15 enero, 2015

TEMA 2. 4º ESO. TECTÓNICA DE PLACAS


ACTIVIDADES OBLIGATORIAS:    54   6    25   66   42    43    44    45    46   13    15    11   18    68    17    46   55    56    69   

  

ÍNDICE        
  1. Conocimientos previos
  2. Esquemas
  3. Presentaciones
  4. Animaciones con contenidos
  5. Antecedentes de la Teoría de la Tectónica de Placas
    1. Deriva continental de Wegener
    2. Pruebas aportadas por Wegener
      1. Animaciones
      2. Práctica
    3. Corrientes de convección del manto
      1. Animaciones
    4. Exploración del fondo oceánico
    5. Distribución mundial de volcanes
    6. Distribución mundial de terremotos
  6. Isostasia
    1. Animaciones
    2. Prácticas
  7. Expansión del fondo oceánico
    1. Animaciones
  8. Postulados de la Teoría de la Tectónica de PLacas
  9. Placas litosféricas
    1. Animaciones
10.  Tipos de límites entre placas
           1.  Límites constructivos. Dorsales
           2.  Límites destructivos
                    1.  Colisión placa oceánica - oceánica
                            1.  Animaciones
                    2.  Colisión placa oceánica - continental
                            1.  Animaciones
                    3.  Colisión placa continental - continental
                            1.  Animaciones
          3.  Límites pasivos. Fallas transformantes
                   1.  Animaciones
11.  Ciclo de Wilson
12.  Puntos calientes
13.  Formación de cordilleras
          1.  Tipos de orógenos
14.  Ideas fundamentales
15.  Repaso
16.  Prácticas
17.  Vídeos
18.  Otras presentaciones
19.  Cuestiones
 


2. ESQUEMAS

  


3. PRESENTACIONES

  
   
   


4. ANIMACIONES CON CONTENIDOS

       




5. 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).


5.1. 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.


5.2. Pruebas aportadas por Wegener
  • 5.2.1. 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. 

                             

  • 5.2.2. Pruebas geológicas
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

 

      • 5.2.3. 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:
      • 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.


      • 5.2.4. 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. 


      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




      ACTIVIDADES:     1        7     8      20     21    54 


      5.3. 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

      5.4. 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.


               


        5.5. Zonas de la Tierra con riesgo volcánico

        Los volcanes se localizan en los límites y en el interior de las placas tectónicas.
        • Los volcanes de bordes de placa. Se sitúan, sobre todo, en los bordes convergentes y divergentes. Dentro del primer grupo, destacan los volcanes de la cordillera de los Andes, como el Chimborazo o el Cotopaxi; y en el segundo, los de las dorsales de los océanos Atlántico, Indico y Pacífico.
        • Los volcanes de interior de placa. Su origen está relacionado con el ascenso de magma que procede de zonas profundas del manto terrestre. Las islas Canarias y las islas Hawaii son ejemplos representativos de esta clase de volcanes
        El mapa muestra la localización de los volcanes activos que hay actualmente en el mundo. Compara este mapa con el de la situación de las placas litosféricas. ¿Eres capaz de llegar a alguna conclusión importante?






        5.6. 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.

        • 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.





        ACTIVIDADES:  4     6   9   25  26   27  28   29   30   31   32   33   34  60   61   62    63    64    65   66   


        6. 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 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


           



        7. 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. 


        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:
        1. La rotación terrestre.
        2. Las corrientes de convención generadas por el calor interno.
        Este movimiento genera corriente eléctrica que produce campo magnético.

                     

        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.







            

        ANIMACIONES
                    




        8. 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.




        9. 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


        Grandes placas

        - Euroasiática
        - Africana
        - Norteamericana
        - Sudamericana
        - Pacífica
        - Indoaustraliana
        - Antártica
        Placas menores

        - Arábiga
        - Iraniana
        - Nazca
        - Cocos
        - Caribeña
        - Filipinas
        - Juan de Fuca
        - Escotia
        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
           

            
          


                





        ACTIVIDADES:   10    16   39   40   41    42    43    44    45    46   47   48    49



        10. TIPOS DE LÍMITES ENTRE PLACAS

        Los límites o contactos entre placas son llamados bordes
        Los bordes pueden ser :
        • Constructivos : Se crea litosfera oceánica
        • Destructivos : Se destruye litosfera oceánica
        • Pasivos: Movimientos laterales de las placas

        ACTIVIDADES:    17    19    46   55    56   57    58    68    69   70   71    


        10.1. 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
        • Formada por litosfera fina.
        • Presenta fallas normales en superficie
        • Sismicidad poco intensa y superficial
        • La descomplesión de las placas en separación provoca una fusión parcial de las rocas que produce magmas básicos con pocos volátiles que ascienden a la corteza y deja rocas metamórficas ultrabásicas.
        • Vulcanismo y plutonismo básico :
          • Basaltos superficiales (volcánica básica)
          • Gabros profundos (plutónica básica)
          • Peridotitas en manto (plutónica ultrabásica)
        • La expansión de las dorsales va de 2 a 18 cm/año
        • La zona central de la dorsal es elevada (1Km bajo el nivel del mar) según aumenta la distancia desciende en profundidad hasta unos 6Km en fondos oceánicos.
        • Capa sedimentaria muy escasa que va creciendo al alejarse del centro de la dorsal
        Edad de las rocas aumenta al alejarnos de la dorsal.



        ANIMACIONES

           



        ACTIVIDADES:     11     35


        10.2. Bordes destructivos

        En los bordes destructivos confluyen placas litosféricas. Una de ellas se introduce por debajo de la otra (placa subducida) y va descendiendo en profundidad aumentando su temperatura y su presíón destilando materiales hacia la corteza e incorporándose el resto de la placa al mato.
        Los bordes destructivos son, por tanto, asimétricos.
        Las consecuencias de esta subducción son diferentes dependiendo del tipo de placas implicadas en la colisión


        10.2.1. Subducción Litosfera Oceánica con Litosfera Oceánica

        • Se forma una fosa por curvatura de las placas.
        • Posible prisma de acreción de sedimentos en el contacto
          • Metamorfismo de alta presión y baja temperatura.
          • Estratos muy plegados y fallados
        • Fusión de basalto y gabro de la corteza y rocas superficiales por el agua y carbonatos subducidos
        • Arco insular a 100 - 200 Km de la fosa.
          • Rocas volcánicas intermedias aflorantes.
          • Rocas plutónicas profundas
        • La litosfera continúa descendiendo hasta 400-600 Km donde pasa a formar parte de la astenosfera
        • Anomalía térmica. Tarda en calentarse.
        • Metamorfismo de alta presión y baja temperatura.


        • Terremotos en plano descendente. Numerosos en intensos
          Plano de Benioff que corresponde a la zona de contacto entre placas
        • Tras el arco insular puede formarse un centro de expansión del fondo oceánico, lo que provoca la forma de arco de las islas volcánicas. El motivo no es bien conocido

        ANIMACIONES

          




          10.2. 2. Subducción Litosfera Oceánica con Litosfera Continental
          nes 
          • La placa subducida es la de corteza oceánica, más densa.
          • Se forma una fosa por curvatura de la placa de litosfera oceánica
          • Los sedimentos poco densos y compactos forman prisma de acreción. Abundantes fallas inversas y pliegues
            Puede ascender hasta la superficie en océanos con muchos aportes o muy antiguos
          • Elevación progresiva de la placa continental por compresión y aporte de magmas de placa subdicida
          • Vulcanismo básico o intermedio (andesítico). Menor que arcos insulares
          Sismicidad en corteza continental y prisma de acreción, pero sobre todo en plano de subducción




          ANIMACIONES

                 


          10.2.3. Subducción Litosfera Continental con Litosfera Continental


          • Corresponde con el choque entre dos masas continentales (también llamadas bicontinentales)
          • No es una estructura permanente durante el tiempo, pues las placas implicadas terminan fusionándose.
          • Comienza cuando en una subducción entre litosfera oceánica y continental la placa subducida tiene también litosfera conbtinental
          • Aproximación continental:
            • Prisma de accreción en la zona de subducción
            • Plegamineto de los sedimentos del talud del continente con margen pasivo
            • Vulcanismo en placa no subducida
          • Choque de litosferas continentales
            • Subducción incompleta de una placa bajo otra
            • En la placa subducida se produce una llanura al principio sumergida que luego se rellena con sedimentos.
            • En la zona de contacto superficial una cadena montañosa principalmente de sedimentos oceánicos que se encontraban entre ambos continentes



            • En la placa no subducida se forma una meseta por engrosamineto cortical
            • Sismicidad elevada: Plano de contacto entre placas y todos los fallas de deformaciones producidas en el choque
            • Pliegues y fallas inversas
            • Vulcanismo medio y ácido
            • Metamorfismo regional. Magmatismo ácido
          • Cese de la subducción
            • La litosfera continental al ser gruesa y ligera no puede sufrir una subducción completa.
              Se funden ambas cortezas continentales.
            • Si el empuje de las placas continúa se forma una nueva zona de subducción en la zona de litosfera oceánica de una se las placas fusionadas.
          • Desmantelamiento del macizo
            • Los choques de litosfera continental con continental pueden formar cadenas de cerca de 10 Km de altitud y las raíces de la corteza pueden extenderse hasta 80 Km de profundidad
            • Al fundirse las cortezas la erosión actúa rápidamente sobre el macizo por la elevada energía potencial de sus materiales.
            • El ritmo depende de las condiciones meterorológicas ya agentes actuantes pero es del orden de cientos de metros por millón de años.
            • La cordillera permanece elevada mucho más tiempo del que sugiere este ritmo por el fenómeno deelevación isistática: ascenso de la corteza por descarga de los materiales erosionados al ser sus raíces muy profundas.
            • La elevación isostática hace aflorar rocas profundas, metamórficas e ígneas.

          ANIMACIONES

            


          ACTIVIDADES:    13    14    15    36  




          Bordes pasivos

          10.3 Fallas de transformación
          • Movimientos laterales entre LO y LO, LO y LC o LC y LC
          • Se forman fallas en dirección
          • Son muy frecuentes en los fondos oceánicos en las zonas de dorsales que se encuentran desfasadas unos Km
          • Se produce sismicidad en el plano de la falla
          • Vulcanismo escaso o nulo
          • En ocasiones pueden dejar fosas tectónicas importantes o compresiones locales de la corteza dando sierras de no mucha elevación

           



          ANIMACIONES

            

          ACTIVIDADES:   12   



          11. CICLO DE WILSON



          Los continentes, al no sufrir subducción van rompiéndose y colisionando a lo largo del tiempo, a la ves que recogen en estas colisiones los sedimentos depositados en las cuencas sedimnetarias.

          A continuación se explica un ejemplo de lo que puede acontecer a un continente a lo largo del tiempo
          Partimos de un continente en el que se acaba de formar un orógeno bicontinental con engrosamineto de la corteza y formación de rocas intrusivas (ígneas y metamórficas)
          Este orógeno se irá erosionando hasta formar un cratón.

          Apertura de un continente por un rift
          • Corriente ascendente de la astenosfera
          • Abombamiento. Elevación en altitud
          • Vulcanismo
          • Separación y formación de fallas normales. Fosa tectónica
          • Adelgazamineto de la corteza continental
          • Acumulación de sedimentos continentales en fosa tectónica.
          • La fosa tectónica es capaz de acumular grandes cantidades de sedimentos pues, al ser la corteza delgada, se produce un hundimiento por el peso de los propios sedimentos: subsidencia
            Muchos de los grandes ríos de la Tierra discurren por rifts en los que se inició la apertura pero luego abortó.


          Formación de corteza oceánica
          • Si la separación continúa la corteza continental adelgazada deja paso a la formación de corteza oceánica
          • Vulcanismo fisural intenso
          • Se forma un océano estrecho de costas elevadas.
          • Las costas de los continentes separados coinciden
          • Acumulación de evaporitas si el clima es seco
          Ampliación del océano
          • Disminución de altitud de la costa
          • Los ríos desembocan en la costa que ya no es elevada
          • Acumulación de grandes volúmenes de sedimentos. Formación del talud
          • Del talud se producen avalanchas de sedimentos hacia el fondo oceánico: Glacis continental de turbiditas
          • Borde pasivo maduro alejado de la dorsal


          Formación de un margen activo
          • Rotura de la corteza oceánica
            (en el ejemplo se ha producido próximo a la costa)
          • Formación de una fosa oceánica.
          • Sismicidad en plano
          • Margen activo
          • Vulcanismo básico
          • Prisma de acreción y mar interior
          • Formación de un orógeno perioceánico
            • Reactivación de antiguas fallas.
              Formación de fallas inversas.
            • Engrosamiento de la corteza por incorporación de magmas en la base de la corteza continental

          • Formación de un orógeno bicontinental
            • Llegada de corteza continental incluida en la placa subducida
            • Choque de cortezas continentales
            • Plegamineto y ascenso de los sedimentos de la plataforma continental
            • Formación de magmas y de rocas ígneas y metamórficas
            • Engrosamineto cortical
            • Fusión de las cortezas continentales implicadas
          Formación de nuevo margen activo tras el continente
          • Tras la fusión de cortezas contientales la subducción ha de producirse en otro lugar (en el ejemplo tras el continente que ha colisionado)



          Si observas las placas en la actualidad y su evolución llegarás a la conclusión de que existen infinidad de situaciones posibles. John Tuzo Wilson ordenó esas posibles situaciones en un modelo didáctico y fácil de recordar que se conoce por Ciclo de Wilson.
          Es un modelo idealizado de la evolución en el tiempo de las placas tectónicas y se compones de 6 etapas:

          1. Etapa de Rift Africano: ruptura de la corteza continental y formación de una fosa o valle tectónico.

          2. Etapa de Mar Rojo: separación de los dos bloques de corteza continental y formación de un océano estrecho.

          3. Etapa de océano Atlántico: el océano se abre, se produce la expansión y creación de corteza oceánica.

          4. Etapa de océano Pacífico: la litosfera oceánica se rompe y subduce una placa bajo otra. Se crean los arcos de islas volcánicas.

          5. Etapa de orógeno Andino: un continente llega a la zona de subducción y los sedimentos marinos comprimidos entre éste y el arco volcánico crean un orógeno litoral.

          6. Etapa de orógeno Himalayano: se produce la colisión continental y se forma el orógeno de sutura.

            


          ANIMACIONES

                 



          12. PUNTOS CALIENTES
          No siempre los volcanes están asociados a límites de placas, podemos encontrar también vulcanismo intraplaca. Es el caso de los puntos calientes.
          Los puntos calientes son zonas de ascenso de “plumas magmáticas calientes”, seguramente procedentes de la base del manto, que ascienden hasta entrar en contacto con la corteza generando procesos volcánicos intraplaca (no están asociados a bordes de placas).

          En el año 1963, el geólogo canadiense J. Tuzo Wilson, de la Universidad de Toronto, postuló la teoría de los puntos calientes, que explica la formación de islas volcánicas en zonas alejadas de los bordes convergentes entre las placas. Los puntos calientes son frentes de calor formadas por material magmático que se encuentra a gran profundidad. Por encima de estos puntos, la litosfera, integrada por la corteza y la parte superior del manto, se desplaza lentamente. Pero a diferencia de lo que ocurre con el desplazamiento de la litosfera, los puntos calientes permanecen fijos, y desde ellos asciende el material fundido y candente del manto, que aflora a la superficie “perforando” la litosfera y formando islas volcánicas.

          Como hemos dicho, la litosfera se desplaza ahora con el volcán recién formado, por lo que al cabo de un tiempo un nuevo volcán se formará sobre el punto caliente dando origen a una cadena de volcanes alineados. Finalmente, luego de un millón de años aproximadamente, estos volcanes se extinguirán. Entre estos volcanes insulares se cuenta el Kilauea, en las islas Hawaii, uno de los más activos. Desde 1983 sus coladas de lava cubren casi 100 km2 terreno y dañan una vasta superficie de la isla.

          Esquema de procesos internos asociados a distintos casos (normal, dorsal, punto caliente, arco isla)
          Imagen bajo licencia de Creative Commons (Wikimedia Commons), autor: Woudloper

          Si estos puntos calientes se mantienen activos durante millones de años, y en una posición fija respecto del manto, pueden producir en la superficie oceánica una serie de volcanes que se van “agotando” en la medida que la placa litosférica se mueve y los aleja del foco caliente, formándose cadenas de volcanes de los que solo está activo el que se encuentra en ese momento sobre la pluma de magma en ascensión.
          En la animación inferior se representa una zona de dorsal y un punto caliente. Observa la animación y relaciona correctamente cada punto final (A,B,C,D, E) con: zona de dorsal, punto caliente, volcán activo, volcan extinguido y pluma magmática.



          Ejemplos de puntos calientes son:
          Sobre corteza oceánica: islas Hawaii (Canarias también puede ser un punto caliente, pero no está claro)
          Sobre corteza continental: parque Yellowstone.

          Localización de los principales puntos calientes. Imagen bajo licencia de Creative Commons
          (Wikimedia Commons), autor: Eric Gaba


          ANIMACIONES


             





          13. FORMACIÓN DE CORDILLERAS

          -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.
          Orógeno_alpino.JPG

















          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:

          • El engrosamiento de la corteza continental producido por el acumulamiento de materiales sedimentarios, su plegamiento, fractura y actividad magmática
          • La elevación isóstatica producida por el proceso anterior con todos estos materiales que son menos densos que los del manto


          13.1. TIPOS DE ORÓGENOS

          - Cordilleras perioceánicas 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.

          andes.jpg

          -Cordilleras bicontinentales o intercontinentales : tipo la del Himalaya
          Se producen por una colisión continental, son grandes cicatrices entre las placas.
          La colisión se produce cuando llega al final el cierre de un océano. Cuando esta se produce no hay subdución porque las dos son ligeras por lo que se produce una compresión, a esto se le llama obducción (dos litosferas continentales). Se generan cordilleras y mesetas altas. Las cordilleras están formadas por sedimentos marinos.
          el_himalaya.jpg

          Proceso de colisión continental

          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.


          subduccion2.JPG



          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.

          colision.jpg



          Obduccion.jpg

          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.


          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:
          • Arcos volcánicos: Son lineamientos de volcanes que ocurren en los límites de las placas tectónicas en las que se producen movimientos convergentes. Los arcos volcánicos se originan por el magma que se produce en la subducción donde una placa es subducida bajo la otra. Por ejemplo: Arco Volcánico Centroamericano.
          • Arcos continentales: Son estructuras tectónicas producidas por la subducción. Se producen cuando la litosfera oceánica se subduce por debajo de un bloque continental, la presión y altas temperaturas convierte la rocas en magma compuesto por basaltos, estos cuerpos ascenderán hasta alcanzar la corteza continental, donde se ajuntan y se acumulan.

          -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.


          270px-Limiteconvergente-oceanoyoceano.PNG

          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:

          • Islas Salomón.
          • Marianas.
            14. IDEAS FUNDAMENTALES
              15. REPASO


                   

              18    38    68   1   



              16. PRÁCTICAS:

                 




              17. VÍDEOS


                          



              18. OTRAS PRESENTACIONES

               
               Dinámica litosférica       
               Tectónica de placas 4


              19. CUESTIONES TECTÓNICA

              Tierra como planeta  
              Energía interna  
              Tectónica de placas
              Tectónica de placas 2
              Tectónica de placas 3
              Tectónica de placas 4
              Tectónica de placas 5
              Tectónica de placas 6
              Tectónica de placas 7
              Tectónica de placas 8
              Tectónica de placas 9
              Tectónica de placas 10
              Tectónica de placas 11
              Tectónica de placas 12
              Tectónica de placas 13
              Tectónica de placas 14
              Tectónica de placas 15
              Estructuras deformación
              Estructura interna
              Cuestiones Tierra
              Actividades repaso

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