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TECTONICA GLOBAL: descripcin cuantitativa de la cinemtica de la litosfera (Vine and Mathews).

TEMA 1. PERSPECTIVA HISTRICA: DE LA DERIVA DE LOS CONTENENTES A LA TECTNICA DE PLACAS.

Es el modelo que sirve de marco a todas las ciencias de la tierra: geofsica y geologa, y a todas sus ramas. Es un modelo en el que se pueden predecir clculos, verificar hiptesis,...

LITOSFERA: capa externa rgida de unos 100 Km de espesor, dividida en unidades que se mueven unas respecto de otras.

La tectnica global no procede de la geologa, sino de la geofsica, pero inmediatamente fue interaccionada con la geologa. La litosfera descansa sobre una capa dctil, la astenosfra. La extensin lateral de las lminas, que forman la litosfera, es de centenares o millares de kilmetros. Los movimientos relativos entre ellas son de tres tipos:

Alejamiento: se crea litosfera Convergencia: se consume litosfera. Se produce subduccin. Lateral: tipo desgarre. Son zonas transformantes.

Los lmites de las placas se definen por la deformacin, la actividad tectnica y la sismicidad asociada. Aparecen cinturones de actividad ssmica. En las reas donde hay corteza continental, los lmites son ms difusos. 1. EVOLUCIN DEL CONCEPTO DE TECTNICA GLOBAL La tectnica global se desarrolla a partir de estudios de geofsica (despus de la 2o Guerra Mundial): sismologa, paleomagnetismo,... La tectnica global se construye a partir de dos teoras fundamentales:

Deriva continental: se desarrolla a partir de ideas antiguas. La geometra de los continentes hace pensar que pudieron estar unidos (Zinder, 1858)

Expansin del fondo ocenico: se establece a comienzos de los aos 60. Los autores que siguieron esta teora fueron: Hezeen (1959), Erwing (1955), Hess (formula la teora, 1960-61)

2. DERIVA CONTINENTAL A mediados del s. XIX Zinder sugiri que todos los continentes estaban unidos. En 1910, Taylor explica la formacin de cordilleras: las masas continentales se desplazan formando

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las cordilleras en los frentes de avance. Segn Wegener (1929) los continentes estaban reunidos (Carbonfero Superior) y a partir de un determinado momento empiezan a separarse, generando los ocanos en el medio (Eoceno). En el Cuaternario, aun se separan ms. La idea es correcta, pero no el esquema. Wegener se basaba en:

Argumentos geodsicos: mediciones en Groenlandia Argumentos geofsicos: continentes = ocanos; estructura de la corteza, distribucin de los

terremotos, formacin de unidades, mantos de corrimiento,... Argumentos geolgicos: encaje de rasgos entre continentes Argumentos paleoclimticos: glaciaciones,... Argumentos paleontolgicos: distribucin de los distintos fsiles. Ejemplo: Mesosaurio (se

encuentra tanto en Sudfrica como en Sudamrca) Motor de la deriva continental (ideas que fueron insuficientes):

o Fuerza de fuga polar: deriva de la rotacin, fuerza centrfuga o Fuerza de marea terrestre o fuerza de Etvs

Esta idea no fue del todo aceptada, tuvo muchos problemas de tipo mecnico, es decir, no supo proponer el motor mecnico para estos acontecimientos. Hubo autores que si admitieron la teora de Wegener: Holmes (1929), Du Toit (1937), Carey y otros. 3. DERIVA APARENTE DE LOS POLOS; PALEOMAGNETISMO El paleomagnetismo empez a dar unos datos que solo seran verdaderos si se aceptaba el movimiento de placas y la teora inicial de Wegener. En 1956 (Carey) se comenz a dar ms apoyo a la teora continental, aunque no fue universalmente aceptada (escuela rusa) El paleomagnetismo tiene dos puntos:

Deriva polar Inversin del campo magntico

3.1. DERIVA POLAR (RUNCORN, 1954,1962; BLACKETT et al.) Conociendo el campo magntico reflejado por la imantacin remanente podemos calcular la declinacin o inclinacin del polo magntico de ese campo pasado, y estudiando rocas de distintas edades, podemos sacar la curva de deriva aparente. Las rocas tienen grabadas un campo magntico vigente en el momento de formacin:

En rocas gneas se produce por la ordenacin de minerales ferromagnesianos cuando cristalizan

En rocas sedimentarias se puede ver por la orientacin de los minerales ferromagnesianos cuando se depositan.

Al ver que las rocas se imantaban, se poda estudiar el campo magntico del pasado a travs de las rocas, descubriendo que cuando en un continente se mide el campo magntico remanente se observa que en rocas subactuales (6000 aos) el polo magntico coincide con el actual, pero al estudiar rocas ms antiguas, el polo magntico no coincide con el polo remanente. Es decir, el polo Norte haba ido cambiando de posicin formando las curvas de deriva polar y como la curva de deriva polar no coincide en los distintos continentes, confirmaron que los continentes eran los que se movan. Si tomamos, dos curvas (para dos continentes) y las hacemos coincidir los continentes se unen.

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3.2. INVERSIN DEL POLO MAGNTICO (BRUNHES, 1906; NAGATA, 1952; IRVING, 1964; COX. 1969) Durante los aos 50 se cartografiaron los fondos ocenicos observando rasgos que no se observaban en la superficie terrestre, surgiendo la teora de expansin ocenica (Hess, 1960-1961). Suponiendo que en el fondo ocenico se generaban las dorsales, a la vez que se separaban estas se expandan los fondos ocenicos. Al tiempo que se desarrollaba esta teora, se desarrollaba la teora de la inversin de la polaridad magntica. Al estudiar columnas y medir el campo magntico, ste unas veces apuntaba hacia el polo Norte, pero otras veces lo haca hacia el polo Sur, es decir, haba una inversin de la polaridad magntica, llegndose a la conclusin de que la polaridad magntica cambiaba con el tiempo. Realizndose estudios en los cortes de U.S.A. se observ que en los ocanos haba anomalas en el campo magntico, es decir, haba zonas donde el campo magntico era un poco mayor al campo magntico actual (zona positiva) y otras donde el campo magntico era un poco menor al actual (zona negativa), llegando a la conclusin de que las rocas se magnetizaban al salir de la dorsal segn el campo magntico vigente. Se observ que los cambios de polaridad eran simtricos a ambos lados de la dorsal. Las bandas de anomalas magnticas representan iscronas, que definen sectores en los que la edad de las rocas es la misma y reflejan el campo magntico en el momento en que se formaron. A mayor distancia de la dorsal, mayor ser la edad de la roca.

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3.3. MAGNETISMO REMANENTE Las rocas conservan un campo magntico impreso que puede tener dos orgenes:

DRM: magnetismo remanente deposicional (sedimentario). En una secuencia sedimentara, las partculas de magnetismo se depositan paralelamente al campo magntico. Al compactarse, las partculas pueden girarse, pero no se alejan mucho de la posicin que llevaban antes de depositarse.

TRM: magnetismo remanente trmico. Los minerales magnticos orientan su spin segn el campo magntico. Todo esto ocurre cuando la temperatura es menor que la temperatura de Curie, pero si aumentamos la temperatura, el campo magntico se borra. Al volver a enfriar (por debajo de la temperatura de Curie) se vuelve a imprimir un campo magntico pero con orientacin distinta.

El vector F es el campo magntico; su componente horizontal forma con el Norte un ngulo que es la declinacin. En 1967, Cox describe un modelo que representa las bandas TRM por debajo de 580 C. El movimiento es lateral, segn se mueve, cambia el campo. Puede aparecer como anomala positiva o

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anomala negativa. La anchura de las bandas de polaridad depende del tiempo y de la velocidad y representan la duracin de las distintas pocas y eventos (dentro de la poca, momento en el que cambia la polaridad) 4. RECONSTRUCCIN GEOMTRICA DE LOS OCANOS Se relacionaron las bandas de anomalas magnticas con variacin en el campo magntico. Sacaron muestras de rocas de los ocanos, se trataba de rocas mficas y ultramfcas (basaltos, peridotitas, serpentinas,...). Se dataron esas rocas y se vio que todas eran posteiores al Jursico Inferior (es decir, ms modernas) y en el continente las haba incluso de 3500 m.a. Las conclusiones que se sacaron, eran:

El ocano era muy moderno comparado con los continentes La edad de formacin de la Tierra era mayor que los ocanos.

El proceso consista en que el material caliente proveniente del interior de la tierra se enfriaba y se expanda lateralmente. En esencia, admita un proceso de serpentinizacin de rocas mficas y ultramficas. Estas rocas tienen una estructura especial en la que entra el agua. Es aqu donde se forma la corteza. 4.1. CARACTERSTICAS DE LAS DORSALES Prueba de la expansin ocenica junto con la inversin del campo magntico.

La naturaleza y actividad volcnica de las dorsales La presencia de movimientos ssmicos en las crestas de las dorsales, que tienen un foco o

hipocentro superficial, atestiguando as la proximidad del manto. La velocidad de las ondas ssmicas en las dorsales en general es menor que en el resto del

ocano; debido a la existencia de procesos de dilatacin y fracturacin y a la mayor temperatura de las dorsales.

La temperatura de las dorsales es mayor que las del resto del ocano debido al ascenso de magmas desde la astenosfera.

5. ESTUDIO DE LA MORFOLOGA DE LOS FONDOS OCENICOS Durante los aos 50 (se cartografa el suelo ocenico durante la guerra fra) U.S.A. estudia los ocanos y promueve estudios del fondo marino mediante sondeos y toma muestras para conocer topografas, sistemas de corrientes,... Surge la geomorfologa del fondo ocenico, distinguindose diversas provincias: Llanura abisal Talud continental Plataforma continental Grandes cadenas montaosas (dorsales) Relieves submarinos aislados Montes submarinos y guyots => Quedan por encima del nivel del mar y se erosionan por abrasin.

Se observ que esta morfologa era muy diferente a la de los continentes. El rasgo ms llamativo eran las dorsales mediocenicas, donde la profundidad es mucho menor que la media. A los lados de estas dorsales mediocenicas aparecen unas cuencas ocenicas (4-5 Km de profundidad). Se distinguen varias reas:

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Cresta: es la parte ms alta. Sobre ella hay un valle (rift = grabben limitado por fallas normales) Flancos: Con una parte alta, otra media y otra baja donde se produce una transicin hacia las llanuras abisales. Esta estructura es muy rugosa. Existen crestas paralelas al eje de la dorsal con depresiones intermedias que pueden tener cierta extensin. Estn formados por lavas almohadilladas o pillow Estas dorsales se encuentran cruzadas por estructuras tipo falla con rocas asociadas. Estas fallas desplazan a la dorsal. Se demostr que en el ocano hay un basamento formado por basalto. Adems, se vieron otras estructuras: relieves, montanas submarinas. A veces dispersas, a veces en cadenas llamadas dorsales asistidas. Son tambin volcnicas. Algunas tenan el fondo plano, en cuyo caso se denominaban guyots, pudiendo llevar sedimentos carbonatados. Surcos profundos (miles de metros) denominados fosas ocenicas. Aparecen adosadas al borde de un continente, o acopladas a un arco isla, donde hay relieve volcnico,... (geometra asimtrica hacia el continente. Se vio que haba una relacin gentica entre dorsales ocenicas y rifts continentales. Se pens que eran zonas de creacin de montaas, y de penetracin hacia el interior de la corteza. 5.1. FALLA TRANSFORMANTE (TUZO WILSON, 1965) Analizando la profundidad de las fosas ocenicas y dorsales, encuentra relacin entre ellas. Describe un nuevo tipo de estructura: fallas transformantes. En las dorsales aparecan unas fallas ligadas a ellas que las desplazaban. Si se interpretase en tiempo geolgico clsico: se interpretaba como falla sinextral, el movimiento era al contraro (posteriormente se demostr por mecanismo focal que cuando haba terremotos en las fallas el mecanismo focal del movimiento era al revs del previsto).

Segn Wilson, el movimiento lo marca el desplazamiento de cada uno de los bloques con respecto a la dorsal. Las fracturas son paralelas al desplazamiento continental.

Actan primero como desgarre y luego como falla transformante. La geometra final es un trozo de dorsal donde se genera corteza y perpendicularmente falla transformante. La falla transformante marca la direccin de los bloques, que posteriormente se denominan placas.

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A partir de Trozo Wilson, elaboraron una teora denominada teora de la esfera. Esta teora describe el movimiento de las placas. 6. HIPTESIS DE VINE- MATTHEWS (1963) Intentaron explicar el diseo de bandas de anomalas magnticas diciendo que la magnetizacin se produca en el eje de la dorsal al producirse la cristalizacin por debajo de la temperatura de Curie. Luego las rocas se mueven hacia los lados. De esta forma se generan iscronas que son la base para medir la velocidad del movimiento de las placas. La anchura de las bandas tambin habla de la velocidad de expansin. 7. SISMOLOGA (BENIOFF, 1954) Las zonas de actividad ssmica nos proporcionan estudios del mecanismo focal, que nos dice el tipo de movimiento que se da en los focos de los terremotos. En ciertas zonas es de aproximacin y en otras de separacin, lo que coincide con la teora de expansin ocenica. En los aos 60 se crearon estaciones sismolgicas que detectaban terremotos naturales. stos al ser superpuestos en un mapa nos muestran como hay reas especialmente cargadas por este fenmeno. La distribucin de los terremotos indica los lmites entre las placas. Se dan en cinturones ocenicos (zonas de interaccin entre placas) y en el continente (reas de actividad ssmica ms amplia) El plano de Benioff resulta de proyectar en un sistema de coordenadas la profundidad de los focos ssmicos, frente a la distancia al borde de la placa pasiva, los hipocentros se encuentran en un plano inclinado de buzamiento variable, que representa la placa litosferca descendente. Se observa que haba zonas de alta eficacia ssmica (corteza) y otras de baja eficacia ssmica (manto) As, al conjunto de cada placa inclinndose por debajo de otra, metindose hacia el interior, se

llam zona de subduccin.

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7.1. ZONAS DE SUBDUCCIN Hay focos de terremotos hasta grandes profundidades. La placa que subduce sufre, segn la zona, distensin o compresin.

La placa desciende y se estira Llega a zonas de alta viscosidad. Tiene mayor dificultad para moverse y se comprime. Hay mucha resistencia y se comprime hasta arriba Se rompe y se funde.

Los terremotos se pueden dar a mayor profundidad porque se introduce materiales frios y las isotermas se deforman. La sismologa nos da informacin sobre:

La mayor parte de los sesmos, se concentra en las fosas ocenicas La distribucin es ms dispersa en zonas de colisin de continentes En zonas donde se concentra la actividad ssmica tambin hay otros elementos importantes

como volcanes, arcos-islas,... (zonas activas)

TEMA 2. LA ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA Y EL MODELO SSMICO DE LAS PLACAS

Donde se separan: dorsales, son elevaciones donde se reconocen los flancos, el fondo es de 2000 m, por encima y en el centro tienen un graven por donde ascienden los materiales.

. La sismologa aporta otras informaciones, como pueden ser los distintos tipos de lmites:

Zona de subduccin de una placa bajo otra Fallas transformantes que unen segmentos de dorsal (San Andrs)

Un terremoto es un proceso de liberacin de energa elstica acumulada en un punto a travs de una rotura. Se irradia hacia fuera en forma de ondas elsticas: tienen una trayectoria general curva, cncava hacia arriba.

Hipocentro: punto donde se produce la rotura Epicentro: proyeccin vertical del hipocentro

Los terremotos se clasifican en funcin de la profundidad, en: Superficiales: 0-70 Km Medios: 70-200 Km Profundos: 200-700 Km

1. TIPOS DE ONDAS SSMICAS; REFLEXIN Y REFRACCIN 1.1. ONDAS DE CUERPO Son las que viajan por el interior de la tierra. Hay dos tipos:

Ondas P: son ondas de compresin, es decir, el material a su paso se comprime y se dilata, lo mismo que le ocurre al aire al paso de una onda sonora. El movimiento de las partculas tiene la misma direccin que la direccin de propagacin de las ondas. Se transmiten provocando compresiones o descompresiones (distensiones) sucesivas en el medio. Se les llama longitudinales. Son parecidas a las ondas sonoras.

Ondas S: el movimiento de las partculas es transversal a la direccin de propagacin, por lo que se les llama transversales. Deforman la roca lateralmente con un ngulo recto a la direccin de propagacin, por ello no se propagan en lquidos. Son parecidas a las ondas de la luz, y como la luz, se pueden polarizar. Pueden considerarse formadas por dos componentes:

o Onda SH (horizontal) o Onda SV (vertical)

1.2. ONDAS SUPERFICIALES Solo afecta al material situado en superficie. Hay dos tipos:

Ondas Love: hay movimiento transversal a la direccin de propagacin. El movimiento de las partculas tiene lugar en un plano horizontal perpendicularmente a la direccin de propagacin de las ondas. No se propagan a travs del agua. Producen sacudidas horizontales que actan sobre los cimientos de las estructuras y por tanto produce daos.

Ondas Rayeigh: el movimiento de las partculas es rotacional. Las partculas se mueven en un plano que contiene el rayo de propagacin, del foco al epicentro. Las partculas perturbadas por las ondas se mueven verticalmente y horizontalmente en el plano vertical orientado en la direccin en que viajan las ondas. Se propagan a travs del agua.

La forma en que viajan las ondas de cuerpo nos dice como es la tierra en su interior. La secuencia de llegada a las estaciones sismolgicas es la siguiente: ondas P, ondas S y ondas superficiales. Las ondas P son las ms rpidas y las ondas superficiales son las ms lentas.

La llegada de las ondas a las estaciones sismolgicas se registra mediante sismogramas en los que vemos que a medida que llegan las ondas las marcas van aumentando.

2. VELOCIDADES DE LAS ONDAS P Y S

Vp: velocidad ondas P Vs: velocidad ondas S : densidad del medio : mdulo de rigidez del medio K: mdulo de compresibilidad del medio

MDULO DE RIGIDEZ DEL MEDIO (): resistencia del material a sufrir cizalla. Para lquidos es igual a 0, por ello las ondas S no se desplazan en un fluido. Normalmente es proporcional a la densidad. A alta densidad, alto modulo de rigidez y alta velocidad para las ondas.

MDULO DE COMPRESIBILIDAD (K): resistencia que ofrece un cuerpo a comprimirse. Un cuerpo totalmente rgido tendra un mdulo de compresibilidad igual a infinito.

En materiales poco compresibles, aumenta la velocidad de las ondas P, en materiales bastante rgidos, aumenta la velocidad de las ondas S, en materiales donde aumenta la densidad, aumenta la velocidad de las ondas P y S. En puntos a distintas distancias del terremoto, aquel que la diferencia de llegada de las ondas es mayor, es el ms lejano al foco. 3. PARMETROS DE LOS TERREMOTOS Las caractersticas fundamentales de un terremoto vienen dadas por su situacin y el tamao, tambin por el momento en que se produce. 3.1. SITUACIN Nos da el epicentro, que es la proyeccin en la superficie de la tierra del foco ssmico. El foco ssmico es el lugar donde se localiza el terremoto y est a una cierta profundidad en el interior de la tierra. La profundidad de los terremotos vara desde la misma superficie hasta 700 Km de profundidad. 3.2. MOMENTO EN QUE SE PRODUCE EL TERREMOTO Es el instante en que se produce el terremoto y se llama hora origen.

3.3. TAMAO DEL TERREMOTO

3.3.1. MAGNITUD DE UN TERREMOTO Parmetro objetivo relacionado con la energa que se libera. Se muestra con una escala logartmica. Se halla con la amplitud de onda y la distancia se puede hallar de varas formas, no dando todos los mtodos lo mismo.

Donde: T: Periodo A: amplitud : distancia h; profundidad del foco af y b: propias de la estacin.

Hay diferentes escalas de magnitud, que permiten clasificar los terremotos: ML

M

o magnitud local: definida en trminos de mxima amplitud de onda para terremotos de poca profundidad.

s

M: basada en la amplitud mxima de ondas superficiales Rayleigh y Love

b

: magnitud de onda interna. Sucesos a gran distancia del epicentro y gran profundidad.

3.3.2. INTENSIDAD DEL TERREMOTO Se basa en las observaciones de los efectos directos del terremoto en la superficie. Se determina por el grado de sacudida percibido. Es una medida de cmo se siente un terremoto en un punto de la superficie de la tierra (subjetivo) Es la aceleracin del suelo producido por el terremoto y la relacin intensidad mxima/aceleracin mxima es: I0 = p log a0Relacin magnitud/intensidad mxima para terremotos superficiales:

+ q; siendo p y q constantes.

Ms = 0,67 I0La intensidad es mayor cuanto ms cerca estemos del epicentro, aunque hay irregularidades que dependen de las condiciones de la corteza.

+ 1,7 log h -1,4

La escala de intensidad ms conocida es la de Mercalli y la que se usa en Europa, actualmente, es la MSK. Se construyen mapas de isoistas con las intensidades alcanzadas por determinadas regiones alrededor del epicentro. A la regin de mxima intensidad se le llama PLEISTOSISTA. La intensidad mide los daos o efectos que produce el terremoto que est relacionado con el tamao del terremoto y depende de las condiciones locales. 3.3.3. ENERGA DEL TERREMOTO

M = log A/T + af( ,h) + b

La energa que se libera, es proporcional a la magnitud. La energa de las ondas elsticas se puede calcular a partir de la magnitud, por la frmula de Bath: log E = 12,24 + 1,44 Ms 3.3.4. MOMENTO SSMICO Relacionado con el tamao de las fallas, depende del rea de rotura y la cantidad de desplazamiento M0

: mdulo de rigidez

= A u donde:

A: rea de rotura u: deslizamiento medio

4. CLCULO DEL EPICENTRO DE UN TERREMOTO. Las ondas P y S viajan con diferente velocidad y llegan antes las P que las S. Segn aumenta la distancia, la diferencia de tiempo ser mayor. La distancia es proporcional a la distancia entre ondas, as que si conocemos el retardo podemos calcular la distancia del epicentro pero no tenemos la direccin por lo que harn falta varas estaciones para localizar el foco. Se toman datos de distintas estaciones sismolgicas. Con los datos de las estaciones se puede definir el epicentro del terremoto. Se tomarn circunferencias de radio la distancia calculada y estar en un punto de la interseccin de todas las circunferencias. (Normalmente realizada con tres estaciones).

Una circunferencia trazada alrededor de una segunda estacin intersecta a la primera en dos puntos, pero una tercera circunferencia localiza el epicentro. El terremoto est en algn punto de la circunferencia, por ello son necesarias varias estaciones. Segn el desfase de tiempo, calcularemos la distancia. 5. ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA Las ondas ssmicas viajan por un medio con una velocidad que depende de la densidad de este; cuando pasan por una superficie con cambio de densidad, las ondas pueden reflejarse o refractarse.

Para un terremoto cercano las ondas que van desde el foco ssmico a la estacin pueden ser:

Ondas directas (Pg Ondas reflejadas (P

): son las ms cercanas al foco m

Ondas refractadas (PP): en la base de la corteza n

Hay regiones: 1: primero llegan las directas y luego las reflejadas, no hay refractadas 2: primero las directas y luego las reflejadas y refractadas 3: primero las refractadas, luego las directas y luego las reflejadas Las ondas ssmicas cumplen la Ley de Snell: se propagan por reflexin y refraccin.

): viajan a lo largo de la base de la corteza

donde:

i: ngulo de incidencia r: ngulo de refraccin

Si el ngulo de entrada es grande, el de salida es pequeo, y viceversa Si la tierra fuese homognea, la refraccin seria continua y en una direccin, como eso no ocurre, lo que tenemos es una refraccin no continua.

Cuando tenemos una superficie que limita dos medios con velocidades distintas, se producen:

Ondas directas: ondas-que viajan por el medio t = S/V1

Ondas reflejadas: son ondas que viajan hacia el interior y llegan a la superficie que limita los medios V1 y V2

Ondas refractadas: son ondas indirectas, aparecen a partir de un cierto ngulo crtico.

. La onda llega a la superficie reflectante y cambia su direccin de propagacin.

La refraccin se produce cuando una onda llega a una superficie de propagacin de dos medios distintos. El cambio de velocidad que se produce, recibe el nombre de REFRACCIN. El ngulo crtico es el ngulo de incidencia necesario para que l ngulo de refaccin sea de 90 y no se produzcan, as, ondas refractadas. A nosotros nos interesa la situacin en la que el ngulo de incidencia es igual al ngulo crtico, porque la onda refractada se propaga en la capa inferior paralelamente al lmite y permite hallar la posicin de las discontinuidades, conocidos los tiempos y velocidades de las ondas ssmicas.

Siempre habr una onda refractada SABD cuya incidencia sea igual al ngulo crtico por que el foco emisor S emite ondas en todas direcciones. Segn la distancia y la velocidad de las ondas ssmicas directas y refractadas podemos calcular la profundidad de la superficie de discontinuidad (h) Esta situacin la representamos en una grfica tiempo-distancia llamada Dromocronicas. Las dromocrnicas representan la relacin entre la distancia y el tiempo de llegada de las ondas. Estas curvas sirven como base para medir la profundidad de las capas y la velocidad de propagacin de la onda.

5.1. MOVIMIENTO DE LAS ONDAS SSMICAS EN EL INTERIOR DE LA TIERRA Hasta una distancia de unos 103 las estaciones reciban las ondas P y S; pero de 103-143 no se reciben las ondas S. Esto se interpret como que haba una capa en el interior de la Tierra que haca que se reflejan las ondas S y no llegan. El hecho de que no llegaran las ondas S indica que estamos en presencia de una capa lquida que es el Ncleo Externo.

Las velocidades ssmicas son inferiores en el ncleo y astenosfera que en las capas contiguas, de forma que el ngulo de refraccin es menor que el de incidencia lo que se traduce en un cambio de curvatura del rayo y por lo tanto una zona de sombra (rea sin llegada de ondas)

Diferenciamos ya Corteza, Manto y Ncleo, por el comportamiento de las ondas ssmicas. PcP: ondas que viajan por el manto y se reflejan en la transicin manto-ncleo. PKIKP: ondas que penetran en el ncleo externo y se reflejan en una superficie que delimita ncleo externo lquido e interno slido. Son ondas que viajan en el ncleo y en el manto. Las ondas que viajan por el interior del manto cuando se reflejan se les aaden un nmero o una letra que indica que se ha reflejado. Las maysculas indican las capas que atraviesan y las minsculas superficies de discontinuidad donde se reflejan. Donde c es el manto-ncleo, I es el ncleo interno y K es el ncleo externo.

5.2. ESTRUCTURA SSMICA PROPUESTA POR JEFFREYS Y GUTEMBERG

Esta es la representacin de las velocidades de las ondas ssmicas al atravesar el interior de la tierra. La velocidad de las ondas P en la corteza es de 6-7 Km/s y de las S es ms o menos 2 Km/s.

Discontinuidad de Mohorovicic: aumentar bruscamente las velocidades de las ondas P y S. Limita la corteza y el manto. Moho.

Discontinuidad de Gutemberg: la velocidad de las ondas S se hace cero y la de las ondas P sufre una brusca disminucin. Limita el manto y el ncleo externo y como la velocidad de las ondas S se hace 0, indica que este ltimo es fluido (2900 Km)

Lmite ncleo externo e interno: hay un gran salto en la velocidad de las ondas P (segn Gutemberg) o bien una cada seguida de un incremento (segn Jeffieys) (4180- 5120 Km)

53. DIVISIN DE LA TIERRA EN CAPAS EN FUNCIN DEL COMPORTAMIENTO DE LAS ONDAS SSMICAS

Capa A: es la corteza. Es compleja. Velocidad de las ondas P aproximadamente 7 Km/s Capa B: es el manto superior. Velocidad de las ondas P aproximadamente 8 Km/s. A una profundidad de 100-200 Km hay una disminucin de la velocidad; es la CAPA DE BAJA VELOCIDAD, que define la ASTENOSFERA (hasta 400 Km) Capa C: de 400 Km a 1000 Km; aumenta la velocidad de las ondas P a unos

aproximadamente 11 Km/s. Es la zona de transicin. Aumenta la velocidad de las ondas P bruscamente. Capa D: manto inferior. Velocidad de las ondas P es aproximadamente 13 Km/s, pero aumenta menos deprisa que en B y C. Capa E: ncleo externo. La velocidad de las ondas P disminuya hasta aproximadamente 8 Km/s a 2900 Km (discontinuidad de Gutemberg). A partir de ah la velocidad de las ondas P sigue aumentando. Capa F: hay un pequeo salto en la velocidad de las ondas P que define esta capa (es el lmite entre el ncleo externo y el interno)

6. EL NCLEO Est compuesto por dos capas, el ncleo externo y el ncleo interno, con una zona de transicin entre ellos comprendidos entre 4980-5120 Km, en la que se produce un pequeo salto en la velocidad de las ondas ssmicas. El ncleo externo es lquido y el interno slido (velocidades de las ondas P mayores y

adems generan ondas S secundarias) La composicin del ncleo se determina por la existencia de un campo magntico y del estudio de meteoritos que se suponen antiguos y con composicin parecida a la del sistema primigenio, as como por el estudio de la densidad y velocidad de las ondas ssmicas y por el momento de inercia de la masa de la tierra, que nos llevan a deducir que su composicin debe tener ms elementos como el silicio, magnesio, etc, adems del hierro y el nquel (el nquel est en menor proporcin

que el hierro) La composicin en todo el ncleo (lquido y slido) se supone la misma en los dos. El hierro y el nquel no pueden ser nicos, han de estar acompaados por sulfuros y xidos para ajustar la distribucin de las densidades en profundidad. Segn la Regla de Heim, la presin horizontal es igual a la presin vertical. Esta regla se cumple a mayor profundidad pero no en superficie. "Si yo ejerzo una presin sobre un material, sta se transmite igual en todas las direcciones como si fuese un fluido". La composicin del ncleo externo e interno es la misma, pero su estado de agregacin varia ya que el punto de fusin del hiero es menor que el de las rocas. Al pasar del manto al ncleo, la temperatura es mayor a la de fusin y por ello hay un ncleo externo liquido, sin embargo, al aumentar la profundidad tambin lo hace la presin y la temperatura de fusin es mucho ms alta y no es superada por el gradiente geotrmico. Este proceso lo explica la curva de solidus o fusin:

DENSIDAD PRESIN TEMPERATURA PROFUNDIDAD CORTEZA 2,7-3

muy delgada y la continental es mucho ms gruesa. Hay races debajo de los continentes. Hay dos tipos de mantos:

Manto normal: zona de alta velocidad. Velocidad de las ondas P mayor o igual a 7,9 Km/s

Manto anormal: zona de baja velocidad. Velocidad de las ondas p menor o igual a 7,8 Km/s

Se han medido distintas provincias con diferentes regmenes tectnicos, la velocidad de las ondas P y se han visto una serie de cambios bruscos a los 400, a los 600 y a los 1050 Km de profundidad donde la velocidad es de aproximadamente 1 Km/s y adems, salvo en las series Precmbricas, donde el aumento de velocidad es continuo, existe un canal de baja velocidad a 100-200 Km. A una profundidad de:

100 Km: velocidad de las ondas P es aproximadamente 8 Km/s 100-200 Km: canal de baja velocidad 200-400 Km: velocidad constante 400 Km: la velocidad aumenta hasta aproximadamente 9 Km/s 650 Km: la velocidad aumenta hasta aproximadamente 10 Km/s 1000-1050 Km: la velocidad aumenta hasta aproximadamente 12 Km/s

Desde los 400 Km se observa un cambio de fase mineral

7.1. COMPOSICIN DEL MANTO Se ha visto que corresponde a rocas ultramficas, fundamentalmente peridotitas (con minerales ricos en hierro y magnesio como los del grupo de los piroxenos, olivino y granate). Lo sabemos por:

La densidad es de 3,3-3,2, deducido a travs de los datos aportados por la sismologa

Las lavas emitidas por los edificios volcnicos Las rocas son de distinto tipo:

Algunas son ricas en olivino (dunitas). Es un residuo de procesos de fusin Hay peridotitas con granate, con velocidades algo mayores

Tambin hay peridotitas con plagioclasas y dan las velocidades del manto anmalo.

Las rocas que forman el manto superior son peridotitas (densidad de aproximadamente 3,3 gr/cm3), son subsaturadas en slice (ultrabsicas). Estn formadas por minerales ferromagnesianos como el olivino y el piroxeno caracterizados por tener una alta densidad (tambin los granates) Se supone que hay un cambio de fase en los minerales que componen el manto:

A la profundidad de 400 Km hay un cambio brusco de la velocidad debido a que el olivino pasa a espinela

A la profundidad de 600 Km, tambin hay un cambio brusco en la velocidad y es que la espinela pasa a Perovskita

La velocidad de las ondas ssmicas ser mayor cuanto mayor sea la densidad del medio en el que se propagan, y en el manto aumenta la densidad al aumentar la profundidad; debido al aumento rpido de la presin se da un cambio rpido de coordinacin entre silicio y oxgeno, pasando de una estructura tipo olivino a otra de tipo espinela y a otra de tipo perovskita, lo que ocurre es que los tetraedros se reorganizan cada vez en estructuras ms densas. El paso del manto superior al inferior, muchos autores lo colocan en los 600 Km. 7.2. LA CAPA DE BAJA VELOCIDAD Es detectada sobre los aos 60, porque existen zonas donde la velocidad disminuye y luego vuelve a aumentar. Se trata de las astenosfera, que adems tiene potencias variables:

10 Km en los ocanos Mayor de 40 Km en las cordilleras (races de basta 60 Km) En escudos aproximadamente 40 Km, aunque en continentes entre 35-33 Km

La discordancia de Mohorovicic separa el manto (velocidad de 7,8-8,1 Km/s) de la corteza (velocidad menor o igual a 7,2 Km/s) El lmite entre litosfera y astenosfra no es composicional sino que tiene una parte que es toda slida y otra que tiene un 1-2% de material fundido a una temperatura de aproximadamente 1200 T. La litosfera engorda o adelgaza en funcin del grado geotrmico. 8. LA CORTEZA Hay dos tipos de corteza en funcin de la profundidad a la que aparece la discordancia de Mohorovicic:

La corteza continental est a mayor profundidad La corteza ocenica est a menor profundidad

La corteza fue estudiada a principios de siglo por Mohorovicic, a travs de datos sismolgicos a partir de terremotos y posteriormente en los aos 70 se hicieron estudios de reflexin y se estudian estructuras ms superficiales:

Primero se hicieron perfiles ssmicos de refraccin que reflejaban capas con diferentes densidades

Despus se hicieron estudios de ssmica de reflexin para ver estructuras como fallas, cabalgamientos,...

En estos perfiles se puede observar: Una corteza muy delgada en los ocanos 8-12 Km de espesor En los continentes 30 Km de espesor En las zonas de cordilleras, Alpes, Andes 60 Km de espesor

Dentro de la corteza continental, en algunos sectores se podra observar una superficie o discontinuidad de Conrad, que separa una corteza inferior ms densa y una superior menos densa.

8.1. CORTEZA OCENICA Tiene un espesor medio de aproximadamente 9-10 Km, siendo ms delgada en las dorsales y ms gruesa en los bordes. Tiene una estructura en forma de capas. Se distinguen cuatro capas con densidades diferentes: Capa 1: capa superficial de velocidades de las ondas P bajas (aproximadamente 2 Km/s) y muy poco potente (menos de 1 Km). Est formada por materiales poco densos, formada por sedimentos y rocas sedimentarias (con muchos huecos y poros). Es una capa de baja densidad y velocidad con sedimentos con mayor espesor cuanto ms lejos estemos de la dorsal. Capa 2: capa muy delgada con velocidades de ondas P entre 4-5 Km/s. Es ms densa pero las velocidades son moderadas. Formada por lavas almohadilladas (pillow lavas) del basamento (basaltos) y algn dique debajo de ellas, de composicin basltica. Capa 3: capa ms potente de 3 Km aproximadamente, bastante ms densa y con velocidades que van entre 6,5-7 Km/s. Est formada por rocas gneas plutnicas de composicin bsica (gabros), en la parte superior est formada por diques. Capa 4: por debajo de la discordancia de Mohorovicc encontramos rocas ultramfcas como las del manto, que en la parte alta est relacionada con gabros y en la parte baja con peridotitas, con una velocidad de aproximadamente 8 Km/s. Es un manto residual peridottico, que est diferenciado pues ha habido fusiones parciales y ha subido material basltico para ambas. La parte ms alta son acumulados relacionados con gabros y por debajo son peridotitas que se forman en las dorsales.

8.2. CORTEZA CONTINENTAL Tiene una estructura ms compleja. La velocidad de las ondas P vara desde menos de 5 Km/s en zonas superficiales aumentando muy rpidamente a los 2-3 Km a 5,4-5,6 Km/s. 8.2.1. MODELOS SOBRE LA ESTRUCTURA DE LA CORTEZA CONTINENTAL -Primer modelo (Modelo capa basltica): modelo inicial que contempla a la corteza formada por dos grandes capas, una superficial grantica y una ms interna basltica. 1. Capa de sedimentos de 2-3 Km de profundidad 2. Capa grantica de 5-6 Km de profundidad y densidad de 2,7 gr/cm3. Discontinuidad de Conrad, aproximadamente a unos 15 Km de profundidad

3

4. Capa basltica a 30 Km de la discontinuidad de Mohorovicc. Alta densidad. Este modelo es muy sencillo y por ello surgieron los otros dos modelos. Modelo de granito y basalto

- Segundo modelo (Modelo intrusiones laminares): en este se distinguen varias capas.

La capa ms superficial est formada por rocas sedimentarias intruidas por cuerpos granticos. Los plutones se expanden lateralmente entre las rocas metasedimentarias

Debajo hay materiales procedentes del manto que tienen una estructura tpica, son dioritas inyectadas. Los materiales del encajante tienen un metamorfismo de alto grado (incluso facies anfibolitas)

Pueden aparecer en la base materiales ultrabsicos (peridotitas)

- Tercer modelo (Modelo granulitico): es un modelo muy complejo en cuanto a estructuras.

Son cuerpos sedimentarios inyectados por material grantico. La capa superior est formada por granito, rocas metamrficas con estructuras complicadas

Aumenta

la

profundidad

Materiales

ms

densos

(sta sera la capa grantica) Por debajo estara la discordancia de Conrad (muy poco marcada o

difuminada y en otros lados muy marcada) Debajo de la anterior, habr formaciones metamrficas de muy alto grado,

que en general pueden ser cuerpos horizontales. sta es una zona rica en materiales metamrficos anhidros de alto grado. Aqu el ambiente geotectnico cambia, por tanto, cambiarn las velocidades de propagacin de las ondas ssmicas.

A grandes rasgos pues, hemos observado dos partes bien diferenciadas: Una capa ms profunda, con velocidades de las ondas ssmicas mayores que

corresponde a rocas baslticas Una capa menos profunda, con bajas velocidades de ondas ssmicas,

correspondientes a rocas granticas y sedimentarias Ambas capas estn separadas por la discontinuidad de Conrad. En funcin de las zonas, la estructura de la corteza ser diferente, por ejemplo en un escudo la corteza continental tiene una estructura y en una cordillera tiene otra. 8.3. ESTRUCTURA SSMICA DE LA CORTEZA

Velocidad de las ondas P menor de 5,7 Km/s: sedimentos. Parte alta del basamento cristalino

Velocidad de las ondas P 5,7-6,4 Km/s: basamento cristalino (granito, gneis). Bajo grado

Velocidad de las ondas P 6,4-7,1 Km/s: rocas intermedias (dioritas, gabros, noritas, metamrficas de alto grado (anfibolitas y granulitas))

Velocidad de las ondas P 7,1-7,3 Km/s: gabros densos, eclogitas, granulitas de muy alto grado de metamorfismo,... Son las ms densas.

Velocidad de las ondas P mayor de 7,8 Km/s: rocas ultramfcas del manto (peridotita, dunita, harzburgitas, Lherzolitas, eclogitas). Metamorfismo de muy alto grado formadas a partir de rocas de tipo basltico.

La sismicidad nos dice que la corteza es bastante compleja.

9. LITOSFERA Y ASTENOSFERA La litosfera comprende la totalidad de la corteza, ms la porcin del manto superior que llega hasta el canal de baja velocidad. La litosfera no es igual bajo los continentes y bajo los ocanos; la litosfera continental parece ser ms gruesa y ms plstica que la ocenica. La corteza continental tiene un espesor medio de 32 Km, las temperaturas de formacin de los minerales generados a ms de 15 Km de profundidad oscilan entre 400 y 700 C. En estas condiciones, minerales frecuentes en la corteza, como el cuarzo o los feldespatos, estn cerca de su punto de fusin y la roca que los contiene se vuelve dctil Como en el manto no existen estos minerales, sino otros (como el olivino) de punto de fusin ms elevado, el manto litosfrico es mucho ms rgido que la base de la corteza, por lo que desde el punto de vista de su resistencia mecnica la litosfera continental es como un bocadillo de dos niveles rgidos (corteza continental somera y manto), con otro dctil intermedio (corteza continental profunda) En cambio, entre 15 y 32 Km de profundidad, es decir, en el nivel medio en el que la litosfera continental es ms dbil, sta pasa lateralmente al manto de la litosfera ocenica que tiene una gran rigidez. Las consecuencias de este tipo de estructura son: La escasez de terremotos en la corteza continental inferior en comparacin con la superior, ya que la mayora de los movimientos se resuelven mediante deformacin plstica de las rocas La relativa facilidad con la que el nivel superior de la corteza puede despegarse y deslizarse sobre el resto de la litosfera, cabalgando sobre s misma y dando lugar a los cinturones de cabalgamiento tpicos de las cadenas de montaas o bien adelgazndose como muchos mrgenes continentales. Al hacer sondeos con las velocidades de las ondas ssmicas, surgi la existencia de capas de baja velocidad en el manto superior, aparecen deflexiones, y zonas de sombra locales, donde se interpreta que son zonas de baja velocidad. Son zonas menos densas donde hay una fusin parcial. A esta capa se le llam Astenosfera, se encuentra debajo de material ms rgido (litosfera continental u ocenica) La zona de sombra que permite identificar el canal de baja velocidad en el manto superior no est definida en todas las reas, e incluso en algunas zonas antiguas de los continentes, este nivel no se detecta con claridad, pasndose casi directamente de la litosfera a la mesosfera. Se pueden diferenciar dos tipos de mantos: Manto astenoferico Manto litosferico Los diferencia la temperatura Astenosfera y Litosfera es un lmite trmico y no composicional.

TEMA 3. LAS PLACAS LITOSFERICAS Y SUS BORDES

1. ISCRONAS: INVERSIONES DEL CAMPO MAGNTICO

ISCRONAS: lneas que unen puntos de igual edad. Se usan como iscronas los limites de las bandas de anomalas magnticas (las rocas conservan impreso un campo magntico, que es el que dominaba cuando stas se formaron MAGNETISMO REMANENTE, se da en rocas sedimentarias e gneas).

Existen unos cuerpos magnticos responsables de las variaciones del campo magntico, hay tres teoras:

Masa de materiales volcnicos, con gran cantidad de minerales ferromagnesianos. Un basamento que asoma desde abajo, y otras zonas donde hay anomalas. Hay incrustado en la corteza un cuerpo magntico gneo que da lugar a estas anomalas.

2. TIPOS DE IMANACIN REMANENTE 2.1. MATERIALES SEDIMENTARIOS Se llama imanacin remanente de deposicin o magnetismo remanente detrtico (DRM) Cuando las partculas son menores de 1/16 mm (tamao limo o arcilla). Son de distinta naturaleza, habiendo minerales ferromagnesianos que se orientan segn la posicin del campo magntico. Las partculas quedan orientadas segn el campo magntico terrestre al que estn sometidos en ese momento, aunque en el fondo los granos pueden girar y variar su posicin por alguna anomala. 2.2. MATERIALES GNEOS Se llama imanacin remanente trmica (TRM) Sobre las rocas gneas que solidifican en la superficie acta el campo magntico terrestre y sus minerales ferromagnesianos orientan sus espines paralelos al campo magntico cuando baja la temperatura por debajo de la temperatura de Curie (500-580 C) La magnetizacin se produce cuando se somete a las rocas a temperaturas relativamente elevadas, pero por debajo de la temperatura de Curie. Al solidificar la roca, aunque vuelva a variar el campo magntico terrestre, la magnetizacin de la roca ya no vara. LAS BANDAS DE ANOMALAS MAGNTICAS DE LOS OCANOS En las dorsales se genera corteza ocenica, separndose dos placas A y B como consecuencia de la actividad de la dorsal. Las placas se mueven perpendicularmente a las iscronas. Durante el proceso de separacin se genera ms corteza entre las placas, parte en A y parte en B.

Lo normal es que asociadas a las dorsales, existan fallas transcurrentes que van en la direccin del movimiento de las placas. La velocidad se calcula midiendo el espesor entre dos iscronas y dividiendo por el tiempo:

Velocidad lineal: perpendicular a las iscronas velocidad real. Velocidad paralela a la falla: hay que corregirla porque es una velocidad mxima y no

real La polaridad del campo magntico se invierte con cierta regularidad. Se ha establecido una cronologa de las pocas en las que el campo magntico (F) es normal o inverso. Observando las tablas de polaridad normal e inversa, se ven momentos de polaridad contraria a su poca, denominados EVENTOS. Para los ltimos 4 m.a., se han establecido 4 pocas:

Brunhes: normal Matuyama: inversa Gauss: normal Gilbert: inversa

En cada una de estas pocas hay periodos ms o menos cortos, SUCESOS, en los que la polaridad tiene sentido opuesto al de la poca. 3.1. CLCULO DE LA VELOCIDAD DE LAS PLACAS Se calcula con la distancia recorrida por un punto entre iscronas: Vplaca

= Distancia entre iscronas / Tiempo Hacindolo de forma grfica la pendiente de la recta ser la que marque la direccin de movimiento. En fallas:

La velocidad tiene una notacin con dos subndices: 1V2

, donde 1 es la placa fija y 2 la placa que se mueve; la placa fija es aleatoria, pues todas estn en movimiento.

4. EL ESPACIO DE VELOCIDADES El espacio de velocidades es bidimensional y fijamos un sistema de coordenadas con los ejes en direccin N-S y E-W. -Dos placas: imaginamos una placa quieta B y otra F en direccin hacia el NE. Las coordenadas cartesianas del punto F son: -BNF: BVF cos BD-

F BEF: BVF sen BD

Cualquier movimiento de dos placas ser un vector V con dos componentes: F

Componente N-S: mdulo V cos Componente E-W: mdulo V sen

-Tres placas: el movimiento se representa en un tringulo de velocidades, formado por las velocidades relativas de las tres placas. Tomando las placas B, F, T: BVF + FVT + TVB

= 0 Si tenemos ms placas lo haremos igual, a travs de un sistema de tringulos de velocidades, que nos permiten relacionar unas placas con otras aunque no estn en contacto. En la naturaleza, en realidad, no existen uniones de ms de tres placas.

5. TIPOS DE UNIONES ENTRE PLACAS La unin entre placas puede ser:

- Divergente: // dorsal - Convergente: fosa - Falla transformante

Las uniones entre placas pueden ser: - Simples: se unen dos placas - Triples: se unen tres placas. Si cambia la configuracin geomtrica de las capas, la unin

triple es inestable, lo que querr decir que las tres placas no se mueven con la misma velocidad.

Un ejemplo real de unin triple es el de la placa de Juan de Fuca qu, junto con otra, forman parte de lo que queda de una antigua placa de mayor tamao, la placa Faralln, que se ha ido consumiendo en la fosa de la Costa Oeste norteamericana. A lo largo de este proceso se ha ido creando la falla de San Andrs, de tipo transformante.

5.1. UNIONES TRIPLES Existen tres tipos de desplazamientos, cuyas combinaciones originan 16 tipos de uniones triples tericas, pero que no se dan todas en la naturaleza. Los desplazamientos son R (dorsal), T (zona de subduccin), F (falla transformante) En dorsales, la unin triple se mueve por la mitad del segmento ab; en fosas se mueve paralela a la lnea ab, pero sobre la capa superior; y en fallas se mueve por la lnea ab y no por el medio de ella. En los tres casos, para que la unin sea estable las lneas ab, bc y ac deben cortarse en el mismo punto.

- 1 RRR: estable y muy frecuente. Si se cumple que las velocidades se cortan en un punto, entonces: V= VAB / 2 sen = VBC / 2 sen = VCA

/ 2 sen

- 2, 6 TTT: dos posibilidades: Cada una de las placas es superior e inferior A B; B C; C A 2 Una siempre es superior A B, C A 6

- 3 FFF: aunque, es posible, es inestable KK - 4RRT - 5RRF - 7, 8, 9 TTR: tres tipos:

c siempre superior 7 c inferior respecto a una y superior respecto a la otra 8 c siempre inferior 9

- 10, 11, 12 TTF: tres tipos: c siempre superior 10 c inferior respecto a una y superior respecto a otra 11 c siempre inferior 12

- 13FFR - 14FFT - 15, 16 RTF: dos tipos:

c es la superior 15 c es la inferior 16

TEMA 4. EL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS EN LA ESFERA

En tectnica de placas, los movimientos son rotacionales.

donde: sistema de referencia placa A sistema de referencia placa B polo euleriano falla transformante: F (fault) zona de subduccin o limite convergente: T (trench) dorsal: R (ridge)

La placa B se mueve respecto a la A producindose una rotacin. El eje de rotacin es el polo euleriano del movimiento, punto que se mantiene fijo antes, durante y despus de la rotacin, pero que no tiene porque estar dentro de la placa mvil (E). La rotacin del polo euleriano es AWBPara definir la rotacin es necesario decir dnde est el polo y dar sentido y ngulo de giro (grados/ao)

(radianes).

Los movimientos con rotaciones se tratan con velocidades angulares.

La velocidad podemos definirla como lineal (V) o angular (W): V (lineal) = W (angular) R (radio de giro) => V = WR Los puntos ms alejados del eje de giro se desplazan a mayor velocidad lineal y sufren un mayor cambio de direccin. 1. MOVIMIENTO DE LAS PLACAS EN LA ESFERA Cualquier desplazamiento en la esfera es una rotacin y, por tanto, cumple el Teorema de Euler: "Existe un punto comn en el desplazamiento, y ste es el centro de la tierra. La trayectoria ser circular y su eje pasa por el polo euleriano y/o centro de la Tierra."

TEOREMA DE EULER: el desplazamiento de una placa esfrica sobre una superficie esfrica puede describirse mediante una rotacin (Q) alrededor de un eje (E) que pasa por el centro de la esfera. ROT (E, ) : Latitud ROT (E, (t1,t2

)) : Longitud

ROT ( , , ) ROT ( F, F, t POLO EULERIANO: punto de interseccin del eje con la superficie esfrica. La velocidad

angular es cero en el polo euleriano, y es mxima a 90. Las trayectorias son crculos menores alrededor de P. Todos los puntos se mueven por crculos menores. El que est a 90 es el crculo mximo. El signo de W se determina por la regla de la mano derecha:

)

o Vector hacia fuera: positivo

o Vector hacia dentro: negativo

E= ( , )

AWB = - BWA

La misma rotacin tiene un signo diferente en cada hemisferio. Tambin se puede definir como una velocidad lineal: r: radio de rotador V = W r = W r sen

R: radio de la Tierra La suma de todas las velocidades de expansin en las dorsales tiene que ser igual a la velocidad de desaparicin en zonas de subduccin para que se mantenga la superficie terrestre.

MOVIMIENTOS INSTANTNEOS: son los que podemos ver ahora en un esquema de tectnica de placas

MOVIMIENTOS FINITO: los que vienen sucediendo desde hace millones de aos hasta la actualidad

2. COMO SITUAR EL POLO EULERIANO Hay tres tipos de informacin para determinar el polo euleriano de una rotacin:

1. La orientacin de las fallas transformantes: las perpendiculares a ellas deban cortarse en el polo euleriano, aunque en la realidad se cortan en varios puntos, definiendo una regin donde est el polo (nube de puntos); cuando las fallas estn muy prximas nos dan una zona muy alargada (como en los ocanos)

2. La posicin del vector deslizamiento de los terremotos: cualquier terremoto que se produzca en la falla lo hace en la direccin de desplazamiento de sta. Las perpendiculares al vector deslizamiento se cortarn, por tanto, en el polo euleriano.

3. Las velocidades lineales: mediante las anchuras de las bandas de anomalas magnticas se pueden medir iscronas, pudiendo reconstruir una curva que, prolongada, se puede obtener la latitud del polo euleriano.

3. MECANISMOS FOCALES DE LOS TERREMOTOS El mecanismo focal permite establecer el tipo de unin entre las placas y el tipo de movimiento.

ESFERA FOCAL: envuelve al punto donde se produce la rotura (foco). Contiene los desplazamientos que produce el terremoto. Est dividida en cuatro cuadrantes por los planos focales (en dos de ellos salen ondas que producen distensin y en los otros dos ondas que producen compresin)

PLANOS NODALES: hay dos tipos: o Plano de falla: nos lo determinan las ondas S, que en este plano tienen amplitud cero o Plano auxiliar perpendicular al plano de falla.

3.1. ESFERA FOCAL Falla normal: dorsal

Falla inversa: fosa

Falla transcurrente: el plano auxiliar es vertical

En las fallas normales, P es compresin (vertical arriba y abajo), T es tensin (horizontal, derecha e izquierda). En las fallas inversas es al revs. El factor Q mide la calidad de transmisin de las ondas ssmicas. Cuando el material sea elstico, darn un alto factor Q.

3.2. PROFUNDIDAD DE LOS TERREMOTOS

Superficiales (litosfera): antes de la fosa (0-70 Km) De profundidad media: por debajo de la fosa (70-250 Km) Profundos (250- 700 Km): los terremotos de foco profundo son ms difciles de explicar, ya

que los materiales en profundidad no son frgiles. Estarn relacionados con cambios de fase. A mayor profundidad hay dos tipos de mecanismos focales:

- Si la capa comprime el eje P estar paralelo al lmite de la placa, y el eje T perpendicular al mismo. La orientacin de los planos depender de la placa. Si la placa no est exactamente a 45, los ejes no estarn perfectamente verticales.

- Si la placa se estira, el eje T estar paralelo a la placa y P perpendicular. No hay terremotos ms profundos de 700 Km. Aunque la placa llegase hasta el ncleo, los mecanismos generadores de terremotos, no pasan de los 700 Km. Se pueden producir terremotos de foco profundo sin que se produzcan terremotos intermedios, lo que hace pensar que un trozo de placa se desprende y choca con la base de 700 Km.

Son elementos fijos respecto a los que se mueve la litosfera, por lo que cuanto ms lejos estemos del punto caliente, ms antiguos sern los materiales.

TEMA 5. LOS MOVIMIENTOS ABSOLUTOS DE LAS PLACAS 1. CMO SON LOS MOVIMIENTOS ABSOLUTOS DE LAS PLACAS? Las placas se deslizan sobre el manto. Hay varias formas de establecer cmo son los movimientos de las placas. 1.1. PENACHO CONVECTIVO Los penachos (plume) generan puntos calientes. Son materiales calientes procedentes del interior que, cuando se acercan a la superficie, sufren fusin parcial que da lugar a fluidos que salen al exterior construyendo edificios volcnicos.

Las trazas de los edificios volcnicos forman una dorsal assmica, que marca el sentido y la direccin del movimiento de la placa (no tiene porque ir paralela al borde de placa).

DORSALES ASSMICAS: asociaciones de volcanes sin sismicidad. La dorsal assmica de Hawi y las montaas submarinas Emperador indican movimientos en la placa Pacfica. 1.2. PALEOMAGNETISMO La curva de deriva de los polos magnticos respecto al dipolo magntico permite, tambin, ver movimientos absolutos. 1.3. QUASERES Tcnicas de interferometra a larga base, basadas en la utilizacin de referencias fijas en el espacio profundo. 1.4. SATLITES ARTIFICIALES

2. QU ES LO QUE MUEVE LAS PLACAS? Hay una necesidad geomtrica de que haya movimientos en masa en el interior de la Tierra.

Estos movimientos internos se pueden explicar por dos modelos: Modelo de placas pasivas: el calor interno y la conveccin. Modelo de placas activas. 2.1. MODELO DE PLACAS PASIVAS; EL CALOR INTERNO Y LA CONVECOON La rama fra de la clula convectiva arrastra a la litosfera. La conveccin en el manto produce las dorsales y las zonas de subduccin. El aumento de la temperatura del material, produce un desequilibrio originado por una diferencia de densidades. El material caliente sube a superficie, se enfra y desciende de nuevo por diferencia de densidades.

Estas corrientes afectan al conjunto del manto y la corteza. Se proponen dos modelos: 1. Clulas profundas que llegan basta la base del manto

2. Dos series de clulas independientes: el calor interno quedar siempre aislado

La solucin sera el intercambio de calor entre las zonas convectivas, es decir, un modelo mixto de corrientes de conveccin y superficiales. El modelo lgico sera:

Esta geometra es demasiado simple para lo que encontramos en realidad: hay zonas que se estrechan e incluso llegan a desaparecer.

Corrientes ascendentes: dorsal Corrientes descendente: fosa

2.2. MODELO DE PLACAS ACTIVAS Se pueden establecer tres modelos de relaciones litosfera astenosfera 1. Litosfera activa: la litosfera desliza sobre la astenosfera

2. Manto parte pasivo, parte activo: la litosfera y la astenosfera se deslazan juntas, pero la litosfera manda (arrastra a la astenosfera). El resto del manto compensa el movimiento.

3. Litosfera pasiva: la astenosfera arrastra a la litosfera

3. VELOCIDAD DE LAS PLACAS Hay placas rpidas y placas lentas:

Placas rpidas: Cocos, Pacfica, Nazca, Filipinas, india. Se mueven ms de 5 cm al ao. Placas lentas: Euroasitica, Norte y Sudamericana, Antrtica, ocenica y Africana. Se

mueven menos de 5 cm al ao. 3.1. FUERZAS QUE TIENDEN A AUMENTAR LA VELOCIDAD DE LAS PLACAS

Fuerza de empuje de la dorsal: el peso de la placa genera un esfuerzo horizontal, que tiende a desplazarla lateralmente: esfuerzo dorsal

Hay tambin cierto empuje (mucho menor) del manto astenosferico al ascender, y que

produce un esfuerzo en los flancos de la dorsal. Fuerza en zonas de subduccin: la diferencia de densidad hace que la placa se hunda y se

manifieste en los mecanismos focales de los terremotos. Es un efecto de traccin de la propia placa.

Fuerza de subduccin de fosa: en la placa ascendente, se generan magmas que dan lugar a corrientes convectivas locales por encima de la placa que subduce, y empujan a la placa superior hacia la zona de subduccin.

3.2. FUERZAS QUE TIENDEN A DISMINUIR LA VELOCIDAD DE LAS PLACAS

Fuerza de arrastre entre litosfera y astenosfera (fuerza de rozamiento): el manto hace un efecto de frenado y tiende a retrasar el movimiento de las placas. Es directamente proporcional a la superficie de contacto entre el manto y la placa, y a la viscosidad del manto astenosferico.

Resistencia por falla transformante: cuanto mayor sea la longitud de falla transformante, mayor ser la resistencia al movimiento

Traccin en la placa con subduccin: es la resistencia de la placa por colisin. Es proporcional a la longitud de las zonas de subduccin

Resistencia por arrastre de lmina: mecanismos focales compresivos en la base de la placa.

3.3. FACTORES QUE CONTROLAN LAS VELOCIDADES DE LAS PLACAS

Longitud de la falla transformante (en %): las fallas transformantes no ejercen con su resistencia un efecto determinante en la velocidad de las placas.

Longitud de las zonas de subduccin: a mayor zona de subduccin, mayor velocidad. La traccin de la placa que desciende es muy importante, influyendo tambin en la direccin del movimiento de la placa

La traccin de la lmina descendente

1 FASE: comienza con un inmenso continente que, en un momento dado, empieza a romperse. Las lneas de rotura son estructuras tipo graben, que son lo qu se denominan rifts continentales. Llega un momento en el que se crea corteza ocenica entre los dos bloques continentales que se

TEMA 6 COROLARIOS GEOLGICOS 1. CICLO GEOTECTNICO O CICLO TECTNICO: CICLO DE WILSON Se llam as en honor de Tuzo Wilson. Explica los fenmenos de formacin de magma, de minerales, de vulcanismos, e incluso formacin y destruccin de barreras, adems de controlar el clima. Se relaciona con la formacin de corteza en las dorsales y la destruccin en zonas de subduccin.

van separando. El ocano comienza siendo muy estrecho (ejemplo: Golfo de Aden) y se va ensanchando, en principio sin haber zonas de subduccin, slo mrgenes pasivos (ejemplo: Ocano Atlntico)

2 FASE: en algn punto comienza la subduccin. Hay un momento en el que la corteza es muy

antigua, est muy fra y es bastante densa, por lo que, a causa de una serie de esfuerzos, comienza la subduccin.

Puede ocurrir que la subduccin sea mayor que la creacin de corteza en la dorsal, y por tanto, la destruccin sea ms rpida que la formacin (ejemplo: Ocano Pacfico), con la consecuencia de la desaparicin del ocano con un choque, y la formacin de un orgeno. Queda una cordillera con una sutura donde puede haber restos de corteza ocenica. El resultado final del ciclo de Wilson ser una nueva Pangea.

En el CICLO DEL MEGACONTINENTE (ciclo de las Pangeas), hay dos tipos de ocanos: Ocanos interiores (ejemplo: Tethys, Atlntico): ocanos entre continentes y que luego se cierran Ocanos exteriores (ejemplo: Pacfico): no hay repeticin del ciclo.

Durante la etapa subductiva funcionan como fabricas de corteza continental. Se produce un crecimiento continental neto por medio de dos procesos:

Aportes de rocas de origen magmtico intrusivo Adicin lateral de rocas sedimentarias de la corteza ocenica.

Los ciclos Calcednico, Hercnico y Alpino encajan con el de Wilson. CICLO SUPERCONTINENTAL: todo el ciclo tarda unos 400 ma.

Actualmente estamos en la etapa C. 2. MECNICA DE LA LITOSFERA La resistencia se mide por el esfuerzo que es capaz de aguantar un material antes de romper. La resistencia aumenta con la profundidad hasta un valor donde empieza a aumentar llegando a un mximo en el manto superior, volviendo luego a disminuir. Los limites son graduales con transformaciones de tipo dctil frgil.

2.1. ESFUERZO

ESFUERZO: fuerza por unidad de rea = F/A. Se puede definir como la respuesta mecnica de las rocas a una fuerza aplicada con una magnitud y orientacin determinadas en funcin de su cohesin. Un esfuerzo tiene dos componentes, normal y tangencial:

o Esfuerzo normal o Esfuerzo de cizalla o tangencial

CRCULO DE MOHR: construccin grfica en el campo de esfuerzos, que nos da la componente normal y tangencial para cualquier esfuerzo. Los esfuerzos principales son 1, 2, 3, siendo 1> 2> 3. Los representamos en el crculo de Mohr considerando, nicamente 1 y 3 ( 2 seria perpendicular al plano que forman). El valor

de y vendr dado por:

2.2. DEFORMACIN

o OA: deformacin elstica: se representa por una lnea recta. Es reversible y proporcional al esfuerzo. E = /E (cte) (Ley de Hooke)

o A: lmite elstico o AB: deformacin plstica: si se deja de aplicar el esfuerzo queda una deformacin (dctil). No

cumple la ley de Hooke. o B: punto de rotura (lmite plstico)

2.2.1. FACTORES QUE INFLUYEN EN LA DEFORMACIN

o La temperatura favorece la deformacin (el esfuerzo que hay que aplicar es menor). Se dice que es una fluencia de tipo dctil.

o Cuando aumenta la presin la rotura se hace ms dctil y aguanta ms esfuerzo. La presin confinante es la que soporta una roca por las materiales que tiene encima.

2.3. ROTURA MODELO DE MOHR-NAVIER-COULOMB: la rotura se produce a lo largo de una seccin por corte de cizalla, y el esfuerzo tangente tiene un valor. = tg donde:

: coeficiente de rozamiento : ngulo de rozamiento interno

= + => = 0 : cohesion: =

+ tg (linea de resistencia intrnseca), donde: 0

La ley de Mohr-Coulomb nos da la rotura del material en funcin de la resistencia y la cohesin del material. La recta tangente nos define dos campos caractersticos:

inestable: cualquier deformacin que sobrepase la tangente, producir la rotura del material estable: deformacin elstica o plstica. No hay rotura, se producen pliegues.

Cuanto mayor sea el ngulo , menor ser la resistencia de la roca A mayor cohesin, menor resistencia El esfuerzo cortante mximo seria = 45 => = 0 MODELO DE ANDERSON: las fallas son planos de rotura por cizalla. Se diferencian tres tipos de fallas dependiendo de la posicin que toman los ejes de esfuerzos

Falla normal: extensin o 1o

en la vertical 2 y 3

o ngulo entre en la horizontal

2 y 3

Falla inversa: compresin

es igual a 90

o 3o

en la vertical 1 y 2

o ngulo entre en la horizontal

1 y 2

Falla transformante: compresin y distensin

es igual a 90

o 2o

en la vertical 1 y 3

o ngulo entre en la horizontal

1 y 3

Esta clasificacin es vlida para rocas secas

es igual a 90

2.4. PRESIN LITOSTATICA Y PRESIN DE FLUIDO

PRESIN LITOSTATICA: fuerza vertical debida al peso del material que tiene encima y que se distribuye por toda la roca

PRESIN DE FLUIDO (PRESIN DE POROS): acta en sentido contrario a la presin litosttica y tiende a separar los poros. Su efecto ser disminuir el esfuerzo normal

Presiones efectivas Opresin efectiva = presin litosttica - presin de fluido):

= n =

Pf

El crculo de Mohr se desplaza hacia la izquierda y se acerca a la lnea de resistencia intrnseca. Cuando la presin de fluidos es muy grande el crculo de Mohr se desplaza hasta ser tangente a la lnea de resistencia, la roca se romper. Por tanto, las presiones efectivas hacen que la roca se rompa antes de lo que lo hara si estuviera seca. La existencia de fluidos facilita la rotura siempre que existan zonas de concentracin de fluidos; a lo largo de ellas se producirn las roturas (fallas) Cuando ya existen fallas en las rocas, stas sern planos de debilidad. Si se producen nuevos esfuerzos ser ms fcil mover las fallas ya existentes, aunque no todas, slo las que favorecen la fragilidad. Se reactivan primero las fracturas porque son ms dbiles que la roca slida, pero solo lo harn las que tengan una orientacin que lo favorezca. Esto es el MOVIMIENTO RENOVADO O REPETIDO EN FALLAS. La corteza, por tanto, se deformar normalmente a lo largo de lneas de fractura ya existentes. 3. REOLOGA DE LA LITOSFERA La resistencia de la litosfera a romper aumenta con la profundidad. La astenosfera tiene un comportamiento dctil, es decir, es capaz de fluir, y la litosfera tiene un comportamiento rgido frgil, comportamiento elstico que genera fractura frgil, la litosfera tambin se deforma de modo plstico.

Las capas 1 y 2 son elsticas y las otras son dctiles y se deforman, por ello tenemos corteza superior y corteza inferior relacionada con el comportamiento reolgico. La litosfera disipa el esfuerzo mediante la deformacin. Al final el modelo que surge es el siguiente:

Dos capas poco resistentes con deformacin dctil donde se acoplan los cabalgamientos Dos capas ms resistentes

En la corteza la parte superior se comporta de forma frgil (lleva los grabens), la parte inferior se comporta de forma dctil. Hay un despegue entre la parte dctil y la frgil. Tambin hay variaciones en la composicin:

Corteza superior: el mineral que domina es el cuarzo (a 300 se deforma mucho)

Corteza inferior: domina la plagioclasa y el feldespato potsico Manto: mineral que domina, el olivino => Composicin nortica

3.1. DEFORMACIN DCTIL Con la profundidad aumenta la temperatura y se ponen en marcha los mecanismos que van a dar lugar a la deformacin dctil que son:

Mecanismos de deformacin intracristalinas: las ms importantes Mecanismos de difusin

3.1.1. MECANISMOS DE DEFORMACIN INTRACRISTALINAS A temperatura relativamente bajas al aplicar un esfuerzo se origina un desplazamiento en la red que da lugar a una dislocacin (imperfeccin lineal) hay dos tipos:

Dislocacin helicoidal: se produce por una vacancia o sustitucin de un elemento por otro dada la difusin trmica de las partculas.

Dislocacin en filo o traslacin: es el desplazamiento de la red hacia la derecha, cambiando la forma externa del cristal.

3.1.2. MECANISMOS DE DIFUSIN Estos mecanismos funcionan con temperaturas menores a 300 C, a veces se produce el fenmeno de difusin en celda, que es el movimiento de partculas y huecos del cristal. Pues cada vez que se mueve una partcula deja un hueco. Los enlaces entre partculas son de distinta intensidad, cuando la dislocacin se encuentra con un enlace fuerte, no contina y se detiene: ENDURECIMIENTO POR DEFORMACIN. Si la temperatura aumenta se favorece la deformacin por difusin ya que es mayor la vibracin de las partculas y stas pueden moverse por el cristal. Se da la difusin y se generan huecos. Los mecanismos de deformacin dctil dependen de varios factores para funcionar:

Temperatura Esfuerzo tectnico Volumen de deformacin

4. MAPAS DE CREEP Se realizan a partir de minerales comunes en la roca (olivino, feldespatos, cuarzo), relacionando tres factores que favorecen los mecanismos de deformacin:

Esfuerzo tectnico (esfuerzo de cizalla / mdulo de rigidez) Temperatura (temperatura / temperatura de fusin)

2

Velocidad de deformacin: tomando las velocidades en las zonas de creep secundario en rgimen estable

Composicin grantica

Con estos mapas podemos saber velocidades de deformacin a partir de la temperatura medida en minerales ndices y medidos en el elipsoide de deformacin La deformacin dctil es un fenmeno de fluencia, que es lo que llamamos creep: Creep primario: deformacin elstica (s el esfuerzo cesa, el cuerpo recupera su forma) A-B Creep secundario: deformacin constante en el tiempo (se representa con una recta). Mantiene su velocidad constante si no se aumenta el esfuerzo (en un estado estacionario). Produce las grandes deformaciones terrestres: deformacin elstica. Creep terciario: la roca llega a la rotura dctil. Se produce por la aceleracin de la deformacin. No siempre se alcanza.

TEMA 7. LA TECTNICA DE LOS BORDES DE PLACA DIVERGENTES

1. FALLAS NORMALES Tienen dos geometras tpicas:

Fallas en domin Fallas listrcas

l.1. FALLAS EN DOMIN Cerca de la superficie tienen un alto grado de buzamiento (aproximadamente 60). Se generan por distensin.

Adems del desplazamiento de los bloques, se puede producir rotacin o basculamiento. Son fallas paralelas, y segn se produce la extensin, los bloques van rotando. Llega un momento en el proceso de extensin, en el que los bloques adoptan tal buzamiento, que es ms fcil que se generen nuevas fallas con un buzamiento mayor que las anteriores.

Una vez que se han producido estas fallas se mueven en bloque. Producen: En la parte superior, muchas cuencas En la parte inferior vacios que son rellenados por material de la corteza inferior. 1.2. FALLAS LSTRICAS Cambian su buzamiento desde la superficie a profundidad. El buzamiento va hacindose cada vez menor segn aumenta la profundidad, hasta incluso llegar a hacerse nulo: FALLA LSTRICA POSITIVA. El buzamiento aumenta con la profundidad: FALLA LSTRICA NEGATIVA. Esto produce una basculacin de los bloques, que producen pliegues de adaptacin (roll-over y sinclinales de techo) 1.2.1. ESTRUCTURAS ASOCIADAS A LAS FALLAS LSTRICAS

Roll-over: anticlinal asociado a falla listrca. El techo desciende acomodndose al hueco que surge; las capas giran dando una estructura de pliegue con simetra amorfa.

Semigraben: espacio susceptible de rellenarse y limitado por fallas. La falla normal tiene un buzamiento muy bajo, por lo que se deforma el techo y no el muro. La depresin que se forma est limitada por fallas normales.

Graben o fosa de hundimiento: compartimentos limitados por fallas normales, hundidos con relacin a los compartimentos vecinos. A ambos lados las fallas presentan buzamientos opuestos

Horst: compartimentos individuales limitados por fallas que aparecen elevados. Tambin las fallas de ambos lados tienen buzamientos apuestos.

Dplex extensional: la unin de varios Horst. Abanicos: bloques asociados a fallas lstricas. Fallas antitticas: estructuras menores asociadas a la falla lstrica principal con sentido

contrario de buzamiento. Se producen en el Roll-over, y pueden afectar a una o varias capas o llegar hasta las zonas inferiores. Tambin se llaman Riedel.

Fallas sintticas: fallas en el sentido del buzamiento de la falla lstrica principal. Riders: fallas secundarias. Pueden ser antitticas o sintticas. Si llegan hasta abajo se

llaman Riders. Son bloques individuales limitados por fallas. Abanicos superficiales: bloques basculados segn una falla diferente a la principal.

Fallas transfer o tear faults: fallas que acomodan la deformacin perpendicularmente a la direccin del esfuerzo principal. Hay ruptura en la discontinuidad lateral de la estructura y cambian el sentido de concavidad de las fallas lstricas.

Graben de colapso: debido al cambio de buzamiento, los materiales del techo se pliegan y fracturan, dando lugar a fallas. En una falla lstrica positiva las sintticas se curvan y las antitticas son planas.

1.3. FORMACIN DEL RIFT Un rift es un graben de enormes dimensiones:

Primera etapa. Pre-rift: desarrollo de un roll-over, en cuya cresta se estn formando fallas antitticas y sintticas, formando un graben de colapso, limitado por un sistema de fallas paralelas.

Segunda etapa. Sin-rift: el graben se rellena con capas con estructura en abanico buzando hacia la falla con una discordancia progresiva

Tercera etapa. Post-rift: capas de relleno posteriores a la deformacin. La mxima potencia de las capas se da en las proximidades de la falla principal.

En la parte ms alejada de la falla, las fallas sintticas se vuelven sigmoidales (fallas lstricas con distinto comportamiento en funcin de las etapas por las que pasa), de manera que las capas Sin-rift son positivas y las Pre-rift negativas, ya que sufren el efecto del giro del roll-over. En la parte superior, al ser ms moderno, no ha dado tiempo a que el giro del roll-over transforme las capas Pre-rift en negativas. En estas zonas tambin se pueden formar fallas inversas (aunque el rgimen sea extensional), que se sitan en la zona de sinclinal de rampa. Tambin es frecuente la aparicin de fallas de desgarre o fallas transfer (producen transferencia del movimiento) 2. UNIDADES GENERADAS POR DISTENSIN EN LOS BORDES DE PLACA DIVERGENTES O CONSTRUCTIVOS

Ocanos: sistema de rifts en dorsales (geometra y cinemtica): o Subsidencia o Isostasia o Evolucin trmica

Continentes: o Rift de tipo I:

Rift Fisuras continentales:

Uniones triples Rifts propagantes Zonas trabajadas

o Rift de tipo II: Aulacgenos Impactgenos

Papel del manto: o Activo

o Pasivo 2.1. AMBIENTES DONDE HAY TECTNICA DE EXTENSIN

Rift en la cresta de las dorsales en ambiente ocenico Rift en ambiente continental

Entre los dos hay una relacin de unidades intermedias.

Mecanismo focal de falla normal en la estructura de tipo rift

TEMA 8. DORSALES OCENICAS Forman un sistema de escala global con una extensin de 60.000 Km y una altura de 2-3 Km sobre el fondo. El rift se encuentra en la parte central de la cresta, con una anchura de 1000-2000 m y un desnivel sobre el fondo de 1000 a 3000 m. Est controlado por fallas. En la parte central hay edificios volcnicos por vulcanismo de tipo fisural. Los flancos tienen una topografa rugosa con pendientes suaves al final, formados por basaltos de tipo pillow-lavas. A ambos lados de los relieves centrales, hay dos depresiones longitudinales y ms all aparecen relieves lineales (mesetas) que corresponden a escarpes de falla. Las fallas son ms modernas cuanto ms cerca del eje de la estructura tipo graben estn. El rift es una zona de actividad ssmica en la que los mecanismos focales son de dos tipos:

Mecanismo focal de falla de desgarre en las fallas transformantes. 1. ESTRUCTURA DE LA LITOSFERA BAJO LAS DORSALES 1.1. FLUJO TRMICO Es un calor que se irradia en la superficie y tiene origen en el interior. La unidad de flujo trmico es el HFU (1 HFU = 10-6 cm2

Anomala negativa: defecto de masa: rocas poco densas en profundidad

/s). El flujo trmico normal en la Tierra es de 1,2 HFU, pero en el rift es de 2 HFU pudiendo llegar hasta un mximo de 8 HFU en la cresta, disminuyendo lateralmente: rpidamente en los primeros 1000 Km, y ms lentamente en los 2000 Km siguientes, normalizndose a 5000 Km de la dorsal. En relacin con el flujo anmalo, hay una estructura profunda llamada ANOMALA DE BOUGUER que rompe el valor del campo gravitatorio en algunos puntos por exceso o defecto de masa en presencia de materiales ms o menos densos:

Anomala positiva: rocas ms densas En el centro de la dorsal hay un defecto de masa. Lejos de la dorsal la litosfera tiene su composicin normal, con un manto peridottico debajo (densidad aproximadamente de 3,2 gr/cm3

). Sin embargo, debajo de la dorsal, existe una capa de baja densidad que proviene de un manto ms caliente con material fundido parcialmente. Este material representa el manto astenosferico que asciende y, debido a sobrepresin, funde formando una estructura caracterstica de cmara magmtica debajo del eje de la dorsal. La cmara magmtica que est debajo de la dorsal ser diferente segn el tipo de dorsal: Lentas: menos de 4 cm/ao (Atlntica). Tpicas de rift. Varias cmaras pequeas.

Rpidas: ms de 4 cm/ao (Pacfica). Con una elevacin, pero sin rift. Una nica gran cmara magmtica.

El lquido que asciende es basltico y proviene del material perdottico. Cuando forman intrusiones sern gabros. 2.2. VALORES DEL GRADIENTE TRMICO CALCULADOS A PARTIR DEL FLUJO TRMICO Es la variacin de la temperatura con la profundidad:

Corteza y manto litosferico: gradiente muy fuerte Salto Olivino-Espinela: pequeo salto relacionado con las intrusiones o cambios de fase

en la estructura mineral Salto Espinela-Perovskita En la parte ms interna el gradiente es bastante bajo

En el ocano el gradiente trmico es ms bajo que en el continente. Las rocas, cuanto ms lejos estn de la dorsal, tienen un relieve ms bajo y un flujo trmico tambin menor, ya que la litosfera caliente se va enfriando al alejarse de la dorsal, lo que produce un aumento de densidad y que, por tanto por flotacin se hunda ms. Con la edad los materiales se enfran y, portante, dan cotas ms bajas: Z = CT, donde:

Z: profundidad en metros T: tiempo en m.a. (raz cuadrada) C:300

3. MORFOLOGA DE LA DORSAL Hay dos tipos de dorsales: lentas y rpidas. Este carcter de velocidad se manifiesta en dos tipos de estructura y morfologas. 3.1. DORSALES LENTAS Prototipo Atlntica. Velocidades inferiores a 4 cm/ao. Presentan morfologas muy rugosas, con muchos relieves. En la parte central (el rift) presenta una gran depresin. Aparecen edificios volcnicos alineados en fracturas centrales. Hay un sistema de fallas normales que van hundiendo progresivamente los bloques hacia el centro. Estos bloques, adems, basculan, lo que produce una pequea elevacin en el eje. 3.2. DORSALES RPIDAS Prototipo Pacfica. Velocidades superiores a 4 cm/ao. No hay graben central. Es una elevacin ms o menos compleja en la que la morfologa de su elevacin depende de la velocidad de salida del magma

TEMA 9. RIFTS CONTINENTALES

Un rift o fosa tectnica es una depresin (hundimiento de la corteza terrestre) limitada por fallas paralelas. Hay tres tipos de rifts continentales:

Rift de tipo I (rift continental activo): son sistemas de graben en el interior de los continentes, asociados a bordes de placas divergentes. Un ejemplo actual es el del Rift Africano.

Rift de tipo II (Aulacgenos e Impactgenos): se encuentra en el interior de las placas. o Aulacgenos: estructuras de tipo graben que se encuentran en cratones.

Relacionados con bordes de placas divergentes o Impactgenos: estructuras de tipo graben asociadas a colisin. Se relacionan con

bordes convergentes. 1. RIFTS CONTINENTALES ACTIVOS Se forma una extensa elevacin en la zona de la fosa. Es una estructura similar a una dorsal pero con corteza continental. Hay dos tipos fundamentales de magmas:

Basaltos alcalinos de edad terciaria en el eje del rift Basaltos toleticos y alcalinos

La estructura superficial que se observa en los bordes de los bloques es de falla normal. Tiene forma tipo graben, pudiendo formar estructura semigraben, graben asimtrico y, localmente, bloques levantados. Estas estructuras se suelen rellenar con sedimentos clsticos continentales, y las redes fluviales aprovechan los planos de falla para su curso, por lo que pueden formarse incluso abanicos aluviales. En el interior hay sedimentos de tipo graben asimtricos, semigraben en sucesin y localmente aparecen horst, por lo que pueden existir lagos temporales. La evolucin de las estructuras sigue el siguiente orden: Rift continental => Tipo Mar Rojo => Tipo Golfo de Adn. (Ciclo de Wilson) 2. AULACGENOS Son estructuras de tipo graben en el interior de los continentes generadas por tectnica extensional durante el Proterozoico, aunque aparecen tambin en el Fanerozoico. Abortamientos del principio del Ciclo Wilson. 2.1. CARACTERSTICAS

Estructura tipo graben que se encuentran radialmente a los cratones y perpendicularmente a los cinturones orognicos

Limitados por fallas normales Su estructura final tiene forma de graben con semigraben y algunas veces con las capas

suavemente plegadas Se observan estras verticales como consecuencia de fallas normales y estras horizontales

por haber sufrido fallas de desgarre No existe esquistosidad y en el caso de que la haya, es leve.

2.2. SEDIMENTACIN

Fase precuarcita: sedimentos plegados, previos al desarrollo del rift con materiales volcnicos y plutnicos (pillow-lavas). Localmente estn controlados por fallas y se encuentran por debajo de una discordancia

Fase cuarcita: secuencia potente (2-4 Km) de cuarcitas, areniscas silceas y conglomerados. Son sedimentos fluviales de abanicos aluviales tpicos de la fase rift. Estn controlados por

Etapa comn: Rift continental

fallas que a la vez controlaban la subsidencia diferencial. Fase doloma: formacin carbonatada Fase pre-flysh: son sedimentos finos que se han hundido y que provienen del continente.

Este tipo de sedimentacin invade, no solo el graben, sino tambin el cratn. Fase flysh: sedimentos clsticos que provienen de una cadena montaosa que se est

formando cerca por causa del orgeno. Se forman cuando se aproxima la deformacin fuerte.

Sedimentos de tipo molasa: material detrticos procedentes de la erosin del orgeno Indica que la deformacin est en sus fases finales.

Al final el proceso aborta. La subsidencia trmica se produce sin haberse generado corteza ocenica. Se producen tres fases:

Fase tectnica: relleno del graben con subsidencia tectnica muy grande al principio (controlado por fallas) y ms paulatina luego (controlada por el enfriamiento)

Fase de transicin: los bordes se hunden por subsidencia trmica ya que, al aumentar la temperatura por la subsidencia tectnica, aumenta la densidad

Fase molasa: se produce la deformacin provocndose fallas de despegue y se deposita la molasa.

2.3. ETAPAS DE LA EVOLUCIN TECTNICA DE UN AULACGENO Estas estructuras son uniones de tipo RRR sobre la corteza continental al coincidir con un punto caliente del manto. La evolucin de la rama es hacia la corteza ocenica, y el aulacgeno queda como una rama abandonada, mientras que las otras dos ramas, una vez concluido el ciclo de Wilson, forman unas zonas de subduccin, que, finalmente, darn lugar a orgenos:

Orgeno: depsitos de margen continental pasivo Aulacgeno: depsitos de relleno de graben 1. Rift continental

2. Estructura tipo Mar Rojo (separacin de los bloques) 3. Estructura de tipo Golfo de Adn (ocano estrecho) 4. Formacin de un ocano ancho (subsidencia de la rama abortada) 5. Formacin de un orgeno donde antes haba una rama de rift. Paralelamente la rama del

rift abortada da lugar al aulacgeno.

Tericamente se producen por la fragmentacin de un continente a partir de los puntos calientes que originan fracturas y estructuras tipo. Dejando aulacgenos como zonas olvidadas que luego originan zonas deprimidas donde se sitan redes fluviales que darn lugar a sedimentacin. Estas estructuras se observan en los Apalaches (USA.) y en la rama occidental del Rift Africano (aulacgeno formado por la separacin de frica y Sudamrica). 3. IMPACTGENOS Son graben perpendiculares al orgeno formados en las fases finales del Ciclo de Wilson por colisin de dos continentes, uno de los cuales tiene un saliente que es el punto que colisiona y sufre la deformacin orognica, produciendo una transmisin de esfuerzos entre los dos continentes. En la formacin de estas estructuras el manto tambin puede ser pasivo. Ejemplo: Graben del Rin, que es una estructura tipo graben oblicua a la cadena Alpina. 4. MODELOS DE DEFORMACIN DE LA LITOSFERA EN RGIMEN EXTENSIONAL 4.1. ESTRUCTURA BASIN AND RANGE Cordillera situada al Oeste de Canad, USA. (California y Arizona) y Mjico. Es una regin extensional formada por fallas normales de bajo ngulo, incluso horizontales, formando anillos de bajo ngulo. Forman planos, detachment separando los bloques superiores de tectnica frgil y los inferiores de

tectnica dctil. La extensin es debida a un estiramiento cortical, y la zona frgil forma estructuras graben y semigraben, y la zona dctil est acompaada de intrusin de material gneo. Esta estructura se explica mediante dos modelos:

Deformacin de la corteza por cizalla pura: dos fallas normales horizontales se conectan, producindose la deformacin por estiramiento y los bloques se separan a la misma velocidad unos de otros, surgiendo un adelgazamiento de la corteza y una subida del manto astenosferico por el que se producen intrusiones gneas (simetra ortorrmbica)

Deformacin de la litosfera por cizalla simple: una sola falla muy tendida que alcanza gran profundidad, o detachment originado en la litosfera. La zona frgil se fractura en tectnica tipo domin y fallas lstricas, descendiendo y produciendo un adelgazamiento de la litosfera y ascenso de la astenosfera.

5. MODELOS DE ROTURA CONTINENTAL El modelo de Dewey y Durke se inicia en puntos RRR sobre puntos calientes que se propagan lateralmente. Las roturas se producen hacia el punto triple (que coincide con el punto caliente) en vez de al revs. Se aplica el tringulo de Affar, que es una gran depresin de forma triangular rellena de materiales magmticos de dos series:

Una alcalina: ms antigua. Tiene materiales cidos asociados a edificios volcnicos, materiales bsicos y algunos granitos

Una toletica: ms moderna. Tiene materiales bsicos y cidos. Cerrando el tringulo estn el basamento por un lado, y el bloque levantado donde hay material volcnico, por otro. Este tringulo se forma por dos ramas de rift que se acercan (Rama del Mar Rojo y Golfo de Adn), producindose la rotura en el punto caliente en el que coinciden las dos ramas. Se produce la rotura porque ha habido un adelgazamiento de la litosfera y se generan fallas por las que asciende el material magmtico, separndose los bloques. Esta estructura es inversa al modelo de rotura a partir de un punto caliente. El tringulo, por tanto, es una zona de convergencia de dos rifts propagantes y una deformacin intensa sobre el punto caliente que es donde va a acabar la rotura.

TEMA 10. LMITES DE PLACA DE TIPO TRANSFORMANTE

Ligados a segmentos de dorsal y a zonas donde hay convergencia de placas, y tambin a corteza continental. En ambientes ocenicos y continentales forman sistemas con geometras muy diferentes. Las fallas de desgarre se clasifican en tres grupos segn el ambiente en que aparecen:

Translitosfricas: en el lmite de