01 Nuestro planeta La Tierra .

Nuestro planeta:
LA TIERRA
biogeodani 2010
Estructura de nuestro planeta
•
GEOSFERA
•
ATMÓSFERA
•
HIDROSFERA
•
BIOSFERA
Interior de la Tierra
Envoltura gaseosa de la Tierra
Envoltura líquida de la Tierra
Seres vivos y sus interrelaciones
LA ATMÓSFERA
Origen, composición y estructura
Origen de la atmósfera
•
4.000 millones de años atrás, los materiales
terrestres estaban en en estado líquido o
semilíquido.
•
Causa: acreción de planetesimales y continuo
choque de meteoritos contra la superficie terrestre.
•
Origen de la atmósfera: emanaciones volcánicas
y gases liberados al solidificarse los materiales
terrestres debido al enfriamiento.
•
Atmósfera primitiva: muy reductora, con
metano (CH4), amoníaco (NH3), dioxido de carbono
(CO2), nitrógeno (N2) y vapor de agua. ¡Sin O2!
¿Por qué la atmósfera no
escapó hacia el espacio?
Debido a la gravedad
terrestre
Composición de la atmósfera
HOMOSFERA (composición fija)
•
•
•
•
•
Nitrógeno (78%)
Oxígeno (21%)
Argón (0,93%)
CO2 (0,04%)
Otros gases (0,03%)
HETEROSFERA (diferenciación en capas)
•
•
•
•
Capa de nitrógeno molecular (100-400 km)
Capa de oxígeno atómico (400-1.100 km)
Capa de He (1.100 -3.500 km)
Capa de H (3.500 km)
•
•
•
•
•
•
Vapor de agua (% variable)
Neón (18,2 ppm)
Helio (5,24 ppm)
Kriptón (1,14 ppm)
Hidrógeno (0,5 ppm)
Ozono (11,6 ppm)
Estructura de la atmósfera
•
•
•
•
•
Troposfera (0-8/16 km)
Estratosfera (8/16-50 km)
Mesosfera (50-80 km)
Termosfera (80-640 km)
Exosfera (640-10.000 km)
Estructura de la atmósfera
TROPOSFERA (0 - 8/16 km)
•
Muy densa (90% gases), donde se desarrolla la
vida y los fenómenos meteorológicos.
•
•
Máx. en el Ecuador (16 km), mín. en polos (8 km).
Gradiente vertical negativo de temperatura y
presión: –70ºC y 1/10 de la presión s.n.m. en su
límite superior, la tropopausa.
Estructura de la atmósfera
ESTRATOSFERA (8/16 - 50 km)
•
Capa de ozono (ozonosfera): absorbe las
radiaciones UV protegiendo a los seres vivos.
•
Gradiente vertical positivo de temperatura y
negativo de presión: 70ºC y 1/1.000 de presión en
el límite superior (estratopausa).
•
Globos meteorológicos o aviones supersónicos.
Estructura de la atmósfera
MESOSFERA (50 - 80 km)
•
Capa más fría de la homosfera: -100 ºC y 1/10.000
de presión en su límite superior: la mesopausa.
•
Muy baja densidad del aire: turbulencias
(importante para naves espaciales que regresan).
•
En este capa se desintegran los meteoroides, que
se observan como estrellas fugaces.
Estructura de la atmósfera
TERMOSFERA (80 - 640 km)
•
•
•
Coincide aprox. con el inicio de la heterosfera.
Temperatura: 1.500ºC en la termopausa.
Entre 50 y 400 km, ionosfera: la radiación es tan
fuerte que los gases atmosféricos se ionizan.
•
Aquí está la Estación Espacial Internacional (ISS).
Estructura de la atmósfera
EXOSFERA (640 - 10.000 km)
•
•
Bajísima densidad de átomos de H y He.
Temperaturas de hasta 2.500 ºC durante el día y
270 ºC bajo cero por la noche.
•
•
Gravedad muy escasa: los gases pueden escapar.
Aquí orbitan la mayoría de los satélites artificiales.
Efecto invernadero
Capa de ozono
•
El ozono (O3) es contaminante en la troposfera
pero vital en la estratosfera: refleja rayos UV.
•
•
Espesor variable: máx. en Ecuador, mín. en polos.
•
‘Agujero’ sobre la Antártida: posible recuperación
en 2050 gracias a medidas internacionales
adoptadas en 1987 (protocolo de Montreal).
Es transportado horizontalmente, y destruido
lentamente al reaccionar con la luz UV, pero
rápidamente al reaccionar con CFC y fungicidas.
Capa de ozono
Dinámica atmosférica
•
Movimientos verticales: ascendentes y
descendentes, originados por cambios de
temperatura en el aire y en el agua.
•
•
El aire caliente, menos denso, asciende, mientras que el
frío, mas denso, desciende. El agua se calienta en superficie
permaneciendo fría en el fondo.
Movimientos horizontales: originados por
cambios en la temperatura y la presión en el aire
(originan vientos) y por las diferencias en salinidad
y temperatura del agua (originan corrientes
oceánicas).
LA GEOSFERA
Estructura interna de la Tierra
Origen de la Tierra
•
La historia de la Tierra comienza hace 4.700 m.a.
en una etapa inicial o pregeológica donde todos
los materiales terrestres están fundidos.
•
Hace 2.700 m.a. comienza la solidificación de las
partes más superficiales hasta las más profundas.
•
En esta última etapa geológica se inician los
procesos geológicos externos: meteorización,
erosión, transporte y sedimentación, así como
otras deformaciones o movimientos en superficie.
En un principio la Tierra era una esfera de
material fundido cuyo tamaño iba
aumentando porque se iban agregando
nuevos fragmentos. Los impactos de estos
fragmentos aumentaban todavía más la
temperatura.
Así era nuestro
planeta al principio
Miles de millones de años después, todavía hoy la
Tierra conserva CALOR INTERNO
Origen de la Tierra
Los materiales más densos,
por gravedad, tienden a
ubicarse en el centro del
planeta, los menos densos
ascienden a la superficie
La consecuencia es un
planeta estructurado en
capas (las superiores de
menor densidad que las
inferiores)
Estructura interna de la Tierra
Estructura interna de la Tierra
¿Cómo se ha sabido
todo esto?
LA GEOSFERA
Métodos de estudio
Estudiando el interior terrestre
MÉTODOS
INDIRECTOS
MÉTODOS
DIRECTOS
•
•
•
Exploración geológica
Sondeos
Minas
•
•
•
•
•
•
Estudio de los meteoritos
Método geoeléctrico
Método gravimétrico
Método geotérmico
Método geomagnético
Método sísmico
Métodos directos
1. Exploración geológica
•
Recogida de materiales
que afloran en superficie.
•
Muy útil con materiales
arrojados por volcanes.
•
Limitaciones:
a) Diferenciación
magmática
b) Asimilación magmática
c) Mezcla de magmas
Métodos directos
2. Minas
•
Excavaciones en
profundidad para la
extracción de minerales.
•
Aportaciones: gradiente
geotérmico (30 ºC / 1 km)
•
Limitaciones:
a) Escasa profundidad
(apenas 4 km).
b) Sólo en corteza
continental.
Métodos directos
2. Minas
Mina de diamantes de Mirny (Rusia)
Métodos directos
2. Minas
Mina de diamantes de Mirny (Rusia)
Métodos directos
3. Sondeos
•
Perforaciones de escaso
diámetro en el subsuelo.
•
El tubo extrae una
columna de materiales
llamada testigo.
•
Usos: geología,
construcción, petróleo...
•
Máxima perforación: 12
km en corteza continental
y 7 km en oceánica.
Métodos directos
3. Sondeos
Esquema de una instalación perforadora
Métodos directos
3. Sondeos
Trabajo en un sondeo comercial
Métodos indirectos
1. Estudio de meteoritos
•
•
Restos de asteroides que
caen, atrapados por la
gravedad terrestre.
1.
Aerolitos (93%): formados
por materiales silicatados.
2.
Sideritos (5%): ferroníquel.
3.
Siderolitos (2%): ferroníquel
y minerales silicatados.
Su análisis aporta datos
muy interesantes, como el
origen del Sistema Solar o
de la vida en la Tierra.
Métodos indirectos
1. Estudio de meteoritos
Cráter dejado por un meteorito
Métodos indirectos
2. Método geoeléctrico
•
Se mide la resistividad
(resistencia para conducir
electricidad) de las rocas
•
Disminuye con agua y
aumenta con sales
minerales y temperatura.
•
Electrodos metálicos
generan una corriente
eléctrica en el subsuelo.
•
Aplicaciones: litología,
agua, cuevas, en subsuelo.
Métodos indirectos
3. Método gravimétrico
•
Objetivo: medir anomalías en el campo gravitatorio de la
Tierra (llamadas anomalías gravimétricas) causadas por
cambios de densidad entre distintos materiales.
•
Se comparan valores de g teóricos y reales. Los valores
teóricos se pueden calcular a partir de altitud y latitud.
•
Anomalía gravimétrica positiva: más gravedad de la
esperada (fondos oceánicos), o sea, más densidad. Anomalía
gravimétrica negativa: menos gravedad de la esperada
(orógenos, como cordilleras), o sea, menos densidad.
•
¿Por qué? Equilibrio isostático: variaciones de densidad
en la corteza son compensadas con movimientos verticales.
Métodos indirectos
3. Método gravimétrico
A
ISOSTASIA
A. En las cordilleras la corteza es más profunda.
B. La erosión retira materiales de las zonas más
altas, activándose la recuperación isostática
que elevará la base de la cordillera.
C. La recuperación se distribuye regionalmente por
lo que no se producen grandes saltos laterales.
B
C
Métodos indirectos
3. Método gravimétrico
Esquema y fotografía de un gravímetro
Métodos indirectos
3. Método gravimétrico
Astronauta del Apolo 72 junto a un gravímetro
Métodos indirectos
3. Método gravimétrico
Mapa gravimétrico de la Tierra
Métodos indirectos
4. Método geotérmico
•
Basado en el estudio del
calor interno de la Tierra.
•
Anomalías geotérmicas:
diferencias en valores
reales y teóricos del
gradiente geotérmico.
•
Se debe a la presencia de
rocas que hacen variar el
flujo de calor.
•
Permite detectar zonas
volcánicas (+), antiguas (-)
Métodos indirectos
4. Método geotérmico
Dorsal atlántica (anomalía
térmica positiva)
Enfriamiento à
aumento de densidad
El calor interno de la Tierra llega a la
corteza por conducción, sin
desplazamiento de masas
Célula convectiva
Calentamiento à disminución
de la densidad
El calor interno de la Tierra llega a la corteza por
convección, con desplazamiento de masas y
formando células convectivas
Métodos indirectos
4. Método geotérmico
Métodos indirectos
4. Método geotérmico
Métodos indirectos
5. Método geomagnético
Polo N geográfico
Polo N magnético
δ
Polo S magnético
Polo S geográfico
•
Basado en el estudio del
magnetismo de la Tierra.
•
Hoy, polos magnéticos no
coinciden con geográficos:
declinación magnética (δ).
•
Muchas inversiones del
campo magnético, la más
reciente hace 700.000 años
•
Anomalías geomagnéticas
(orientación e intensidad)
por efecto de los minerales
Métodos indirectos
5. Método geomagnético
Aplicación del geomagnetismo al estudio de las dorsales
Métodos indirectos
5. Método geomagnético
El proceso inversión de la polaridad suele durar unos
2.000 años
Métodos indirectos
5. Método geomagnético
Toma de datos con magnetómetros
Métodos indirectos
6. Método sísmico
•
Basado en la propagación de las ondas sísmicas, es el que
más información ha aportado sobre el interior de la Tierra.
•
Tras un terremoto, la energía se desplaza del hipocentro (en
el interior) al epicentro (en superficie) en forma de ondas:
•
•
•
•
Ondas superficiales: no aportan datos sobre el interior; más peligrosas.
Ondas P: desplazamiento rápido, longitudinales, con velocidad creciente.
Ondas S: más lentas, transversales, no se transmiten por fluidos.
Cuando las ondas atraviesan medios de distinta
composición o estado físico (sólido, fluido), cambian de
dirección y/o intensidad, igual que nosotros cuando
corremos por la arena, la cera o el agua.
Métodos indirectos
6. Método sísmico
Comportamiento de las
ondas sísmicas
Métodos indirectos
6. Método sísmico
Métodos indirectos
6. Método sísmico
Métodos indirectos
6. Método sísmico
•
Los terremotos son detectados por sismógrafos y el
comportamiento de las ondas es representado en
sismogramas.
•
Los sismogramas muestran cambios bruscos de velocidad,
debido a cambios drásticos en los materiales terrestres. Estas
zonas se denominan discontinuidades.
Métodos indirectos
6. Método sísmico
Métodos indirectos
6. Método sísmico
Ejemplo de sismograma
Estas técnicas nos han
permitido averiguar la
composición y estructura
de la Tierra
2 modelos
1) Geoquímico
2) Geodinámico
El interior de la Tierra
Modelos de estudio
•
•
GEOQUÍMICO
•
CORTEZA
Discontinuidad de Mohorovicic
Basado en la composición
química de los materiales, que
determina la existencia de
discontinuidades.
•
•
NÚCLEO
GEODINÁMICO
•
•
•
•
LITOSFERA
Basado en el estado físico de los
materiales, que determinan
diferentes comportamientos
dinámicos.
MANTO
Discontinuidad de Gutenberg
¿ASTENOSFERA?
MESOSFERA
ENDOSFERA
El interior de la Tierra
Modelo geoquímico
El interior de la Tierra
Modelo geoquímico
•
•
CORTEZA (0-25/70 km). Capa más externa, grosor variable.
Desde la superficie hasta la discontinuidad de Mohorovicic.
‣
Corteza continental (0-25/70 km). En continentes y sus plataformas
continentales. Baja densidad (2,7 g/cm3). Subdivisión en la discontinuidad
de Conrad. Materiales antiguos: hasta 4.000 M años.
‣
Corteza oceánica (0-5/10 km). En fondos oceánicos. Mayor densidad (3
g/cm3) y materiales más jóvenes: hasta 180 millones años.
MANTO (5/70-2.900 km). Capa de mayor volumen (82%),
limitada por la discontinuidad de Gutenberg. Formada por
rocas ultrabásicas (peridotitas), de densidad creciente.
‣
Manto superior (5/70-700 km). Densidad de 3,5 g/cm3.
‣
Manto inferior (700-2900 km). Densidad de 5,5 g/cm3.
El interior de la Tierra
Modelo geoquímico
•
NÚCLEO (2900-6.370 km). Capa más profunda, más caliente
(6.000 ºC) y más densa (hasta 13 g/cm3). Compuesta de
hierro (80%), níquel y otros elementos (azufre, silicio, oro,
mercurio...). La discontinuidad de Lehman lo divide en dos:
‣
Núcleo externo (2.900-5.150 km). De naturaleza fluida (no transmite
ondas S) y elevada densidad (10 g/cm3). Temperaturas muy elevadas, de
más de 2.000 ºC.
‣
Núcleo interno (5.100-6.370 km). De naturaleza sólida y elevadísima
densidad (13 g/cm3). Temperaturas enormemente elevadas, de hasta
6.000 ºC.
El interior de la Tierra
Modelo geodinámico
El interior de la Tierra
Modelo geodinámico
•
LITOSFERA (0-100/300 km).
Comportamiento elástico. Engloba la corteza y el manto superior
que queda sobre la astenosfera. Está formada por placas litosféricas.
Hay litosfera continental (más ligera) y oceánica (más densa).
•
ASTENOSFERA (100-250 km).
Comportamiento fluido. Aquí la velocidad de ondas P y S desciende
mucho (“canal de baja velocidad”). En dorsales oceánicas está muy
próxima a la superficie. Sus materiales, parcialmente fundidos,
formarían corrientes de convección que moverían las placas
litosféricas.
Su existencia se ha puesto en duda desde hace décadas. Se piensa
que las corrientes se formarían a nivel de todo el manto.
El interior de la Tierra
Modelo geodinámico
•
MESOSFERA (250/2.900 km)
Comportamiento plástico. Forma corrientes de convección por las
diferencias de P y T con la capa D, que es más densa. Formada por
rocas sólidas y muy calientes, pero con cierta plasticidad.
•
CAPA D (2.700-2.900 km).
Zona de transición entre los materiales sólidos de la mesosfera y los
líquidos de la endosfera. Aquí las rocas pueden calentarse mucho y
subir a la litosfera, en forma de plumas convectivas.
•
ENDOSFERA (2.900-6.370 km).
El hierro está fundido en la parte externa, lo que origina corrientes de
convección que ayudan a mantener el campo magnético terrestre.
En la parte interna los materiales están en estado sólido.
Estructura interna de la Tierra
Estructura interna de la Tierra
LA TIERRA
Creación y modelado del relieve
Un planeta dinámico
Procesos geológicos
•
Se denominan así a todos aquellos cambios que se
producen en la Tierra y que modifican su aspecto:
‣ Procesos geológicos externos
‣ Procesos geológicos internos
•
Originados, respectivamente, por dos formas de
energía:
‣ ENERGÍA SOLAR: procedente del Sol.
‣ ENERGÍA INTERNA: procedente de las reacciones
nucleares del núcleo y del calor remanente desde la
formación del planeta.
Procesos geológicos
•
•
•
•
EXTERNOS
INTERNOS
Causa: energía solar
Causa: energía interna
Meteorización
Erosión
Transporte
Sedimentación
•
•
•
•
Sismicidad (terremotos)
Magmatismo (volcanes)
Metamorfismo
Deformaciones
‣
Movimientos verticales
(epirogénesis: isostasia)
‣
Movimientos horizontales
(orogénesis: cordilleras, fallas...)
Un planeta dinámico
Procesos geológicos externos
•
Tienen su origen inicialmente en la energía solar, que
calienta y mueve la atmósfera y la hidrosfera.
•
Además de la energía solar actúa la gravedad, que
transporta los gases y el agua hasta la superficie, donde
modifican las rocas y, por tanto, el relieve.
•
Los agentes geológicos externos son la atmósfera, el agua, el
viento y los seres vivos, y los procesos geológicos externos:
1. Meteorización
2. Erosión
3. Transporte
4. Sedimentación
Procesos geológicos externos
Meteorización: alteración in situ de las
rocas por acción de H2O, O2 y CO2
Meteorización química:
alteración de la composición
química o mineralógica de la
roca
Meteorización física:
disgregación en fragmentos
Erosión: retirada de
materiales previamente
meteorizados por algún
agente geológico externo
Transporte: desplazamiento de
los materiales erosionados
Sedimentación:
depósito de los
materiales
transportados
Todos los agentes geológicos externos erosionan, transportan y
sedimentan materiales, es decir modifican el relieve.
Procesos geológicos externos
1. Meteorización
•
Es la alteración de la roca superficial por los agentes
geológicos externos.
a) Meteorización física. Causada por agentes físicos
(viento, agua, temperatura…). Ejemplos: descompresión
(presión), haloclastia (sales), termoclastia (cambios de
temperatura), gelifracción (hielo).
b) Meteorización química. Causada por agentes
químicos (vapor de agua, O2, CO2…). Ejemplos:
disolución, oxidación, carbonatación (karst), hidrólisis.
c) Meteorización biológica. Causada por seres vivos.
Ejemplos: raíces de las plantas, lombrices, hormigas...
Procesos geológicos externos
1. Meteorización
Meteorización física (termoclastia)
Procesos geológicos externos
1. Meteorización
Meteorización física (gelifracción)
Procesos geológicos externos
1. Meteorización
Meteorización química (disolución)
Procesos geológicos externos
1. Meteorización
Meteorización química (carbonatación)
Procesos geológicos externos
2. Erosión
•
Proceso de desgaste de la roca que conduce a la formación
de partículas que pueden ser transportadas.
Erosión eólica
Procesos geológicos externos
2. Erosión
Erosión fluvial
Procesos geológicos externos
3. Transporte
•
Es el proceso por el cual las partículas formadas por
meteorización y erosión son transportadas por los agentes
geológicos externos a favor de la gravedad.
•
Principales agentes de transporte son:
a) Agua (los materiales son transportados por arrastre,
saltación, suspensión o disolución).
b) Viento (suele transportar materiales más finos que el
agua).
c) Hielo (los glaciares pueden transportar materiales en
su avance y retroceso según el clima)
Procesos geológicos externos
3. Transporte
Procesos geológicos externos
3. Transporte
Procesos geológicos externos
3. Transporte
Procesos geológicos externos
3. Transporte
Procesos geológicos externos
4. Sedimentación
•
Sucede cuando el agente de transporte pierde energía,
depositando los materiales en lugares llamados ambientes
sedimentarios (p. ej., estuarios, deltas, fondos abisales...).
•
Si se acumulan espesores importantes de sedimentos (más
de 1 km) y tiene lugar subsidencia (hundimiento del terreno
por debajo del nivel del mar) dan lugar a cuencas
sedimentarias, como el Mediterráneo Occidental.
Procesos geológicos externos
4. Sedimentación
Delta
Procesos geológicos externos
4. Sedimentación
Estuario
Procesos geológicos externos
4. Sedimentación
Desierto de arena (erg)
Procesos geológicos externos
4. Sedimentación
Desierto de piedras (reg)
Procesos geológicos
•
•
•
•
EXTERNOS
INTERNOS
Causa: energía solar
Causa: energía interna
Meteorización
Erosión
Transporte
Sedimentación
•
•
•
•
Sismicidad (terremotos)
Magmatismo (volcanes)
Metamorfismo
Deformaciones
‣
Movimientos verticales
(epirogénesis: isostasia)
‣
Movimientos horizontales
(orogénesis: cordilleras, fallas...)
Procesos geológicos internos
1. Sismicidad
•
Los terremotos se producen
por el choque entre placas
tectónicas.
•
Ocurren más terremotos allá
donde se juntan dos o más
placas: límites de placas.
•
El punto del interior donde se
ha producido el choque es el
hipocentro; el lugar de la
superficie situado en su
vertical es el epicentro.
•
Se transmiten ondas
sísmicas: P, S y superficiales.
Procesos geológicos internos
1. Sismicidad
Distribución mundial de terremotos
Procesos geológicos internos
2. Magmatismo
•
Es el proceso de formación y
solidificación de los magmas, y
origina rocas magmáticas.
•
Cuando el magma sale a la
superficie: vulcanismo.
•
Los volcanes escupen material
del manto en estado sólido
(piroclastos), líquido (lava) y
gaseoso.
•
Al igual que los terremotos,
hay más volcanes en las zonas
de límite de placas.
Procesos geológicos internos
2. Magmatismo
Distribución mundial de volcanes
Procesos geológicos internos
2. Magmatismo
Erupción del volcán Pinatubo (Filipinas, 1991)
Procesos geológicos internos
2. Magmatismo
Erupción del volcán Eyjafjallajokull (Islandia, 2010)
Procesos geológicos internos
3. Metamorfismo
•
Es el proceso que transforma
una roca por cambios
enormes de temperatura o
presión, o por una inyección
de fluidos.
•
Las rocas magmáticas y
sedimentarias pueden
convertirse en metamórficas.
•
Se da en zonas con mucho
calor o presiones enormes,
como zonas de contacto entre
placas, fallas, cráteres de
meteoritos, etc.
Procesos geológicos internos
4. Deformaciones
•
•
Es el proceso que conduce a la
deformación de las rocas.
Puede deberse a:
‣
Movimientos verticales:
epirogénicos, de reajuste de
la isostasia (ej. Escandinavia).
‣
Movimientos horizontales:
orogénesis, que incluyen
cordilleras, fallas, pliegues...
La formación de cordilleras se
debe a la colisión de placas
tectónicas.
Procesos geológicos internos
4. Deformaciones
Pliegues
Procesos geológicos internos
4. Deformaciones
Fallas
Procesos geológicos internos
4. Deformaciones
Formación de cordilleras por acercamiento y colisión
de placas continentales
Procesos geológicos internos
4. Deformaciones
Cordillera del Himalaya
Procesos geológicos
Conclusiones
•
El relieve es el resultado final de los dos tipos
de procesos geológicos:
a) Los procesos geológicos internos
CREAN Y DESTRUYEN EL RELIEVE
b) Los procesos geológicos externos
MODELAN EL RELIEVE
Pero ¿qué origina los
procesos geológicos
internos?
TIERRA DINÁMICA
Deriva continental
Alfred Wegener
(1880 - 1930)
y su Teoría de la Deriva
Continental
Tectónica de placas
Deriva continental
A
E
G
N
PA
Según Alfred Wegener, los continentes estuvieron unidos hace millones de años.
Después, por alguna causa, el continente original o PANGEA se fracturó y los
trozos se fueron separando lentamente.
Tectónica de placas
Deriva continental
•
Wegener en la
Antártida
Wegener recorrió el
mundo para encontrar
pruebas de su teoría, y las
encontró:
‣
Pruebas geográficas
‣
Pruebas geológicas
‣
Pruebas
paleontológicas
‣
Pruebas
paleoclimáticas
Deriva continental
Pruebas geográficas
•
Las líneas de costa de África
y Sudamérica a ambos lados
del Atlántico parecían encajar
como las piezas de un puzzle.
•
Igual sucedía con otros
continentes.
•
Ya lo habían observado otros
antes, pero los bordes no
coincidían exactamente.
•
Wegener vio que el encaje es
perfecto si se consideran las
plataformas continentales
en vez de los continentes.
Deriva continental
Pruebas geológicas
•
Observó una continuidad
entre cadenas montañosas
de Sudamérica y África, y de
Norteamérica y Europa.
•
Encontró el mismo tipo de
rocas (basaltos y kimberlitas)
en Brasil y Sudáfrica, con la
misma edad
•
Encontró el mismo tipo de
sedimentos marinos,
depositados al mismo tiempo
y en el mismo orden, en Brasil
y Sudáfrica.
Deriva continental
Pruebas geológicas
Granitos antiguos
Cadenas montañosas
Casquete glaciar
(300 m.a.)
Coincidencia de relieves montañosos, tipos de roca y
glaciares antiguos en los continentes
Deriva continental
Pruebas paleontológicas
•
Wegener estudió la
distribución de fósiles de
animales y plantas en los
continentes.
•
Encontró semejanzas en
fauna y flora, mayor cuanto
más antiguos son los fósiles
(más unidos los continentes).
•
Fauna: reptiles, como
Mesosaurus, Cygnognathus y
Lystrosaurus.
•
Flora, como el helecho
Glossopteris.
Glossopteris
Mesosaurus
Deriva continental
Pruebas geológicas
Deriva continental
Pruebas paleoclimáticas
•
Estudió los cambios
climáticos en el pasado,
como glaciaciones (hielo) y
períodos cálidos (carbón).
•
Encontró depósitos de tillitas
(sedimentos glaciares) de la
misma edad en continentes
del sur.
•
Encontró depósitos de carbón
y evaporitas de la misma edad
en continentes del norte.
•
Conclusión: debieron estar
unidos en el pasado.
Deriva continental
Desplazamiento continental
Laurasia
Pangea
Gondwana
Hace 220 millones de años (Triásico)
Una grieta comienza a separar Laurasia y Gondwana
Deriva continental
Desplazamiento continental
Futuro océano Atlántico
Hace 150 millones de años (Jurásico)
Gondwana se fragmenta y el océano Atlántico empieza a formarse
Deriva continental
Desplazamiento continental
India
Hace 90 millones de años (Cretácico)
El Atlántico sigue abriéndose. India se separa de África.
Deriva continental
Desplazamiento continental
Hace 50 millones de años (Eoceno)
Separación de continentes y choque de India con Asia.
Deriva continental
Desplazamiento continental
Deriva continental
Publicación de la teoría
•
Alfred Wegener presentó su
teoría, apoyada por estas
pruebas científicas, en un
simposio en 1912.
•
Tres años más tarde, en 1915,
publicó su célebre obra “El
origen de continentes y
océanos”
•
No consiguió muchos apoyos
e incluso fue ridiculizado.
•
Murió en 1930 durante una
expedición a Groenlandia.
Deriva continental
Publicación de la teoría
“El origen de los continentes y océanos”, de Alfred Wegener
Deriva continental
El origen del movimiento
•
Una de las principales objeciones a la teoría de la deriva
continental de Wegener fue su incapacidad para explicar
aceptablemente el origen del movimiento de los continentes.
•
Wegener propuso el campo gravitatorio de la Luna sobre la
Tierra (el mismo que origina las mareas) como motor del
movimiento, lo que es erróneo.
•
Tampoco acertó al considerar que los continentes surcan la
corteza con un “efecto proa”, como un barco rompehielos al
atravesar los mares congelados.
•
Hubo que esperar casi 50 años para encontrar una teoría que
mejorase nuestra comprensión del movimiento continental...
TIERRA DINÁMICA
Tectónica de placas
Tectónica de placas
Tectónica de placas
Definición
Tectónica de placas
Parte de la
Geología que
estudia los
movimientos de la
superficie terrestre
Tectónica de placas
Definición
Tectónica de placas
La parte más
superficial de la
Tierra está dividida
en placas
Tectónica de placas
Definición
Tectónica de placas
Parte de la
Geología que
estudia los
movimientos de la
superficie terrestre
La parte más
superficial de la
Tierra está dividida
en placas
Tectónica de placas
Antecedentes
•
TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL
(Wegener, 1912)
Los continentes están formados por sial y flotan sobre un
manto de sima, estuvieron juntos en el pasado (Mesozoico)
y se han separado hasta su posición actual.
• TEORÍA DE EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
(Hess, 1960)
El océano se crea continuamente en lugares llamados
dorsales oceánicas, y se destruye en otros llamados fosas
oceánicas, de modo que su cantidad permanece constante.
Se vio confirmada por estudios paleomagnéticos en 1966.
Tectónica de placas
Expansión del fondo oceánico
•
Años 60: guerra fría,
mucha inversión para
conocer el fondo oceánico
(barcos, submarinos...)
•
Los fondos oceánicos se
cartografían con detalle.
•
Se descubren las dorsales
oceánicas, como la
enorme dorsal
mesoatlántica.
•
Se confirma más tarde,
con el paleomagnetismo
Tectónica de placas
Expansión del fondo oceánico
Dorsal
mesoatlántica
Tectónica de placas
Expansión del fondo oceánico
•
Al estudiar la edad de las
rocas del fondo oceánico
se descubre:
a) Rocas más antiguas
cuanto más lejos del
centro de la dorsal (más
recientes cuanto más
próximas).
b) Distribución simétrica de
las edades a ambos lados
del centro de la dorsal.
c) Edad máxima: 180 m.a.
Tectónica de placas
Expansión del fondo oceánico
Tectónica de placas
Expansión del fondo oceánico
La edad de la corteza oceánica no
sobrepasa los 180 m.a.
Tectónica de placas
Enunciado general
•
La litosfera se divide en placas litosféricas formadas por
corteza oceánica (placas oceánicas, más densas) o las dos (placas
mixtas, menos densas).
•
Existen 7 grandes placas (macroplacas): Norteamericana,
Euroasiática, Indoaustraliana, Africana, Suramericana, Pacífica y
Antártica, y un número variable de microplacas: filipina,
arábiga, de Anatolia, de Cocos...
•
Las placas están en continuo movimiento sobre una zona del
manto superior, de comportamiento fluido: 1-12 cm/año.
•
Entre las placas no hay huecos, por lo que el movimiento de
cualquiera de ellas afecta al resto, lo que produce distintos
fenómenos de actividad geológica.
Tectónica de placas
Tipos de placas
Por su tamaño:
•
•
•
•
•
•
MACROPLACAS
MICROPLACAS
Placa de Cocos
Placa de Nazca
Placa Filipina
Placa Arábiga
•
•
•
Placa Escocesa
•
•
•
•
•
•
•
Placa Sudamericana
Placa Norteamericana
Placa Euroasiática
Placa Indoaustraliana
Placa Africana
Placa Antártica
Placa Pacífica
Placa Juan de Fuca
Placa del Caribe
(y algunas más...)
Por su composición:
•
OCEÁNICAS: formadas sólo por corteza oceánica (Pacífica,
Cocos, Nazca, Filipina).
•
MIXTAS: formadas por ambos tipos de corteza (la mayoría).
Tectónica de placas
Placas litosféricas
Placas litosféricas oceánicas: formadas por corteza oceánica.
Tectónica de placas
Placas litosféricas
Placas litosféricas mixtas: son más grandes y están constituidas por
corteza continental y corteza oceánica.
Tectónica de placas
Placas litosféricas
Tectónica de placas
Enunciado general
•
Las zonas de contacto de las placas se denominan límites de
placa, y las partes internas de las placas, zonas de intraplaca.
•
En los límites de placa se concentra la mayor parte de la
actividad geológica del planeta. Ello incluye:
•
‣
Sismicidad (terremotos)
‣
Vulcanismo (expulsión de magma al exterior)
‣
Orogénesis (formación de cordilleras)
Las zonas de intraplaca presentan baja actividad geodinámica.
Tectónica de placas
Límites divergentes
•
Los límites de placa son de tres tipos: divergentes, convergentes
o pasivos.
a) Límites divergentes (constructivos).
-
Se sitúan allí donde dos placas se separan, con el magma
ascendiendo desde el manto, creando litosfera (por eso se
llaman constructivos).
-
Se caracterizan por la presencia de un rift (zona de la corteza
adelgazada por la distensión de las placas) y una dorsal
oceánica.
-
Son zonas con un intenso vulcanismo y frecuentes
terremotos.
Tectónica de placas
Límites divergentes
Tectónica de placas
Límites divergentes
Cañón de Almannangjá (Islandia):
la Placa Euroasiática a la derecha, la
Placa Norteamericana a la izquierda.
Islandia: la dorsal mesoatlántica en la superficie
Tectónica de placas
Límites divergentes
Formación de un valle del Rift y
de un mar tipo Mar Rojo
3
1
4
2
5
‘Rift valley’ de África oriental
Formación de un estrecho mar en cuyo
fondo empezará a formarse una dorsal
centro-oceánica (ejemplo: Mar Rojo)
Tectónica de placas
Límites divergentes
El ‘Rift Valley’ de África
Oriental
Con el tiempo esta
parte de
África se separará
Madagascar se
separó y sigue
alejándose
Tectónica de placas
Límites divergentes
Valle del Rift
(África Oriental)
La separación de bloques continentales da
lugar a la formación de nuevos océanos …
Tectónica de placas
Límites convergentes
b) Límites convergentes (destructivos).
-
Se sitúan allí donde dos placas se encuentran, dándose
subducción: la placa más densa se hunde en el manto,
destruyéndose litosfera.
-
Se caracterizan por la presencia de fosas oceánicas,
cordilleras y arcos isla. Presentan un intenso vulcanismo y
frecuentes terremotos.
-
Dependiendo de la naturaleza de las placas que se
encuentra se pueden dar 3 situaciones:
‣
‣
‣
Corteza continental + corteza oceánica (p. ej., Andes)
Corteza oceánica + corteza oceánica (p. ej., Japón)
Corteza continental + corteza continental (p. ej., Himalaya)
Tectónica de placas
Límites convergentes
Fosa oceánica
(poco profunda)
Cordillera de
tipo Andes
Corteza oceánica + corteza continental
Tectónica de placas
Límites convergentes
Corteza oceánica + corteza oceánica
Tectónica de placas
Límites convergentes
Ejemplo de creación de isla volcánica
Tectónica de placas
Límites convergentes
Cordillera de los Andes (Sudamérica)
Un buen ejemplo de cordillera pericontinental
(placa de Nazca vs. Suramericana)
Tectónica de placas
Límites convergentes
Corteza continental + corteza continental: obducción
Tectónica de placas
Límites transformantes
c) Límites pasivos (transformantes).
-
Se ubican en lugares donde las placas se desplazan
lateralmente, por lo que ni se crea ni se destruye litosfera.
-
Se caracterizan por la presencia de fallas transformantes.
-
No presentan vulcanismo ni topografía relevante.
Presentan terremotos importantes (p. ej., San Francisco en
1906, asociado a la falla de San Andrés).
Tectónica de placas
Límites transformantes
Placa
norteamericana
Placa pacífica
Falla de San Andrés
Tectónica de placas
Límites de placas
Tectónica de placas
Límites de placas
Tipos de límites de placas
Tectónica de placas
Límites de placas
Características de cada tipo de límite de placa
Tectónica de placas
Enunciado general
•
La causa del movimiento de las placas es la energía interna de
la Tierra, que origina corrientes de convección que mueven las
placas.
•
Los últimos estudios sugieren que los movimientos podrían
implicar a todo el manto, llegando células convectivas incluso
desde el núcleo terrestre.
INTERPRETACIÓN CLÁSICA
Litosfera
oceánica
INTERPRETACIÓN MODERNA
Punto caliente
sfera
Astenosfera
no
Aste
Mesosfera
Zona de
subducción
Núcleo
Zona de
subducción
Capa
“D”
Núcleo
Mesosfera
Tectónica de placas
Enunciado general
•
La litosfera oceánica se renueva continuamente: se forma en las
dorsales y se destruye en las fosas.
•
Esto explica que los fondos oceánicos no tengan más de 180
m.a. y algunos continentes alcancen los 4.000 m.a.
•
Las placas litosféricas evolucionan en el tiempo, variando su
tamaño, número y posición, siguiendo un modelo denominado
ciclo de Wilson.
•
Este ciclo comienza con la llegada de material muy caliente
desde el manto, que fractura la corteza formando un rift; y
finaliza con la colisión de dos masas continentales.
•
Se cree que este ciclo se repite cada 500 millones de años.
Tectónica de placas
El continente se fractura (fosa
tectónica y rift-valley) y empieza a
formarse litosfera oceánica
Ciclo de Wilson
La cuenca oceánica sigue
ensanchándose. Se forma un
océano de tipo Atlántico con
una dorsal en su centro.
Depresión invadida por el mar. La cuenca
oceánica se ensancha
El proceso de formación
del orógeno puede seguir,
al tiempo que la erosión
produce reajustes
isostáticos
El borde de subducción da
paso a un borde de
obducción, formándose un
orógeno importante
Llegado un cierto punto, la litosfera
oceánica se rompe en la zona de más
tensión (la más alejada de la dorsal).
Comienza la subducción y se forman los
orógenos asociados a la subducción
La cuenca oceánica se acorta.
En la zona de subducción se
siguen formando orógenos