan el 9% y tienen composición parecida al basalto de la corteza terrestre
- Sideritas: representan el 4%, formados por hierro y niquel.
PRESENTACIONES
8.2.6. Técnicas de laboratorio
La prensa de yunque de diamante reproduce condiciones del interior terrestre (por ejemplo, la interfase mantonúcleo). La muestra se comprime entre las puntas de dos diamantes tallados, hasta alcanzar enormes presiones (mayores de 5,5û106 atmósferas) y se calienta a altas temperaturas con un láser de potencia que atraviesa los diamantes, que no arden por ser totalmente transparentes.
8.2.7. Método sísmico
Los terremotos se producen cuando las tensiones acumuladas por la deformación de las capas de la Tierra se liberan bruscamente. Se originan cuando se rompen grandes masas de tierra o por desplazamiento posterior. Estas fracturas, son las fallas. Se rompen las masas de rocas que estaban sometidas a fuerzas gigantescas, reordenándose los materiales y liberando enormes energías que hacen temblar la Tierra.
Su foco de inicio (hipocentro) se localiza a diferentes profundidades, estando los más profundos hasta a 700 kilómetros. Son especialmente frecuentes cerca de los bordes de las placas tectónicas. Al año se producen alrededor de un millón de sismos, aunque la mayor parte de ellos son de tan pequeña intensidad que pasan desapercibidos.
Su foco de inicio (hipocentro) se localiza a diferentes profundidades, estando los más profundos hasta a 700 kilómetros. Son especialmente frecuentes cerca de los bordes de las placas tectónicas. Al año se producen alrededor de un millón de sismos, aunque la mayor parte de ellos son de tan pequeña intensidad que pasan desapercibidos.
Cuando tiene lugar un terremoto, las vibraciones sísmicas se transmiten por el interior de la Tierra en forma de ondas de diferentes tipos: P, S y L. De ellas, se utilizan sólo las dos primeras, puesto que las L se encargan de la transmisión del terremoto por la superficie.
Se basa en el estudio de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas que se generan en los sismos o terremotos. Los terremotos son una vibración de la superficie terrestre producida por la liberación brusca de energía de diverso origen.
Las ondas sísmicas según se propaguen, por el interior de la roca o en la superficie, se denominan:
A. Ondas de volumen. Las vibraciones se transmiten formando frentes esféricos de ondas que dan lugar a ondas de volumen. Estas pueden ser de dos tipos:
A.1. Ondas P (primarias). Son las más rápidas y las que llegan antes. La vibración se produce en el sentido de avance de la onda (longitudinales). Su velocidad viene dada por la siguiente expresión:
Donde:
k= módulo de incompresibilidad
μ = módulo de rigidez
d= densidad
Así, la velocidad de estas ondas es mayor cuanto menor es la densidad de la roca (inversamente proporcional) y, mayor cuanto más rígida (directamente proporcional). Además, las ondas P se pueden transmitir en fluidos (rigidez=0) pues su velocidad depende también de la incompresibilidad.
•Son las más rápidas y las que llegan antes.
•La vibración se produce en el sentido de avance de la onda.
•la velocidad de estas ondas es mayor cuanto menor es la densidad de la roca y, mayor cuanto más rígida .
Además, las ondas P se pueden transmitir en fluidos (rigidez=0) pues su velocidad depende también de la incompresibilidad.
Se transmiten en la misma dirección que la dirección de desplazamiento( vibraciones compresivo-distensivas unidireccionales)
A.2. Ondas S (secundarias). Son más lentas, puesto que la vibración se produce en el sentido perpendicular a la propagación de la onda (transversales).
Su velocidad viene dada por la expresión:
Donde:
μ = módulo de rigidez
d= densidad
Al igual que en las anteriores la velocidad de estas ondas es mayor cuanto menor es la densidad de la roca (inversamente proporcional) y mayor cuanto más rígida (directamente proporcional), pero en ningún caso pueden atravesar fluidos (de rigidez nula).
A.3. Ondas de superficie: Cuando las ondas P y S llegan a la superficie se originan ondas superficiales R y L (Love y Rayleigh) muy similares a las que se forman en la superficie del agua de un recipiente al que le golpeamos un lateral. Los daños causados por los terremotos y los maremotos son consecuencia de estas ondas de baja frecuencia y gran longitud de onda. Desde el punto de vista de la estructura del interior de la Tierra no aportan información.
Aquí se puede ver una gráfica acerca de cómo se realizan los estudios del interior de la Tierra, aprovechando el tiempo de retardo entre la llegada de las ondas en un sitio u otro.
Se puede localizar la fuente del terremoto, usando el tiempo que toma a las ondas sísmicas propagarse hacia fuera desde el epicentro, el punto de la ruptura de la falla.
Se puede localizar la fuente del terremoto, usando el tiempo que toma a las ondas sísmicas propagarse hacia fuera desde el epicentro, el punto de la ruptura de la falla.
- La densidad aumenta con la profundidad, pero la compresibilidad aumenta en mayor medida
- La densidad y la velocidad de propagación son inversamente proporcionales
- Los materiales más densos requieren más energía para vibrar y por tanto frenan mucho más las ondas.
Por su parte, los medios más rígidos vibran con más eficacia, por lo que la transmisión a través de ellos es muy rápida, mientras que en los líquidos, cuya rigidez es nula, la inexistencia de posiciones fijas para las partículas dificulta las vibraciones.
Por ello, las ondas sísmicas secundarias que se transmiten mediante vibraciones de las partículas respecto a posiciones fijas, no se transmiten en líquidos; las primarias, en las que la vibración es más simple ( cada partícula empuja a la siguiente) si lo hacen, aunque a velocidad reducida.
El método se basa en analizar las variaciones en la trayectoria y velocidad de propagación de las ondas sísmicas P y S (producidas en terremotos o de forma artificial) al atravesar rocas de distinta composición, estado físico...
En general, cada unidad rocosa tiene propiedades muy diferentes, y por ello las ondas sísmicas varían continuamente de velocidad en su trayectoria a través de la Tierra. Como sucede en toda onda que varíe de velocidad, las trayectorias se curvan, lo que permite las ondas de terremotos no muy lejanos vuelvan a la superficie antes de agotar su energía.
El método sísmico
Se basa en analizar las variaciones en la trayectoria y velocidad de propagación de las ondas sísmicas P y S (producidas en terremotos o de forma artificial) al atravesar rocas de distinta composición, estado físico...
En general, cada unidad rocosa tiene propiedades muy diferentes, y por ello las ondas sísmicas varían continuamente de velocidad en su trayectoria a través de la Tierra.Como sucede en toda onda que varíe de velocidad, las trayectorias se curvan, lo que permite las ondas de terremotos no muy lejanos vuelvan a la superficie antes de agotar su energía.
En general, cada unidad rocosa tiene propiedades muy diferentes, y por ello las ondas sísmicas varían continuamente de velocidad en su trayectoria a través de la Tierra.Como sucede en toda onda que varíe de velocidad, las trayectorias se curvan, lo que permite las ondas de terremotos no muy lejanos vuelvan a la superficie antes de agotar su energía.
La velocidad de propagación y trayectoria de las ondas varía con la profundidad. Cada cambio en la velocidad provoca un cambio en la dirección de la onda (refracción).
Una discontinuidad es la superficie que separa dos capas de características diferentes (composición y/o estado) y que por lo tanto su existencia se deduce por variaciones bruscas en la velocidad de las ondas.
Al estudiar la dirección de propagación, se comprueba que existen las zonas de sombra son lugares en los que no se reciben las ondas de un sismo, que están entre 103º y 143º.
Aportaciones del método sísmico
Al analizar los datos de la velocidad de las ondas P y S que atraviesan el interior de la Tierra se observaron dos cambios bruscos en la velocidad de las ondas se establecen dos discontinuidades, una más superficial, denominada discontinuidad de Mohorovicic, que supone un gran aumento en la velocidad de las ondas y, otra a los 2.900 km, denominada
discontinuidad de Gutenberg, no atravesada por las ondas S y que hace disminuir la velocidad de las ondas P.
Así, según estos cambios de velocidad, se establecen una serie de niveles: Corteza, Manto y Núcleo, separados los dos primeros por la discontinuidad de Mohorovicic, y los dos últimos por la de Gutenberg. Dentro del Manto se realizan más divisiones atendiendo al incremento en las velocidades de las ondas sísmicas (superior e inferior), y en el Núcleo se diferencian: Núcleo externo (fundido) e interno (sólido).
A partir de la lectura de los tiempos de trayecto de las ondas sísmicas que se propagan el interior del planeta se ha podido obtener imágenes del interior de la Tierra (algo similar a un TAC en medicina) mediante una tecnología llamada tomografía sísmica. Mediante esta tecnología se ha podido conocer la topografía de las diferentes unidades geodinámicas de la Tierra y obtener perfiles del manto y la superficie del núcleo terrestre.
ACTIVIDADES: 123
PRESENTACIONES
ANIMACIONES ONDAS SÍSMICAS
ANIMACIONES ONDAS SÍSMICAS
PRÁCTICAS ONDAS SÍSMICAS
9. COMPOSICIÓN QUÍMICADE LA TIERRA Y SU CORTEZA
Dado que toda materia consiste en elementos, ayuda a introducir el estudio de los minerales una ojeada a la lista de los elementos más abundantes en la Tierr sólida y su corteza. El cuadro 3.1 es una lista de los quince elementos más abundantes de toda la Tierra, ordenados según su porcentaje en la masa total de la Tierra.
El hierro es el primero (más de un tercio de la masa terrestre) porque el gran núcleo central de la Tierra está compuesto principalmente de hierro metálico, y el hierro es también un elemento importante del manto
El oxígeno, un 30 % de la masa terrestre total, se halla en todos los minerales importantes del manto y la corteza. El silicio, unido con oxígeno en los minerales comunes que forman las rocas magmáticas, es el tercero; el magnesio es el cuarto. Juntos, estos cuatro elementos constituyen cerca del 92 % de la masa terrestre total. De los elementos restantes, el níquel, la mayor parte del cual está aleado, con hierro en el núcleo, ocupa el quinto lugar.
Los porcentajes dados en el cuadro están calculados indirectamente a partir de determinados supuestos relativos a la composición del manto y el núcleo. Si bien las cifras son sólo conjeturas de experto, se consideran verosímiles, dentro de unos límites de error razonables.
Veamos ahora la lista de los ocho elementos más abundantes en la corteza terrestre, dada en el cuadro 3.2. Recordemos que la corteza es la capa rocosa más externa de la Tierra, de unos 17 km de grosor, y que constituye sólo 4/10 del 1 % del total de la masa terrestre.
Las rocas corticales están al alcance directo de los geólogos para su estudio, lo cual permite calcular un valor medio de su composición elemental a partir de un gran número de muestras, tanto de los continentes como de las cuencas oceánicas. Aproximadamente el 95 % de la corteza consiste en rocas magmáticas y en rocas metamórficas derivadas directamente de rocas magmáticas. Las rocas sedimentarias, junto con las rocas metamórficas derivadas directamente de rocas sedimentarias, constituyen el 5 % restante de la corteza. Así pues, puede considerarse que las cifras de la lista representan la composición elemental media de las rocas magmáticas. Están ordenadas según porcentaje en masa. El cuadro da también porcentaje en volumen y porcentaje de átomos presentes.
Del cuadro 3.2 cabe resaltar varios puntos de interés. Observar primero que los ocho elementos constituyen entre el 98 y el 99 % de la corteza, en masa, y que casi la mitad de esta masa es oxígeno. Si se mide de otras maneras, la importancia del oxígeno resulta aún mayor; en número de átomos, constituye más del 60 % del total y, por tratarse de un átomo de radio relativamente grande, representa casi el 94 % en volumen. Observar que el silicio es el segundo, con un 28 % en masa, o casi la mitad de valor del oxígeno. El aluminio y el hierro ocupan posiciones intermedias, mientras que los cuatro últimos elementos -calcio, sodio, potasio y magnesia- son casi iguales, del orden de 2 a 4 % en masa.
Es interesante constatar que los metales cobre, plomo, cinc, níquel y estaño, que desempeñan una función tan importante en nuestra tecnología moderna, están presentes sólo en proporciones muy pequeñas y son realmente escasos. Por fortuna, estos y otros elementos raros pero importantes se han concentrado localmente en menas, de las que pueden extraerse en cantidades utilizables.
Comparemos ambas listas de abundancia de elementos, la de la corteza con la de toda la Tierra (cuadro 3.1). El hierro es mucho menos abundante en la corteza que en toda la Tierra, porque la mayor parte de él se halla en el núcleo. El oxígeno y el silicio ocupan un lugar principal en ambos cuadros. El magnesio es menos abundante en la corteza que en toda la Tierra, mientras que el aluminio es mucho más abundante en la corteza; pasa del octavo al cuarto puesto. También el potasio es mucho más abundante en la corteza. Podemos presuponer que durante los primeros eones de la historia de la Tierra, cuando se formó la corteza, tuvo lugar un proceso de clasificación mediante el cual la roca cortical quedó enriquecida en potasio y aluminio, pero empobrecida en hierro y magnesio.
Un importante problema relativo a la historia de la Tierra es el de explicar de qué modo las diversas capas de nuestro planeta adquirieron combinaciones únicas de abundancias de elementos.
10. MODELOS DEL INTERIOR TERRESTRE
La estructura interna terrestre puede estudiarse según el modelo geoquímico que indica el número de capas, grosor de las mismas y su composición mineralógica. Cuando se estudia el dinamismo terrestre se utiliza el modelo dinámico que permite interpretar el desplazamiento de las placas litosféricas
10.1. MODELO GEOQUÍMICO O ESTÁTICO
Al analizar los datos de la velocidad de las ondas P y S que atraviesan el interior de la Tierra se obtuvo:
Según este sismograma, se establecen dos discontinuidades, una más superficial, denominada discontinuidad de Mohorovicic, que supone un gran aumento en la velocidad de las ondas y, otra a los 2.900 km, denominada discontinuidad de Gutenberg, no atravesada por las ondas S y que hace disminuir la velocidad de las ondas P.
Así, según estos cambios de velocidad, se establecen una serie de niveles: Corteza (A), Manto (B+C) y Núcleo (E+F), separados los dos primeros por la discontinuidad de Mohorovicic, y los dos últimos por la de Gutenberg. Dentro del Manto se realizan más divisiones atendiendo al incremento en las velocidades de las ondas sísmicas (superior e inferior), y en el Núcleo se diferencian: Núcleo externo (fundido) e interno (sólido)
A la discontinuidad de Repetti se le denomina discontinuidad de los 700 Km, que separa el manto inferior del superior.(Repetti la situó a 1.000 Km)En realidad, zona de transición entre 400 y 700 kms.
La de Mohorovicic presenta una profundidad variable.
Planeta está estructurado en capas concéntricas. Se clasifican de acuerdo con dos criterios:
- La mayor parte del material de la Tierra reside en ambos, el NUCLEO y el MANTO,
- La CORTEZA es más gruesa debajo de los continentes que debajo de los océanos,
- Las capas pueden mostrar más de un estado (sólido- líquido),
10.1.1. Corteza:
Es la capa más externa y delgada. Llega hasta la discontinuidad Mohorovicic.
Está formada por silicatos ligeros, carbonatos y óxidos.
Es más gruesa en la zona de los continentes y más delgada en los océanos. Es una zona geológicamente muy activa ya que está comprometida en la tectónica de placas, pero también se dan los procesos externos (erosión, transporte y sedimentación) debidos a la energía solar y la fuerza de gravedad.
Se diferencian una corteza continental y una corteza oceánica.
10.1.1.1. Corteza oceánica
- Es más densa y más delgada que la corteza continental, y muestra edades que, en ningún caso, superan los 180 millones de años. Se encuentra en su mayor parte bajo los océanos y manifiesta un origen volcánico. Se forma continuamente en las dorsales oceánicas y, más tarde, es recubierta por sedimentos marinos. Presenta una estructura en capas.
10.1.1.2. Corteza continental
Menos densa y más gruesa que la Corteza Oceánica, se encuentra en las tierras emergidas y plataformas continentales.
Muestra edades mucho más antiguas que la Oceánica, con rocas de hasta 4000 millones de años.
Las rocas más antiguas tienden a presentarse en el interior de los continentes y ser rodeadas por otras más modernas.
La Corteza Continental, a diferencia de la Oceánica, no ofrece ninguna estructura, aunque en su base aparece un nivel más plástico que, unido a su menor densidad, evita su posible subducción.
Su origen está en sucesivos procesos de colisión continental.
Muestra edades mucho más antiguas que la Oceánica, con rocas de hasta 4000 millones de años.
Las rocas más antiguas tienden a presentarse en el interior de los continentes y ser rodeadas por otras más modernas.
La Corteza Continental, a diferencia de la Oceánica, no ofrece ninguna estructura, aunque en su base aparece un nivel más plástico que, unido a su menor densidad, evita su posible subducción.
Su origen está en sucesivos procesos de colisión continental.
¿Todo lo cubierto por las aguas es corteza oceánica? No, los cambios se producen en la Plataforma continental que es la prolongación de los continentes emergidos, cubierta por el mar. Comienza en el límite inferior de las mareas y acaba en el Talud continental.se caracteriza por la débil pendiente y escasa profundidad. Está atravesada por profundos valles, que se denominan cañones
EL TALUD CONTINENTAL. Con fuerte pendiente y profundidades que van desde los 2000-5000.También se encuentra excavado por cañones submarinos. Los sedimentos depositados sobre la plataforma son muy inestables y están tan íntimamente mezclados con el agua que no llegan a consolidarse. Es muy fácil que fluyan erosionando el lecho que atraviesan y excavando los cañones submarinos: se forman así las llamadas corrientes de turbidez.
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Las regiones continentales son mucho más antiguas que los océanos. Hay que tener en cuenta que no todo lo emergido lo ha estado siempre. De tal forma que las actualmente emergidas se llaman:
- Cratones: zonas muy estables de la corteza terrestre, plegadas largo tiempo atrás y por tanto, muy erosionadas. Las más antiguas reciben el nombre de Escudo.
- Orógeno: cordilleras de origen reciente que se localizan en el borde de continentes, como los Andes, o en el interior como Pirineo
10.1.1.3. Las cuencas oceánicas
Están formadas por corteza oceánica. Forman el verdadero suelo del océano. Es una zona muy joven (menor a 200 millones de años). Está formado por:
Presenta muy poca inclinación, se extiende formando amplias llanuras sin pendiente y a profundidades que varían entre 2.000 y 5.000 metros. Reciben el nombre de llanuras abisales, sobre las que se elevan formaciones volcánicas..
Presenta muy poca inclinación, se extiende formando amplias llanuras sin pendiente y a profundidades que varían entre 2.000 y 5.000 metros. Reciben el nombre de llanuras abisales, sobre las que se elevan formaciones volcánicas como los guyots e islas volcánicas. Son en origen volcanes submarinos, que en el caso de las islas, emergen del mar.
- Dorsales oceánicas. Son el rasgo más característico de los fondos. Presentan intensa actividad volcánica y terremotos muy numerosos. Elevaciones submarinas, con alturas entre 2000 y 4000m y anchura hasta 4000. Se extienden a lo largo de 60.000 km, formados por dos alineaciones elevadas simétricas respecto a una fosa central, el rift-valley.
- Fosas oceánicas. Son estrechas y profundas depresiones de decenas de kilómetros de longitud. Se encuentran cerca de las costas y paralelas, en muchas ocasiones, a ellas. Cuando están bordeadas por islas volcánicas, se denominan arcos-isla, ya que dibujan una curva convexa hacia el océano.
10.1.2. Manto
De mayor densidad que la corteza, varía de densidad y rigidez con la profundidad.
10.1.2.1. Manto superior:
Su parte superior, junto a la corteza, forma parte de la Litosfera. La aparición de rocas ultrabásicas entre las que destacan las peridotitas, permitió suponer que estas rocas son las que se encuentran bajo la corteza, formando, al menos, parte del Manto superior.
Su composición es rica en silicatos magnésicos, los minerales típicos de este tipo de roca son el olivino, los piroxenos.
10.1.2.2. Manto inferior
Más rígido, de composición similar al Manto superior, presenta una mayor densidad debido a un mayor empaquetamiento en los minerales.
Cada átomo de silicio está rodeado de seis átomos de oxigeno (coordinación octaédrica) en vez de cuatro (coordinación tetraédrica), por efecto de las mayores presiones existentes.
Además, puede existir una mayor proporción de hierro frente a magnesio en los minerales.
En el límite del Manto con el Núcleo se establece un nivel de transición (nivel D). Este nivel es el origen de las plumas del Manto y el final de los restos de Litosfera que subducen.
Cada átomo de silicio está rodeado de seis átomos de oxigeno (coordinación octaédrica) en vez de cuatro (coordinación tetraédrica), por efecto de las mayores presiones existentes.
Además, puede existir una mayor proporción de hierro frente a magnesio en los minerales.
En el límite del Manto con el Núcleo se establece un nivel de transición (nivel D). Este nivel es el origen de las plumas del Manto y el final de los restos de Litosfera que subducen.
10.1.3. Núcleo
La densidad es muy alta, de tal manera que su composición debe ser parecida a los sideritos (meteoritos de hierro). Está constituido en su mayor parte por una aleación de hierro y níquel. El comportamiento de las ondas S nos muestra dos partes muy diferenciadas, separadas hacia los 5.100 kilómetros:
10.1.3.1. Núcleo externo:
Es el origen del campo magnético terrestre. Su convección genera una corriente de electrones que crea por inducción ese campo magnético
Los cambios de polaridad en el campo magnético terrestre podrían estar causados por cambios drásticos en la distribución de las corrientes de convección del Núcleo.
Los cambios de polaridad en el campo magnético terrestre podrían estar causados por cambios drásticos en la distribución de las corrientes de convección del Núcleo.
10.1.3.2. Núcleo interno:
Sólido, por su mayor densidad se piensa que su contenido en azufre es mucho menor que el del externo. Esto y las mayores presiones existentes en el interior, posibilita su estado sólido con temperaturas superiores a 6000 º COrigen del campo magnético terrestre. Su convección genera una corriente de electrones que crea por inducción ese campo magnético
Los cambios de polaridad en el campo magnético terrestre podrían estar causados por cambios drásticos en la distribución de las corrientes de convección del Núcleo.
ANIMACIONES ESTRUCTURA INTERNA
ACTIVIDADES SOBRE EL INTERIOR TERRESTRE
- Colorear mapa de las placas. Texto
- Modelo interior terrestre. Texto
ACTIVIDADES INTERACTIVAS
9.2. MODELO DINÁMICO
Tiene en cuenta que la presión y la temperatura afectan mucho al comportamiento mecánico, a la densidad y al estado fisicoquímico de los materiales del interior de la Tierra. Por eso establece unas capas que no coinciden con las capas composicionales y que explican más detalladamente otras discontinuidades que aparecen en los estudios sísmicos. Son la litosfera, manto sublitosférico, la mesosfera o manto inferior y la endosfera, formada por el núcleo externo y el interno.
- Litosfera: capa más externa y rígida. Se corresponde con corteza y algo del manto superior (manto litosférico), variando su grosor según la localización. Se distinguen la Litosfera oceánica, entre 50 y 100 km de espesor, y la Continental, que alcanza entre 100 y 200km.
- Manto sublitosférico: capa situada inmediatamente por debajo, alcanza hasta 670 km. En ella, las velocidades presentan fluctuaciones. Formado por peridotita y es sólido. Lo más característico son las corrientes de convección,(debido a que responde de forma plástica y deformable en tiempos largos) del orden de 1 a 12 cm por año. Antes se denominaba como astenosfera pero hoy, parece ser que la astenosfera no existe, puesto que la zona de baja velocidad no es universal y las zonas que revelan mayor plasticidad podrían ser antiguas plumas. También se da por supuesto que las corrientes de convección afectan a capas más profundas, hasta el manto inferior.
- Manto inferior o mesosfera : incluye el situado por debajo, hasta los 2900km, donde se encuentra la discontinuidad de Gutenberg. Sometido a corrientes de convección, debidas a diferencias de Tª y de densidad. En su base, se encuentra la famosa capa D’’, capa discontinua e irregular, cuyo espesor varía entre 0 y 300 km, con materiales más densos. En algunas zonas de esta región, las ondas P disminuyen bruscamente su velocidad. Una posible interpretación considera que las rocas de esta capa se encuentran parcialmente fundidas en algunos lugares, coincidiendo con puntos de intenso flujo de calor procedente del núcleo. Estas masas de roca supercaliente y parcialmente fundida podrían ser capaces de ascender a través del manto hasta la litosfera, generando corrientes de material que se consideran el motor de la dinámica del interior terrestre.
- Núcleo externo: hasta 5150km de profundidad, constituyendo alrededor de la sexta parte del volumen de la Tierra y casi una tercera parte de su masa. Se calcula que su Temperatura puede estar en torno a 6000 °C. En estado líquido, en parte, y posee corrientes de convección, es el lugar donde se genera el campo magnético. Es una esfera metálica cuyo principal componente es el hierro, aunque posiblemente contiene también un 8 o un 10% de otros elementos (tal vez níquel, azufre, oxígeno o silicio). El núcleo externo.
- Núcleo interno: según va perdiendo calor el núcleo, el hierro va cristalizando y emigrando hacia el núcleo más profundo en forma sólida. Así, éste va aumentando algunos mm por año. Comienza a unos 5100 km de profundidad y es muy denso.
11. MOVIMIENTOS DE CONVECCIÓN
El modelo actual considera que todo el manto es sólido pero muy plástico. Esto permite un lento flujo de materiales a través de sus rocas, en dos direcciones:
• En zonas llamadas de subducción, grandes fragmentos de litosfera oceánica fría se introducen en el manto superior, a 670 km y se precipitan lentamente hasta la base del manto, donde se acumulan y se esparcen hasta zonas más calientes.
• En las zonas del límite núcleo-manto, donde el calor procedente del núcleo es más intenso, grandes masas de esas rocas se funden parcialmente y adquieren una cierta flotabilidad. Así, se produce un flujo ascendente de materiales muy calientes.
Este flujo es el resultado del tránsito del calor interno del planeta hacia el exterior y, como se verá en la siguiente unidad, el motor de la dinámica terrestre.
ANIMACIONES
12. DINÁMICA TERRESTRE
La Tierra es un planeta dinámico y la litosfera, que es la zona de la geosfera más importante para nosotros, experimenta continuas transformaciones debidas a diferentes procesos, que podemos clasificar en dos tipos:
- Procesos externos: funcionan gracias a la energía solar y la fuerza de la gravedad, causantes de los siguientes fenómenos: meteorización, erosión, transporte, sedimentación y diagénesis. Su efecto global, además de la formación de las rocas sedimentarias, es el arrasamiento de los relieves, por lo que se consideran procesos destructivos.
- Procesos internos: funcionan gracias a la energía interna, causante del movimiento de las placas litosféricas y todos los fenómenos asociados como metamorfismo, magmatismo y orogénesis. Su efecto global, además de la formación de las rocas endógenas, es la creación de nuevos relieves, por lo que se consideran procesos constructivos.
En consecuencia, podemos concluir que la litosfera es un sistema abierto con dos entradas de energía (sola y geotérmica). Ambas colaboran en el mantenimiento de un equilibrio dinámico, de formación y destrucción del relieve, mediante los procesos geológicos internos y externos, que constituye el ciclo geológico. Dichos procesos suelen transcurrir de forma lenta y gradual pero, a veces, ocurre una brusca liberación de gran cantidad de energía, dando lugar a los llamados procesos paroxísmicos, que son los causantes de las catástrofes naturales y, por ende, fuente de los riesgos geológicos.
13. ESQUEMAS TECTÓNICAS DE PLACAS
14. PRESENTACIONES
15. ANIMACIONES CON CONTENIDOS
16. ANTECEDENTES DE LA TECTÓNICA DE PLACAS
La Teoría de la Tectónica de Placas, también llamada de las Placas Litosféricas o Tectónicas y actualmente conocida como Tectónica Global, surge a finales de la década de los 60 (T. Wilson), como consecuencia de una serie de datos geofísicos y de teorías anteriores iniciadas en 1912 con la Deriva Continental (A. Wegener) y culminadas a principios de los 60 con la Expansión de los Fondos Oceánicos (H.H.Hess).
16.1. Teoría de la deriva continental: Wegener
La Teoría de la deriva continental propone que hace doscientos millones de años, todos los continentes se encontraban unidos formando el supercontinente llamado Pangea (toda la tierra). Posteriormente se separó en dos: Laurasia (Norte América, Europa, Asia) al norte y Gondwana (Antártida) y los continentes Australia, sudamerica, Africa, al sur. Con el transcurso del tiempo se fueron fragmentando en los actuales continentes.
Los argumentos de Wegener eran de cinco tipos principales: geodésicos, geofísicos, geológicos, paleontológicos y paleoclimáticos.
16.2. Pruebas aportadas por Wegener
16.2.1. Pruebas geográficas:
16.2.1. Pruebas geográficas:
Se basan en la correspondencia y acoplamiento topográfico entre las costas de ambos lados del Atlántico.
El mayor problema surge sobre el nivel de ajuste: en la línea del nivel del mar o donde termina la corteza continental. Actualmente se ha acordado realizar el encaje con los perfiles correspondientes al nivel de profundidad media del talud continental, 2.000m. Warren Carey, 1958 consiguió el acoplamiento perfecto y Bullard en 1959, lo realizó con computador.
16.2.2. Pruebas geológicas
Correspondencia que existe entre las formaciones geológicas de la misma edad a ambos lados del Atlántico.
Correspondencia que existe entre las formaciones geológicas de la misma edad a ambos lados del Atlántico.
- Presencia estratos de tillitas de finales del Paleozoico y principios del Mesozoico, en América del Sur y en África.
- Cinturón de plegamientos de Sudáfrica que se empareja con los de Argentina
16.2.3. Pruebas paleontológicas y biológicas
Los paleontólogos habían descubierto claras afinidades entre las faunas de Europa y la de Norteamérica, las de América del Sur y Africa, y las de Australia, India y Sudáfrica
Esto sólo podía explicarse por la presencia de puentes transoceánicos, a través de los cuáles se habrían desplazado. Darwin ya había establecido que en presencia de barreras geográficas, los seres vivos evolucionan de forma independiente para construir especies nuevas. La conclusión es que los continentes ahora separados se han desplazado lateralmente a partir de un antiguo supercontinente unido.
Wegener citaba como ejemplos:
Los paleontólogos habían descubierto claras afinidades entre las faunas de Europa y la de Norteamérica, las de América del Sur y Africa, y las de Australia, India y Sudáfrica
Esto sólo podía explicarse por la presencia de puentes transoceánicos, a través de los cuáles se habrían desplazado. Darwin ya había establecido que en presencia de barreras geográficas, los seres vivos evolucionan de forma independiente para construir especies nuevas. La conclusión es que los continentes ahora separados se han desplazado lateralmente a partir de un antiguo supercontinente unido.
Wegener citaba como ejemplos:
- El pequeño reptil Mesosaurus, conocido solamente a partir del Pérmico en Sudáfrica y Brasil,
- La planta Glossopteris, un helecho de pequeño tamaño, indicador de clima frío, muy difundida a fines del Paleozoico, pero confinada a los continentes del sur.
- Los marsupiales australianos evidentemente habían evolucionado en forma aislada por lo menos desde comienzos del Terciario, pero su existencia en América del Sur (y su ausencia en el Viejo Mundo) sugería nexos entre Australia y Sudamérica.
16.2.4. Argumentos paleoclimáticos
Actualmente podemos distinguir varias zonas climáticas de latitud aproximadamente paralela, de la misma forma que basándonos en los fósiles podemos decir que han existido climas tropicales en regiones templadas y frías, como Norteamérica y Europa, o climas fríos en Brasil, Sudamérica e Indica. Si los continentes estuviesen como en la actualidad, deberíamos pensar que el hemisferio N estaba con clima tropical y el Sur con clima polar. Si los continentes estuviesen unidos, Gondwana estaría por debajo del casquete polar y Laurasia en la zona ecuatorial, que permitiría explicar tillitas en Gondwana y carbón en Laurasia.
En esa época, Norteamérica, Europa y China estaban cubiertas por selvas tropicales que han dado origen a yacimientos de carbón.
Actualmente podemos distinguir varias zonas climáticas de latitud aproximadamente paralela, de la misma forma que basándonos en los fósiles podemos decir que han existido climas tropicales en regiones templadas y frías, como Norteamérica y Europa, o climas fríos en Brasil, Sudamérica e Indica. Si los continentes estuviesen como en la actualidad, deberíamos pensar que el hemisferio N estaba con clima tropical y el Sur con clima polar. Si los continentes estuviesen unidos, Gondwana estaría por debajo del casquete polar y Laurasia en la zona ecuatorial, que permitiría explicar tillitas en Gondwana y carbón en Laurasia.
En esa época, Norteamérica, Europa y China estaban cubiertas por selvas tropicales que han dado origen a yacimientos de carbón.
El clima de una época y región, se puede determinar a través de las rocas existentes.
- Una de las evidencias geológicas más importante en lo que respecta a los climas es la de las tillitas, o conglomerados glaciales, que demuestran la existencia de antiguas capas de hielo.
- Los carbones implican climas húmedos, puesto que sólo pueden formarse en zonas pantanosas. Capas excepcionalmente gruesas de carbón señalan climas tropicales, de exuberante vegetación.
- Los depósitos de yeso y de sal gema, donde es evidente el exceso de la evaporación sobre la precipitación, indican aridez. Los depósitos gruesos de cal viva indican probablemente condiciones tropicales o subtropicales.
- Los organismos fósiles son también útiles indicadores paleoclimáticos. Así, la ausencia de los anillos anuales en los troncos suele significar condiciones tropicales, por carencia de contraste estacional, y los reptiles de gran tamaño implican invariablemente un clima cálido. Los arrecifes de coral, con su crecimiento óptimo a temperaturas constantes sería también un fiel indicador.
Resulta increíble el acierto de datos y la contundencia de sus argumentos en defensa del movimiento. Sin embargo, prácticamente se quedó sólo en su defensa, en 1912
Los desaciertos de la teoría de Wegener eran básicamente dos:
- Las causas de los movimientos no son la fuga polar y el frenado mareal, no conocía las corrientes de convección.
- Los continentes no se desplazaban sobre los fondos oceánicos, los océanos también se mueven.
Posteriormente, el avance de la tecnología permitió:
- Bullard casar los continentes con ayuda del ordenador pero no llegó a conocer cómo podían moverse lateralmente los continentes.
ANIMACIONES
PRÁCTICAS
16.3. Las corrientes de convección del Manto
A finales de la década de los 40, se sugiere la posibilidad de que exista en el Manto la plasticidad suficiente como para propagar el calor interno de la Tierra mediante corrientes de convección.
La base de esta hipótesis es la distribución del gradiente geotérmico, máximo en las grandes dorsales oceánicas y mínimo en las fosas marinas, siendo esta la distribución característica del calor en un sistema convectivo.
Actualmente se cree que las corrientes afectan a la totalidad del Manto y que la Litosfera (especialmente la que posee corteza oceánica) forma parte de las células convectivas, llegando la subducción hasta el nivel D" del Manto (en contacto con el Núcleo).
5.2.1. ANIMACIONES
ACTIVIDADES: 59
16.4. Relieve submarino:
La exploración de los fondos oceánicos en la década de 1950 de los fondos oceánicos mediante el sonar permitió descubrir el enorme relieve que presentan los fondos oceánicos
Podemos distinguir entre:
- Dorsales oceánicas: Los océanos Atlántico, Indico y Pacífico están recorridos por una gigantesca cordillera de más de 70.000 kms, de varios kms de altura y centenares de grosor que presenta un surco central limitado a ambos lados por fallas normales, que se denomina rift de la dorsal. Este tipo de valle formado por fallas normales escalonadas, se forman por fuerzas distensivas que indican que se está produciendo un proceso de separación y apertura del océano.
- Zonas de subducción: son profundos depresiones del fondo marino que pueden alcanzar los 11.000 m de profundidad en los bordes de los continentes activos o en los archipiélagos volcánicos en mitad de los océanos
16.5. Zonas de la Tierra con riesgo volcánico
Los volcanes se localizan en los límites y en el interior de las placas tectónicas.
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16.6. Zonas de la Tierra con riesgo sísmico
Los terremotos son una consecuencia de la dinámica de las placas tectónicas. La mayoría de los seísmos están causados por las vibraciones que originan las rocas del interior de la Tierra cuando se rompen, debido a las elevadas presiones a las que están sometidas.
Los terremotos también se originan en otros procesos naturales, como las erupciones volcánicas o los impactos de meteoritos; incluso pueden tener origen artificial (explosiones de bombas o de barrenos).
Los movimientos sísmicos se miden mediante dos parámetros: la intensidad y la magnitud.
Los terremotos también se originan en otros procesos naturales, como las erupciones volcánicas o los impactos de meteoritos; incluso pueden tener origen artificial (explosiones de bombas o de barrenos).
Los movimientos sísmicos se miden mediante dos parámetros: la intensidad y la magnitud.
- La intensidad. Es una medida basada en las sensaciones percibidas por las personas durante la sacudida y en los efectos que produce el terremoto en el terreno y en las construcciones. La escala M.S.K. (o de Mercalli) de intensidad consta de doce grados: los grados I y II corresponden a terremotos muy pequeños, mientras que los grados XI y XII se reservan para los seísmos devastadores.
- La magnitud. Mide la cantidad de energía que libera un terremoto. Se determina con la escala de Richter, que no tiene límite superior. Los seísmos más grandes han tenido magnitudes cercanas a 9. La diferencia entre ungrado y el siguiente, de 5 a 6 por ejemplo; es que el de 6 libera 10 veces más energía que el de 5. (Se multiplica por 10)
El hipocentro o foco sísmico es el lugar del interior de la Tierra donde se origina el terremoto. El epicentro es el primer punto de la superficie terrestre en el que se percibe el seísmo. La palabra hipocentro proviene del vocablo griego hypó que significa 'debajo'. El término epicentro procede de la palabra griega epí' que significa 'encima'. |  Partes de un Seísmo. |
17. ISOSTASIA
A finales del siglo XIX, tras los estudios de la gravedad terrestre se enuncia el principio de isostasia, que es la condición de equilibro que presenta la superficie terrestre debido a la diferencia de densidad de sus diferentes partes. La corteza es menos densa que el manto y esta “flota” en él, que se comporta como un fluido (Mesosfera), es decir la corteza flota sobre el manto como un iceberg en el océano.
El material que flota se hunde en un porcentaje variable, pero siempre tiene parte de él emergido. Así, la condición de flotabilidad no depende del tamaño y cuando la parte emergida pierde volumen y peso la parte sumergida asciende para compensarlo, y restablecer el equilibrio, o viceversa. Es decir, mediante una serie de movimientos verticales (epirogénicos), se restablece el equilibrio isostático constantemente en la Tierra.
El material que flota se hunde en un porcentaje variable, pero siempre tiene parte de él emergido. Así, la condición de flotabilidad no depende del tamaño y cuando la parte emergida pierde volumen y peso la parte sumergida asciende para compensarlo, y restablecer el equilibrio, o viceversa. Es decir, mediante una serie de movimientos verticales (epirogénicos), se restablece el equilibrio isostático constantemente en la Tierra.
El equilibrio isostático puede romperse por un movimiento tectónico, los procesos de erosión o el deshielo de un inlandsis (superficies continentales cubiertas por masas de hielo, como Groenlandia).
ANIMACIONES
PRÁTICAS
18. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
Diez años después (finales de los '50 - principios de los '60), Harry Hammond Hess sugiere que los fondos de los océanos se expanden continuamente mediante material del interior que sale por las dorsales oceánicas, lo que no sólo agrandaría las cuencas oceánicas, sino que empujaría a los continentes a separarse entre sí.
Esta afirmación se basa en la distribución de edades de la corteza oceánica:
* Actual en el entorno de las dorsales
* Aumenta de manera progresiva y simétrica, a ambos lados de la dorsal, según nos alejamos de ella
* La edad máxima, por donde volverían los materiales al interior, se encuentra a los lados de las grandes fosas marinas
Del mismo modo, los sedimentos marinos aumentan de espesor según nos alejamos de la dorsal. Si aceptamos que a más tiempo expuesto a la sedimentación le corresponde mayor cantidad de sedimentos, esto corrobora la distribución de edades.
Sabemos, también, que los polos magnéticos se invierten espontáneamente.
Observando las inversiones registradas en rocas marinas, encontramos las pruebas de dichas inversiones situadas simétricamente a ambos lados de las dorsales.
El paleomagnetismo;es el estudio del magnetismo remanente de las rocas antiguas de la corteza, sobre todo el de los fondos oceánicos. Esto es debido a que muy pocos minerales son magnéticos: magnetita, hematites, ilmenita, pirrotina, etc. y las rocas en las que se encuentran pueden también transformarse en magnéticas. Cuando alguno de estos minerales se calienta por encima de una temperatura claramente definida, pero que depende del mineral (más de 700ºC para el hierro puro, 360ºC para el níquel, etc.), llamada punto de Curie, el alineamiento común de sus imanes atómicos se destruye y el mineral se vuelve paramagnético.
Las lavas se forman a temperaturas superiores al punto de Curie de sus minerales magnéticos. Como se enfrían pasando por el punto de Curie existe una tendencia a que los minerales se imanten en la dirección del campo presente en aquel momento: magnetismo termorremanente, que indica la dirección y polaridad del campo magnético en el pasado.
De 1963 a 1968 se encontraron datos que apuntaban a que existía una distribución más o menos simétrica de bandas paleomagnéticas a ambos lados del eje de las dorsal atlántica. Estas anomalías fueron explicadas por los geofísicos ingleses F. VINE y D. MATHEWS mediante la creación de corteza oceánica hacia ambos lados del eje de las dorsales, combinada con el fenómeno de las inversiones periódicas del campo magnético terrestre.
Así, las rocas generadas durante un periodo de polaridad normal (N) se magnetizaban en la misma dirección del campo magnético actual (anomalía positiva), mientras que las rocas originadas en un periodo de polaridad invertida (I) eran magnetizadas en dirección opuesta al actual: anomalía negativa.
Mediante los datos paleomagnéticos se ha calculado que la velocidad media de apertura del océano Atlántico es de 1’5-2 cm/año , mientras que en el océano Pacífico es de 4’5-5 cm/año . Estas velocidades varían a lo largo del tiempo y no son uniformes en toda la dorsal, ni en ambos lados de la misma.
Observando las inversiones registradas en rocas marinas, encontramos las pruebas de dichas inversiones situadas simétricamente a ambos lados de las dorsales.
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: convierte energía mecánica en energia eléctrica.
Según esta teoría el hierro fundido en el núcleo externo circula debido a:
Según la teoría más aceptada, la Tierra funciona como una dinamo autoinducida: convierte energía mecánica en energia eléctrica.
Según esta teoría el hierro fundido en el núcleo externo circula debido a:
- La rotación terrestre.
- Las corrientes de convención generadas por el calor interno.
Este movimiento genera corriente eléctrica que produce campo magnético.
Las lavas se forman a temperaturas superiores al punto de Curie de sus minerales magnéticos. Como se enfrían pasando por el punto de Curie existe una tendencia a que los minerales se imanten en la dirección del campo presente en aquel momento: magnetismo termorremanente, que indica la dirección y polaridad del campo magnético en el pasado.
De 1963 a 1968 se encontraron datos que apuntaban a que existía una distribución más o menos simétrica de bandas paleomagnéticas a ambos lados del eje de las dorsal atlántica. Estas anomalías fueron explicadas por los geofísicos ingleses F. VINE y D. MATHEWS mediante la creación de corteza oceánica hacia ambos lados del eje de las dorsales, combinada con el fenómeno de las inversiones periódicas del campo magnético terrestre.
Así, las rocas generadas durante un periodo de polaridad normal (N) se magnetizaban en la misma dirección del campo magnético actual (anomalía positiva), mientras que las rocas originadas en un periodo de polaridad invertida (I) eran magnetizadas en dirección opuesta al actual: anomalía negativa.Mediante los datos paleomagnéticos se ha calculado que la velocidad media de apertura del océano Atlántico es de 1’5-2 cm/año , mientras que en el océano Pacífico es de 4’5-5 cm/año . Estas velocidades varían a lo largo del tiempo y no son uniformes en toda la dorsal, ni en ambos lados de la misma.
ANIMACIONES
19. POSTULADOS DE LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS
La teoría de la Tectónica de Placas es una teoría geológica que explica gran parte de las características de la corteza terrestre.
Se desarrolló por varios investigadores a mitad del siglo XX, por tanto es la última de las grandes teorías científicas unificadoras (Evolución, Relatividad, Cuántica ..)
A continuación se hace un resumen de sus principales postulados
- El exterior rocoso de la tierra es mayoritariamente sólido y rígido: la Litosfera
- Existe litosfera continental y litosfera oceánica.
- La litosfera comprende toda la corteza y la primera parte del manto. Hasta unos 100-150 Km de profundidad.
- La parte inferior del manto es fluida y más densa que la litosfera: la Astenosfe
- La tierra es más caliente en el interior que en la superficie. Debido al Calor remanente de formación y procesos radioactivos
- La diferencia de temperatura produce corrientes de convección en la astenosfera y puede que en todo el manto.
- Los principal efectos del movimiento convectivos son:
- Movimiento de la litosfera suprayacente : tectónica de placas
- Calentamiento local en plumas ascendentes : puntos calientes
- Las corrientes convectivas mueven la litosfera en placas rígidas llamadas Placas Litosféricas
- Las placas pueden estar formadas por litosfera continental, litosfera oceánica o ambos tipos.
- Miden unos 100 Km de espesor y varios miles de longitu
- Se desplazan a un ritmo del orden de cm/año
- Las placas litosféricas se mueven unas respecto a otras según tres tipos de límites o borde
- Bordes activos y constructivos
- Se forma litosfera oceánica: Dorsales oceánicas
- Bordes activos y destructivos
- Se elimina litosfera oceánica: Zonas de subducción
- Bordes pasivos, conservativos
- Movimientos laterales: Fallas de transformación
- La litosfera continental no se destruye
- Las placas no son constantes en el tiempo pueden
- Crecer o disminuir de tamaño
- Cambiar el ritmo o dirección del movimiento
- Fusionarse placas preexistentes
- Dividirse una placa única en dos o más.
19.1. Características y placas terrestres actuales
Las placas litosféricas tienen un espesor de unos 150 Km pero su extensión es muy variable.
Hay placas de gran tamaño y otras menores. Sus movimientos relativos son del orden de cm/año . Desde 1 a 40. Movimientos rápidos a escala geológica | ||||||||||||||||||||||
Placas litosféricas actuales
Las grandes placas suelen estar formadas por parte de litosfera continental y parte oceánica excepto la pacífica que es casi exclusivamente oceánica. Las placas menores pueden ser exclusivamente de corteza continental (Iraniana), oceánica (Nazca, Cocos) o mixta (Euroasiática, indoaustraliana, Africana, ...)
ANIMACIONES
           
20. TIPOS DE LÍMITES ENTRE PLACAS
Los límites o contactos entre placas son llamados bordes
Los bordes pueden ser :
20.1. Bordes constructivos
En los bordes constructivos se crea litosfera oceánica con una corteza formada de basalto y gabro y un manto formado por peridotitas.
Dorsal Oceánica
Edad de las rocas aumenta al alejarnos de la dorsal.
ANIMACIONES
  ACTIVIDADES: 11 35
20.2. Bordes destructivos
26. VÍDEOS | ||||||||||||||||||||||
El problema del origen del relieve
Las ondas sísmicas y su propagación
Las corrientes de convección
¿Se mueven los continentes?
Los bordes divergentes
Los bordes convergentes
El ciclo de Wilson
La actividad geológica en los puntos calientes
La convección
La dinámica de la geosfera
Los riesgos geológicos
Dinámica interna
Dinámica de la geosfera
La geosfera
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emparejamiento.
La deriva continental
Científicos y teorías
Modelos de corrientes de convección
Tectónica de placas
repaso con JCLIC.
-La orogénesis es el conjunto de movimientos acaecidos en una época determinada y que han dado origen a los sistemas montañosos.-Las cordilleras de plegamiento u orógeno son relieves continentales constituidos por rocas ígneas (rocas de origen volcánico procedentes de la masa en fusión),metamórficas y sedimentarias que se encuentran plegadas y fracturadas.Algunas de ellas son los Pirineos,el Himalaya o los Andes.
Proceso de formación de una cordillera
La litosfera oceánica que es delgada y densa se introduce bajo la litosfera continental que es más gruesa y de menor densidad.Así comienza un proceso largo y complejo por el que se forma una cordillera.1- Formación del prisma de acreción.
Muchos de los sedimentos que transforma la litosfera oceánica no subducen,de modo que ocurre un proceso similar al de una máquina quitanieves y los sedimentos son apilados,plegados y fracturados,originando un prisma de acreción.
2- Magnetismo y metamorfismo.
Debido a la presencia de agua en la litosfera subducida,además del calor por fricción entre las placas,comienza una fusión parcial de las rocas.El magma asciende y pueden originar volcanes en la superficie,otras veces el magma puede quedar en el interior contribuyendo al grosor de la corteza continental.Debido a las altas temperaturas y a las altas presiones algunas rocas sufren un metamorfismo.
3- Elevación del orógeno
El relieve montañoso que resulta al final en toda la cordillera es el resultado de dos procesos:
24.1. TIPOS DE CORDILLERAS
24.1.1.Cordilleras de subducción o pericontinentales : tipo la de los Andes
En zonas de subdución de litosfera oceánica bajo litosfera continental. Hay una zona de compresión, sobre todo de sedimentos marinos, donde la placa se hunde y se va calentando por el descenso y la fricción lo que provoca la fusión de los materiales que se introducen en esa zona. Los magmas se quedan en el interior o salen a la superficie en forma de volcanes.
Cuando frena un poco la zona de subdución,se produce una distensión lo que provoca la elevación de la cordillera.Son zonas de engrosamiento cortical y los magmas son ácidos o intermedios.
Los sedimentos acumulados en el borde continental son replegados y emergidos.
La actividad volcánica es de tipo andesítica. También se observa una intensa actividad sísmica hasta los 700 kms.
24.1.2. Cordilleras intercontinentales o de colisión: tipo la del Himalaya
Se producen por una colisión continental, son grandes cicatrices entre las placas.
El proceso de colisión continental o de obducción es un proceso de la tectónica de placas por el cual dos placas tectónicas continentales entran en contacto debido a las fuerzas tectónicas que las empujan. Algunos ejemplos de colisiones continentales son la Orogenia Alpina, que formó los Pirineos, los Alpes, los Cárpatos resultado de colisiones entre África y Europa; y otros como el Zagros o el Himalaya de las colisiones entre Asia y la India.
A continuación podemos distinguir los diferentes pasos del proceso de colisión continental:
1- Subducción oceánica:
Es un proceso de hundimiento de una placa litosférica bajo otra en un límite convergente.
La litosfera oceánica subduce,los sedimentos transportados se acumulan,pliegan y facturan,etc.
2-Cierre de la cuenca oceánica:
Llega un momento en que se consume todo el tramo de litosfera oceánica, y el continente alcanza la zona de subducción. Los materiales continentales son menos densos, por lo que resulta más difícil que se introduzca en el manto. Además la litosfera continental tiene mayor grosor y dificulta aún más esa subducción.
3-Colisión continental:
Los dos continentes acaban colisionando, los materiales situados entre ellos son comprimidos y se plegarán,fracturaran y se elevaran. Si el proceso continúa, se produce la incrustación de un continente en otro, que puede duplicra la corteza continental de esa zona.
Cicatrices de colisiones
Las cordilleras del interior de los continentes al erosionarse sus raíces quedan en superficie, mostrando la zona de sutura que representa la huella de que han sido originados por colisión continental. Las cicatrices de colisiones marcan el camino por donde los continentes vuelven a romperse.En este tipo de orógeno no se observa actividad vocánica pero sí sísmica poco profunda.
24.1.4. Arcos insulares:
Un arco insular es una clase de archipiélago formado por la tectónica de placas, resultado de que una placa tectónica protagoniza un proceso de subducción una contra otra y se produzca el magma. Los arcos insulares se dividen en dos tipos principalmente:
-Proceso de formación de un arco insular:
En una zona de subducción, el borde de una placa se desliza por debajo de la otra, oprimiéndola. Cuando un continente se encuentra próximo a una zona de subducción, surgen a lo largo de su línea costera volcanes que actúan como válvulas naturales para liberar la presión del interior de la Tierra, producida por el empuje de la placa en subducción contra la placa oprimida. Las temperaturas y la presión (que aumentan con la profundidad) generan la volatilización de parte de los componentes de la placa en subducción provocando la fusión de su manto y generan un magma de baja densidad que asciende desde la litosfera
a través de la corteza terrestre a la superficie. Pero de no existir tierras cercanas a una zona de subducción, la resultante cadena de volcanes emergerá desde el fondo marino constituyendo islas volcánicas y presentará la forma de un arco paralelo al límite de la placa presionada y convexo en relación con la placa en subducción. Esto es consecuencia de la geometría de la placa esférica que se comprime a lo largo del borde de una superficie esférica.
Cercano al arco insular (del lado que da al borde de la zona de subducción) se produce una profunda y estrecha fosa oceánica que evidencia, a nivel de la corteza, el punto en que se produce el fenómeno de la subducción entre placas convergentes. Esta fosa es creada por la fricción del empuje hacia abajo que sufre el borde de una placa cuando el borde de otra se desliza por debajo de ella. Dicha fricción es la causa de numerosos terremotos a lo largo de la línea de subducción que tienen epicentros sísmicos a grandes profundidades bajo la corteza terrestre.
Las cuencas oceánicas que están en proceso de reducción debido a subducciones son llamadas ''océanos remanentes'' o "residuales" ya que se encogerán lentamente quedando comprimidos al producirse la subsiguiente colisión orogénica.
Ejemplos de arcos insulares:
-En América:
- Islas Aleutianas.
- Pequeñas Antillas.
-En Asia:- Islas Kuriles.
- Japón.
- Filipinas.
-En Europa:- Creta
-En Oceanía: