Tema 1: Conceptos fundamentales

Parte de la presentación se tomó de la clase de Teresa Orozco y Arturo Gómez-Tuena

atmósfera hidrósfera

Tierra sólida

biosfera

¿Origen de la Tierra?

4

Estructura de la Tierra

Oceánica: homogénea Basalto Continental: heterogénea Granodiorita

Manto : ̴80 % del volumen Peridotita

Núcleo : Aleación de Fe y Ni

Capas definidas por su composición

6

El Núcleo: ~3 400 km de radio 32.5% de la masa de la tierra Aleación de Fe-Ni Externo: líquido Interno: sólido

Meteorito metálico

~3,400 km

7

El Manto: ~3 000 km de radio 66% de la masa de la Tierra 83% volumen total de la Tierra Minerales ricos en Fe-Mg Rocas ultrabásicas

La composición promedio del manto es: SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MgO CaO Na2O 46% 0.2% 4% 7.5% 38% 3.2% 0.3% El resto de los elementos < 0.5%. Contenido de H2O ~100 ppm

Composición del manto Rocas ultrabásicas

olivino (Mg,Fe)2SiO4 ortopiroxeno (Mg,Fe)2SiO6 clinopiroxeno Ca(Mg,Fe)Si2O6 Además de un mineral aluminoso que depende de la presión: 0-1 GPa, Plagioclasa CaAl2Si2O8-NaAlSi3O8 1-3 GPa, espinela MgAl2O4 >3 GPa, granate (Fe,Mg,Ca)3Al2Si3O12

¿Qué minerales hay en el manto?

La Corteza: Espesor varía 6-80 Km (40 km prom) 0.5% de la masa total de la tierra Corteza Oceánica: 6-10 km Edad < 200 Ma ~50%:~50% ferromagnesianos:feldespatos Composición intermedia (rocas máficas) Corteza Continental: 10-80 km (35-40 km prom) Edad variable (3.6 Ga-4.4Ga?) Empobrecida en Fe-Mg, enriquecida en Al, Si, Ca y Na Rocas félsicas

Granito Granodiorita Gabro

Características de las cortezas continental y oceánica

La composición promedio de la corteza oceánica (máfica): SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O 50.5% 1.6% 15% 10.5% 7.6% 11.3% 2.7% 0.1% El resto de los elementos < 0.5%. Contenido de H2O ~1000 ppm Enriquecida en TiO2, Al2O3, CaO, Na2O y K2O; muy empobrecida en MgO respecto al

manto

Composición de la corteza oceánica Rocas máficas

Clinopiroxeno Ca(Mg,Fe)Si2O6 Feldspatos (plagioclasa) CaAl2Si2O8-NaAlSi3O8 Además de Olivino, Opx, trazas de Cuarzo. Anfíbol (hornblenda) Ca2(Mg,Fe)4Al2Si7O22(OH)2

¿Qué minerales hay en la corteza oceánica?

Composición de la corteza continental Rocas félsicas

La composición promedio de la corteza continental: SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O 57% 0.9% 16% 9% 5% 7.4% 3.1% 1.0% El resto de los elementos <0.5%. Contenido de H2O es muy variable, pero puede

alcanzar más de 8% Enriquecida en SiO2, K2O con respecto al manto y corteza oceánica.

Plagioclasa CaAl2Si2O8-NaAlSi3O8 Feldspato alcalino NaAlSi3O8-KAlSi3O8 Cuarzo SiO2 Mica: Biotita KMg3(AlSi3)O10(OH)2 Mica: Muscovita KAl2(AlSi3)O10(OH)2

¿Qué minerales hay en la corteza continental?

Propiedades físicas

•Temperatura •Densidad

Comportamien-to mecánico

Litósfera: Nivel relativamente rígido (frío) Que incluye la corteza y parte del manto superior Astenósfera: Nivel plástico, porciones fundidas Parte del manto superior Meosfera: Capa semi-rígida capaz de fluir Manto inferior Núcleo externo: Comportamiento líquido, Fe y Ni Su convección genera el campo magnético Núcleo interno: Comportamiento sólido, Fe y Ni

Evidencias indirectas de la composición y estructura de la Tierra

Las ondas sísmicas cambian de velocidad y se desvían y reflejan al atravesar zonas con propiedades distintas

Mina más profunda: 4 km (Sudáfrica)

Pozo más profunda: 14 km (Rusia)

El cambio en la densidad es muy importante!!

Evidencias directas de la composición de la Tierra

Xenolitos del manto

Meteoritos

Rocas del manto ̴200 km

Evolución de la Tierra a través del tiempo y curva de crecimiento de la corteza terrestre

* Origen de la vida

Origen de los Oceános

¿Fuentes de Energía en la Tierra? Energía Solar: Mueve hidrósfera y atmósfera (intemperismo y erosión) Energía Interna: Dinámica interna. Actividad tectónica

Procesos geológicos: energía

Fuentes de energía interna en la Tierra

Energía Gravitacional Acreción y Diferenciación

Decaimiento Radiactivo

238U, 235U, 232Th, 40K, 87Rb

U Th K Rb

Corteza oceánica 0.065 0.164 850 0.73

Corteza continental 1.4 5.6 10E3 57

Manto .021 .085 301 0.6

50-90% del calor interno

Concentraciones (ppm)

Transferencia de calor en la Tierra Radiación: Transmisión de energía electromagnética hacia el medio ambiente. El sol, un foco, etc.

Conducción: Transferencia de vibraciones a nivel atómico y molecular cuando existe contacto entre dos cuerpos con distinta temperatura.

T2=1000

T1=300

l

Grad. Térmico (∆T= T2-T1/l)

Flujo calorífico=∆T x kT

kT=conductividad térmica kTCu=0.9, kTRoca=0.005 (cal/cms°C) Flujo calorífico=cal/cm2s=(watt/m2)

Flujo Calorífico Tierra =0.09 watt/m2

Gradiente Geotérmico = ΔT/z

En la corteza 20-40° C por kilómetro

Extrapolado

¿El gradiente es constante?

Modelo numérico de la convección del manto

Convección del manto Movimiento de calor. Controla la dinámica del interior de la Tierra

Tectónica de placas y magmatismo

Convección Disipación de calor

Trabajo

Transferencia de energía y masa

Límites de palacas

26

Límtes Divergentes Crestas Oceánicas

Edad de la corteza oceánica

28

Límites Divergentes “Rifts Continentales”

29

Límites Convergentes

30

Límites Convergentes Colisión Continental

31

Límites Transformes ¿Magmatismo?

Cuencas pull-apart: volcanismo basáltico en pequeños volúmenes

Golfo de aqaba, Mar Muerto

Magmatismo Intraplaca “Plumas del Manto” o “Puntos Calientes”

Basaltos de Columbia River Islandia

Introducción al estudio de las rocas magmáticas

• Las rocas ígneas se forman por el enfriamiento y solidificación de un magma

• MAGMA: masa silicatada que deriva de la fusión de rocas del manto superior o de la corteza

magma

gases

líquido cristales

Componentes de un magma

¿Qué es un magma?

Magma • Un magma es una mezcla de liquido, cristales y gases

que al solidificar (cristalizar) constituye una roca ígnea. 1. componente líquido (fundido): iones móviles de los

elementos que se encuentran en la corteza terrestre y en el manto.

2. componente sólido (cristales): silicatos que cristalizan a partir del magma conforme éste se enfría.

3. componente gaseoso (volátiles: H2O, CO2, SO2), disuelto en el magma hasta que éste cristaliza o alcanza la superficie.

Posibilidades de magma

lava

gases

líquido cristales

gases liberados a la atmósfera

magma / lava

•La corteza y el manto superior están compuestos fundamentalmente de rocas sólidas (litósfera).

•Para que un magma se forme las rocas deben de fundirse.

•¿Cómo se funden las rocas de la corteza y el manto superior?

¿Cómo se forma un magma?

Variaciones del gradiente geotérmico

Variaciones del gradiente geotérmico

Gradiente geotérmico y fusión parcial

Proceso de fusión parcial

• La fusión de los sólidos está relacionada principalmente con:

1) Descompresión (pérdida de presión: -P) 2) Presencia de volátiles (+ volátiles) 3) Incremento de Temperatura (+ T)

Cambios en Presión, Temperatura y Volátiles

Fusión parcial Aumento de T (inyección

de magmas procedentes del manto en la corteza);

Disminución de P (descompresión adiabática del manto);

Movimiento del Solidus hacia T más bajas (inyección de fluidos en la fuente mantélica).

Lherzolita: un tipo de peridotita con olivino > Opx + Cpx

Olivino

Clinopiroxeno Ortopiroxeno

Lherzolita

Websterite

Ortopiroxenita

Clinopiroxenita

Websterita con olivino

Peridotitas

Piroxenitas

90

40

10

10

Dunita

Fusión parcial del manto

15

10

5

0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8

Wt.% TiO2

Dunite Harzburgite

Lherzolite

Tholeiitic basalt

Residuum

• La lherzolita es la principal fuente de fusión parcial en el manto (fértil)

• La dunita y la harzburgita son residuos refractarios despues de la extración de magma basáltico, luego de la fusión parcial del manto

Fusión parcial del manto

Diagrama de fases para una lherzolita con 4 fases minerales aluminosas:

Plagioclasa somera (< 50 km)

Espinela 50-80 km

Granate 80-400 km

Si VI coord. > 400 km

Fases minerales =

Figure 10.2 Phase diagram of aluminous lherzolite with melting interval (gray), sub-solidus reactions, and geothermal gradient. After Wyllie, P. J. (1981). Geol. Rundsch. 70, 128-153.

Fusión del manto Aumento de temperatura

Decremento de la presión Adiabatica, no adiabática La fusión por descompresión puede alcanzar un 30%

Figure 10.4. Melting by (adiabatic) pressure reduction. Melting begins when the adiabat crosses the solidus and traverses the shaded melting interval. Dashed lines represent approximate % melting.

Adición de volátiles (especially H2O)

Figure 10.4. Dry peridotite solidus compared to several experiments on H2O-saturated peridotites.

Tectónica de placas y origen de los magmas

1. Dorsales oceánicas 2. Rifts intracontinentales 3. Arcos de islas 4. Márgnes continentales

activos

5. Cuencas de antearco 6. Islas oceánicas 7. Otras zpnas

intracontinentales

• El tránsito del magma a través de la corteza continental puede causar una fusión adicional generando magmas químicamente más complejos.

• En las cortezas continental y oceánicas, los magmas derivados del manto pueden cristalizar de forma parcial y dar lugar a una gran variedad de composiciones.

• La corteza también puede fundirse si las condiciones de presión, temperatura o presencia de volátiles se modifican.

Composición de los magmas

Composición de los magmas