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1 TECTONICA GLOBAL: descripción cuantitativa de la cinemática de la litosfera (Vine and Mathews). TEMA 1. PERSPECTIVA HISTÓRICA: DE LA DERIVA DE LOS CONTENENTES A LA TECTÓNICA DE PLACAS. Es el modelo que sirve de marco a todas las ciencias de la tierra: geofísica y geología, y a todas sus ramas. Es un modelo en el que se pueden predecir cálculos, verificar hipótesis,... LITOSFERA: capa externa rígida de unos 100 Km de espesor, dividida en unidades que se mueven unas respecto de otras. La tectónica global no procede de la geología, sino de la geofísica, pero inmediatamente fue interaccionada con la geología. La litosfera descansa sobre una capa dúctil, la astenosféra. La extensión lateral de las láminas, que forman la litosfera, es de centenares o millares de kilómetros. Los movimientos relativos entre ellas son de tres tipos: Alejamiento: se crea litosfera Convergencia: se consume litosfera. Se produce subducción. Lateral: tipo desgarre. Son zonas transformantes. Los límites de las placas se definen por la deformación, la actividad tectónica y la sismicidad asociada. Aparecen cinturones de actividad sísmica. En las áreas donde hay corteza continental, los límites son más difusos. 1. EVOLUCIÓN DEL CONCEPTO DE TECTÓNICA GLOBAL La tectónica global se desarrolla a partir de estudios de geofísica (después de la 2o Guerra Mundial): sismología, paleomagnetismo,... La tectónica global se construye a partir de dos teorías fundamentales: Deriva continental: se desarrolla a partir de ideas antiguas. La geometría de los continentes hace pensar que pudieron estar unidos (Zinder, 1858) Expansión del fondo oceánico: se establece a comienzos de los años 60. Los autores que siguieron esta teoría fueron: Hezeen (1959), Erwing (1955), Hess (formula la teoría, 1960- 61) 2. DERIVA CONTINENTAL A mediados del s. XIX Zinder sugirió que todos los continentes estaban unidos. En 1910, Taylor explica la formación de cordilleras: las masas continentales se desplazan formando

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• TECTONICA GLOBAL: descripción cuantitativa de la cinemática de la litosfera (Vine and Mathews).

TEMA 1. PERSPECTIVA HISTÓRICA: DE LA DERIVA DE LOS CONTENENTES A LA TECTÓNICA DE PLACAS.

Es el modelo que sirve de marco a todas las ciencias de la tierra: geofísica y geología, y a todas sus ramas. Es un modelo en el que se pueden predecir cálculos, verificar hipótesis,...

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

La tectónica global no procede de la geología, sino de la geofísica, pero inmediatamente fue interaccionada con la geología. La litosfera descansa sobre una capa dúctil, la astenosféra. La extensión lateral de las láminas, que forman la litosfera, es de centenares o millares de kilómetros. Los movimientos relativos entre ellas son de tres tipos:

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

Los límites de las placas se definen por la deformación, la actividad tectónica y la sismicidad asociada. Aparecen cinturones de actividad sísmica. En las áreas donde hay corteza continental, los límites son más difusos. 1. EVOLUCIÓN DEL CONCEPTO DE TECTÓNICA GLOBAL La tectónica global se desarrolla a partir de estudios de geofísica (después de la 2o Guerra Mundial): sismología, paleomagnetismo,... La tectónica global se construye a partir de dos teorías fundamentales:

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

• Expansión del fondo oceánico: se establece a comienzos de los años 60. Los autores que siguieron esta teoría fueron: Hezeen (1959), Erwing (1955), Hess (formula la teoría, 1960-61)

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

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

• Argumentos geodésicos: mediciones en Groenlandia • Argumentos geofísicos: continentes = océanos; estructura de la corteza, distribución de los

terremotos, formación de unidades, mantos de corrimiento,... • Argumentos geológicos: encaje de rasgos entre continentes • Argumentos paleoclimáticos: glaciaciones,... • Argumentos paleontológicos: distribución de los distintos fósiles. Ejemplo: Mesosaurio (se

encuentra tanto en Sudáfrica como en Sudaméríca) • Motor de la deriva continental (ideas que fueron insuficientes):

o Fuerza de fuga polar: deriva de la rotación, fuerza centrífuga o Fuerza de marea terrestre o fuerza de Eötvös

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

• Deriva polar • Inversión del campo magnético

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

• En rocas ígneas se produce por la ordenación de minerales ferromagnesianos cuando cristalizan

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

Al ver que las rocas se imantaban, se podía estudiar el campo magnético del pasado a través de las rocas, descubriendo que cuando en un continente se mide el campo magnético remanente se observa que en rocas subactuales (6000 años) el polo magnético coincide con el actual, pero al estudiar rocas más antiguas, el polo magnético no coincide con el polo remanente. Es decir, el polo Norte había ido cambiando de posición 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 movían. Si tomamos, dos curvas (para dos continentes) y las hacemos coincidir los continentes se unen.

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3.2. INVERSIÓN DEL POLO MAGNÉTICO (BRUNHES, 1906; NAGATA, 1952; IRVING, 1964; COX. 1969) Durante los años 50 se cartografiaron los fondos oceánicos observando rasgos que no se observaban en la superficie terrestre, surgiendo la teoría de expansión oceánica (Hess, 1960-1961). Suponiendo que en el fondo oceánico se generaban las dorsales, a la vez que se separaban estas se expandían los fondos oceánicos. Al tiempo que se desarrollaba esta teoría, se desarrollaba la teoría de la inversión de la polaridad magnética. Al estudiar columnas y medir el campo magnético, éste unas veces apuntaba hacia el polo Norte, pero otras veces lo hacía hacia el polo Sur, es decir, había una inversión de la polaridad magnética, llegándose a la conclusión de que la polaridad magnética cambiaba con el tiempo. Realizándose estudios en los cortes de U.S.A. se observó que en los océanos había anomalías en el campo magnético, es decir, había zonas donde el campo magnético era un poco mayor al campo magnético actual (zona positiva) y otras donde el campo magnético era un poco menor al actual (zona negativa), llegando a la conclusión de que las rocas se magnetizaban al salir de la dorsal según el campo magnético vigente. Se observó que los cambios de polaridad eran simétricos a ambos lados de la dorsal. Las bandas de anomalías magnéticas representan isócronas, que definen sectores en los que la edad de las rocas es la misma y reflejan el campo magnético en el momento en que se formaron. A mayor distancia de la dorsal, mayor será la edad de la roca.

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3.3. MAGNETISMO REMANENTE Las rocas conservan un campo magnético impreso que puede tener dos orígenes:

• DRM: magnetismo remanente deposicional (sedimentario). En una secuencia sedimentaría, las partículas de magnetismo se depositan paralelamente al campo magnético. Al compactarse, las partículas pueden girarse, pero no se alejan mucho de la posición que llevaban antes de depositarse.

• TRM: magnetismo remanente térmico. Los minerales magnéticos orientan su spin según el campo magnético. Todo esto ocurre cuando la temperatura es menor que la temperatura de Curie, pero si aumentamos la temperatura, el campo magnético se borra. Al volver a enfriar (por debajo de la temperatura de Curie) se vuelve a imprimir un campo magnético pero con orientación distinta.

El vector F es el campo magnético; su componente horizontal forma con el Norte un ángulo que es la declinación. En 1967, Cox describe un modelo que representa las bandas TRM por debajo de 580 °C. El movimiento es lateral, según se mueve, cambia el campo. Puede aparecer como anomalía positiva o

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anomalía negativa. La anchura de las bandas de polaridad depende del tiempo y de la velocidad y representan la duración de las distintas épocas y eventos (dentro de la época, momento en el que cambia la polaridad) 4. RECONSTRUCCIÓN GEOMÉTRICA DE LOS OCÉANOS Se relacionaron las bandas de anomalías magnéticas con variación en el campo magnético. Sacaron muestras de rocas de los océanos, se trataba de rocas máficas y ultramáfícas (basaltos, peridotitas, serpentinas,...). Se dataron esas rocas y se vio que todas eran posteiores al Jurásico Inferior (es decir, más modernas) y en el continente las había incluso de 3500 m.a. Las conclusiones que se sacaron, eran:

• El océano era muy moderno comparado con los continentes • La edad de formación de la Tierra era mayor que los océanos.

El proceso consistía en que el material caliente proveniente del interior de la tierra se enfriaba y se expandía lateralmente. En esencia, admitía un proceso de serpentinización de rocas máficas y ultramáficas. Estas rocas tienen una estructura especial en la que entra el agua. Es aquí donde se forma la corteza. 4.1. CARACTERÍSTICAS DE LAS DORSALES Prueba de la expansión oceánica junto con la inversión del campo magnético.

• La naturaleza y actividad volcánica de las dorsales • La presencia de movimientos sísmicos en las crestas de las dorsales, que tienen un foco o

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

océano; debido a la existencia de procesos de dilatación y fracturación y a la mayor temperatura de las dorsales.

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

5. ESTUDIO DE LA MORFOLOGÍA DE LOS FONDOS OCEÁNICOS Durante los años 50 (se cartografía el suelo oceánico durante la guerra fría) U.S.A. estudia los océanos y promueve estudios del fondo marino mediante sondeos y toma muestras para conocer topografías, sistemas de corrientes,... Surge la geomorfología del fondo oceánico, distinguiéndose diversas provincias: Llanura abisal Talud continental Plataforma continental Grandes cadenas montañosas (dorsales) Relieves submarinos aislados Montes submarinos y guyots => Quedan por encima del nivel del mar y se erosionan por abrasión.

Se observó que esta morfología era muy diferente a la de los continentes. El rasgo más llamativo eran las dorsales medioceánicas, donde la profundidad es mucho menor que la media. A los lados de estas dorsales medioceánicas aparecen unas cuencas oceánicas (4-5 Km de profundidad). Se distinguen varias áreas:

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Cresta: es la parte más 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 transición hacia las llanuras abisales. Esta estructura es muy rugosa. Existen crestas paralelas al eje de la dorsal con depresiones intermedias que pueden tener cierta extensión. Están 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 demostró que en el océano hay un basamento formado por basalto. Además, se vieron otras estructuras: relieves, montanas submarinas. A veces dispersas, a veces en cadenas llamadas dorsales asistidas. Son también volcánicas. Algunas tenían el fondo plano, en cuyo caso se denominaban guyots, pudiendo llevar sedimentos carbonatados. Surcos profundos (miles de metros) denominados fosas oceánicas. Aparecen adosadas al borde de un continente, o acopladas a un arco isla, donde hay relieve volcánico,... (geometría asimétrica hacia el continente. Se vio que había una relación genética entre dorsales oceánicas y rifts continentales. Se pensó que eran zonas de creación de montañas, y de penetración hacia el interior de la corteza. 5.1. FALLA TRANSFORMANTE (TUZO WILSON, 1965) Analizando la profundidad de las fosas oceánicas y dorsales, encuentra relación entre ellas. Describe un nuevo tipo de estructura: fallas transformantes. En las dorsales aparecían unas fallas ligadas a ellas que las desplazaban. Si se interpretase en tiempo geológico clásico: se interpretaba como falla sinextral, el movimiento era al contrarío (posteriormente se demostró por mecanismo focal que cuando había terremotos en las fallas el mecanismo focal del movimiento era al revés del previsto).

Según 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.

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

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A partir de Trozo Wilson, elaboraron una teoría denominada teoría de la esfera. Esta teoría describe el movimiento de las placas. 6. HIPÓTESIS DE VINE- MATTHEWS (1963) Intentaron explicar el diseño de bandas de anomalías magnéticas diciendo que la magnetización se producía en el eje de la dorsal al producirse la cristalización por debajo de la temperatura de Curie. Luego las rocas se mueven hacia los lados. De esta forma se generan isócronas que son la base para medir la velocidad del movimiento de las placas. La anchura de las bandas también habla de la velocidad de expansión. 7. SISMOLOGÍA (BENIOFF, 1954) Las zonas de actividad sísmica 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 aproximación y en otras de separación, lo que coincide con la teoría de expansión oceánica. En los años 60 se crearon estaciones sismológicas que detectaban terremotos naturales. Éstos al ser superpuestos en un mapa nos muestran como hay áreas especialmente cargadas por este fenómeno. La distribución de los terremotos indica los límites entre las placas. Se dan en cinturones oceánicos (zonas de interacción entre placas) y en el continente (áreas de actividad sísmica más amplia) El plano de Benioff resulta de proyectar en un sistema de coordenadas la profundidad de los focos sísmicos, 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 litosferíca descendente. Se observa que había zonas de alta eficacia sísmica (corteza) y otras de baja eficacia sísmica (manto) Así, al conjunto de cada placa inclinándose por debajo de otra, metiéndose hacia el interior, se

llamó zona de subducción.

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7.1. ZONAS DE SUBDUCCIÓN Hay focos de terremotos hasta grandes profundidades. La placa que subduce sufre, según la zona, distensión o compresión.

• 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 sismología nos da información sobre:

• La mayor parte de los seísmos, se concentra en las fosas oceánicas • La distribución es más dispersa en zonas de colisión de continentes • En zonas donde se concentra la actividad sísmica también hay otros elementos importantes

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

TEMA 2. LA ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA Y EL MODELO SÍSMICO 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 sismología aporta otras informaciones, como pueden ser los distintos tipos de límites:

• Zona de subducción de una placa bajo otra • Fallas transformantes que unen segmentos de dorsal (San Andrés)

Un terremoto es un proceso de liberación de energía elástica acumulada en un punto a través de una rotura. Se irradia hacia fuera en forma de ondas elásticas: tienen una trayectoria general curva, cóncava hacia arriba.

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

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

1. TIPOS DE ONDAS SÍSMICAS; REFLEXIÓN Y REFRACCIÓN 1.1. ONDAS DE CUERPO Son las que viajan por el interior de la tierra. Hay dos tipos:

• Ondas P: son ondas de compresión, 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 partículas tiene la misma dirección que la dirección de propagación 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 partículas es transversal a la dirección de propagación, por lo que se les llama transversales. Deforman la roca lateralmente con un ángulo recto a la dirección de propagación, por ello no se propagan en líquidos. 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 dirección de propagación. El movimiento de las partículas tiene lugar en un plano horizontal perpendicularmente a la dirección de propagación de las ondas. No se propagan a través del agua. Producen sacudidas horizontales que actúan sobre los cimientos de las estructuras y por tanto produce daños.

• Ondas Rayíeigh: el movimiento de las partículas es rotacional. Las partículas se mueven en un plano que contiene el rayo de propagación, del foco al epicentro. Las partículas perturbadas por las ondas se mueven verticalmente y horizontalmente en el plano vertical orientado en la dirección en que viajan las ondas. Se propagan a través 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 sismológicas es la siguiente: ondas P, ondas S y ondas superficiales. Las ondas P son las más rápidas y las ondas superficiales son las más lentas.

La llegada de las ondas a las estaciones sismológicas 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 µ: módulo de rigidez del medio K: módulo de compresibilidad del medio

• MÓDULO DE RIGIDEZ DEL MEDIO (µ): resistencia del material a sufrir cizalla. Para líquidos 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.

• MÓDULO DE COMPRESIBILIDAD (K): resistencia que ofrece un cuerpo a comprimirse. Un cuerpo totalmente rígido tendría un módulo de compresibilidad igual a infinito.

En materiales poco compresibles, aumenta la velocidad de las ondas P, en materiales bastante rígidos, 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 más lejano al foco. 3. PARÁMETROS DE LOS TERREMOTOS Las características fundamentales de un terremoto vienen dadas por su situación y el tamaño, también por el momento en que se produce. 3.1. SITUACIÓN Nos da el epicentro, que es la proyección en la superficie de la tierra del foco sísmico. El foco sísmico es el lugar donde se localiza el terremoto y está a una cierta profundidad en el interior de la tierra. La profundidad de los terremotos varía 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. TAMAÑO DEL TERREMOTO

3.3.1. MAGNITUD DE UN TERREMOTO Parámetro objetivo relacionado con la energía que se libera. Se muestra con una escala logarítmica. Se halla con la amplitud de onda y la distancia se puede hallar de varías formas, no dando todos los métodos lo mismo.

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

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

• M

o magnitud local: definida en términos de máxima amplitud de onda para terremotos de poca profundidad.

s

• M: basada en la amplitud máxima 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 cómo se siente un terremoto en un punto de la superficie de la tierra (subjetivo) Es la aceleración del suelo producido por el terremoto y la relación intensidad máxima/aceleración máxima es: I0 = p log a0

Relación magnitud/intensidad máxima para terremotos superficiales: + q; siendo p y q constantes.

Ms = 0,67 I0

La intensidad es mayor cuanto más 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 más 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 región de máxima intensidad se le llama PLEISTOSISTA. La intensidad mide los daños o efectos que produce el terremoto que está relacionado con el tamaño del terremoto y depende de las condiciones locales. 3.3.3. ENERGÍA DEL TERREMOTO

M = log A/T + af(• ,h) + b

La energía que se libera, es proporcional a la magnitud. La energía de las ondas elásticas se puede calcular a partir de la magnitud, por la fórmula de Bath: log E = 12,24 + 1,44 Ms 3.3.4. MOMENTO SÍSMICO Relacionado con el tamaño de las fallas, depende del área de rotura y la cantidad de desplazamiento M0

• µ: módulo de rigidez

= µ A u donde:

• A: área de rotura • u: deslizamiento medio

4. CÁLCULO DEL EPICENTRO DE UN TERREMOTO. Las ondas P y S viajan con diferente velocidad y llegan antes las P que las S. Según aumenta la distancia, la diferencia de tiempo será mayor. La distancia es proporcional a la distancia entre ondas, así que si conocemos el retardo podemos calcular la distancia del epicentro pero no tenemos la dirección por lo que harán falta varías estaciones para localizar el foco. Se toman datos de distintas estaciones sismológicas. Con los datos de las estaciones se puede definir el epicentro del terremoto. Se tomarán circunferencias de radio la distancia calculada y estará en un punto de la intersección de todas las circunferencias. (Normalmente realizada con tres estaciones).

Una circunferencia trazada alrededor de una segunda estación intersecta a la primera en dos puntos, pero una tercera circunferencia localiza el epicentro. El terremoto está en algún punto de la circunferencia, por ello son necesarias varias estaciones. Según el desfase de tiempo, calcularemos la distancia. 5. ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA Las ondas sísmicas 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 sísmico a la estación pueden ser:

• Ondas directas (Pg

• Ondas reflejadas (P): son las más 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 sísmicas cumplen la Ley de Snell: se propagan por reflexión y refracción.

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

donde:

• i: ángulo de incidencia • r: ángulo de refracción

Si el ángulo de entrada es grande, el de salida es pequeño, y viceversa Si la tierra fuese homogénea, la refracción seria continua y en una dirección, como eso no ocurre, lo que tenemos es una refracción 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 ángulo crítico.

. La onda llega a la superficie reflectante y cambia su dirección de propagación.

La refracción se produce cuando una onda llega a una superficie de propagación de dos medios distintos. El cambio de velocidad que se produce, recibe el nombre de REFRACCIÓN. El ángulo crítico es el ángulo de incidencia necesario para que él ángulo de refacción sea de 90° y no se produzcan, así, ondas refractadas. A nosotros nos interesa la situación en la que el ángulo de incidencia es igual al ángulo crítico, porque la onda refractada se propaga en la capa inferior paralelamente al límite y permite hallar la posición de las discontinuidades, conocidos los tiempos y velocidades de las ondas sísmicas.

Siempre habrá una onda refractada SABD cuya incidencia sea igual al ángulo crítico por que el foco emisor S emite ondas en todas direcciones. Según la distancia y la velocidad de las ondas sísmicas directas y refractadas podemos calcular la profundidad de la superficie de discontinuidad (h) Esta situación la representamos en una gráfica tiempo-distancia llamada Dromocronicas. Las dromocrónicas representan la relación 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 propagación de la onda.

5.1. MOVIMIENTO DE LAS ONDAS SÍSMICAS EN EL INTERIOR DE LA TIERRA Hasta una distancia de unos 103° las estaciones recibían las ondas P y S; pero de 103°-143° no se reciben las ondas S. Esto se interpretó como que había una capa en el interior de la Tierra que hacía 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 líquida que es el Núcleo Externo.

Las velocidades sísmicas son inferiores en el núcleo y astenosfera que en las capas contiguas, de forma que el ángulo de refracción 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 (área sin llegada de ondas)

Diferenciamos ya Corteza, Manto y Núcleo, por el comportamiento de las ondas sísmicas. PcP: ondas que viajan por el manto y se reflejan en la transición manto-núcleo. PKIKP: ondas que penetran en el núcleo externo y se reflejan en una superficie que delimita núcleo externo líquido e interno sólido. Son ondas que viajan en el núcleo y en el manto. Las ondas que viajan por el interior del manto cuando se reflejan se les añaden un número o una letra que indica que se ha reflejado. Las mayúsculas indican las capas que atraviesan y las minúsculas superficies de discontinuidad donde se reflejan. Donde c es el manto-núcleo, I es el núcleo interno y K es el núcleo externo.

5.2. ESTRUCTURA SÍSMICA PROPUESTA POR JEFFREYS Y GUTEMBERG

Esta es la representación de las velocidades de las ondas sísmicas 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 más 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 disminución. Limita el manto y el núcleo externo y como la velocidad de las ondas S se hace 0, indica que este último es fluido (2900 Km)

• Límite núcleo externo e interno: hay un gran salto en la velocidad de las ondas P (según Gutemberg) o bien una caída seguida de un incremento (según Jeffieys) (4180- 5120 Km)

53. DIVISIÓN DE LA TIERRA EN CAPAS EN FUNCIÓN DEL COMPORTAMIENTO DE LAS ONDAS SÍSMICAS

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 disminución 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 transición. 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: núcleo externo. La velocidad de las ondas P disminuya hasta aproximadamente 8 Km/s a 2900 Km (discontinuidad de Gutemberg). A partir de ahí la velocidad de las ondas P sigue aumentando. Capa F: hay un pequeño salto en la velocidad de las ondas P que define esta capa (es el límite entre el núcleo externo y el interno)

6. EL NÚCLEO Está compuesto por dos capas, el núcleo externo y el núcleo interno, con una zona de transición entre ellos comprendidos entre 4980-5120 Km, en la que se produce un pequeño salto en la velocidad de las ondas sísmicas. El núcleo externo es líquido y el interno sólido (velocidades de las ondas P mayores y

además generan ondas S secundarias) La composición del núcleo se determina por la existencia de un campo magnético y del estudio de meteoritos que se suponen antiguos y con composición parecida a la del sistema primigenio, así como por el estudio de la densidad y velocidad de las ondas sísmicas y por el momento de inercia de la masa de la tierra, que nos llevan a deducir que su composición debe tener más elementos como el silicio, magnesio, etc, además del hierro y el níquel (el níquel está en menor proporción

que el hierro) La composición en todo el núcleo (líquido y sólido) se supone la misma en los dos. El hierro y el níquel no pueden ser únicos, han de estar acompañados por sulfuros y óxidos para ajustar la distribución de las densidades en profundidad. Según la Regla de Heim, la presión horizontal es igual a la presión vertical. Esta regla se cumple a mayor profundidad pero no en superficie. "Si yo ejerzo una presión sobre un material, ésta se transmite igual en todas las direcciones como si fuese un fluido". La composición del núcleo externo e interno es la misma, pero su estado de agregación varia ya que el punto de fusión del hiero es menor que el de las rocas. Al pasar del manto al núcleo, la temperatura es mayor a la de fusión y por ello hay un núcleo externo liquido, sin embargo, al aumentar la profundidad también lo hace la presión y la temperatura de fusión es mucho más alta y no es superada por el gradiente geotérmico. Este proceso lo explica la curva de solidus o fusión:

DENSIDAD PRESIÓN TEMPERATURA PROFUNDIDAD CORTEZA 2,7-3 <0,05 500 7-70 MANTO SUPERIOR 3,5 0,5 Apróx. 3500 670 MANTO INFERIOR 5,6 1,4 4000-6000 2400 NÚCLEO EXTERNO 9,9 Apróx2 6300 5100 NÚCLEO INTERNO 13 3,6 6670 6370 La presión aumenta linealmente hasta el núcleo que es 0 por que la gravedad en el centro de la tierra es 0 Hay tres hipótesis sobre la creación del núcleo:

• Condensación en equilibrio: proceso de diferenciación a partir de material protocósmico. La fusión de los silicatos hará que toda la masa se tienda a concentrar en el centro.

• Acreción heterogénea: el manto por acreción de cuerpos rocosos y luego se unen.

7. EL MANTO Aparece por debajo de la corteza y por encima del núcleo. El manto aparece por debajo de la discordancia de Mohorovicic, a diferente profundidad, según el tipo de corteza; la corteza continental es más ancha que la oceánica:

• Corteza oceánica: 10-12 Km • Corteza continental: 30-50 Km

El espesor los vemos en perfiles sísmicos de refracción. La corteza en los océanos es

muy delgada y la continental es mucho más gruesa. Hay raíces 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 regímenes tectónicos, 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 además, salvo en las series Precámbricas, 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. COMPOSICIÓN DEL MANTO Se ha visto que corresponde a rocas ultramáficas, 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 través de los datos aportados por la sismología

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

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

• También hay peridotitas con plagioclasas y dan las velocidades del manto anómalo.

Las rocas que forman el manto superior son peridotitas (densidad de aproximadamente 3,3 gr/cm3), son subsaturadas en sílice (ultrabásicas). Están formadas por minerales ferromagnesianos como el olivino y el piroxeno caracterizados por tener una alta densidad (también 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, también hay un cambio brusco en la velocidad y es que la espinela pasa a Perovskita

La velocidad de las ondas sísmicas será 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 rápido de la presión se da un cambio rápido de coordinación entre silicio y oxígeno, 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 más 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 años 60, porque existen zonas donde la velocidad disminuye y luego vuelve a aumentar. Se trata de las astenosfera, que además tiene potencias variables:

• 10 Km en los océanos • Mayor de 40 Km en las cordilleras (raíces 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 límite entre litosfera y astenosféra no es composicional sino que tiene una parte que es toda sólida y otra que tiene un 1-2% de material fundido a una temperatura de aproximadamente 1200 T. La litosfera engorda o adelgaza en función del grado geotérmico. 8. LA CORTEZA Hay dos tipos de corteza en función de la profundidad a la que aparece la discordancia de Mohorovicic:

• La corteza continental está a mayor profundidad • La corteza oceánica está a menor profundidad

La corteza fue estudiada a principios de siglo por Mohorovicic, a través de datos sismológicos a partir de terremotos y posteriormente en los años 70 se hicieron estudios de reflexión y se estudian estructuras más superficiales:

• Primero se hicieron perfiles sísmicos de refracción que reflejaban capas con diferentes densidades

• Después se hicieron estudios de sísmica de reflexión para ver estructuras como fallas, cabalgamientos,...

En estos perfiles se puede observar: • Una corteza muy delgada en los océanos 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 podría observar una superficie o discontinuidad de Conrad, que separa una corteza inferior más densa y una superior menos densa.

8.1. CORTEZA OCEÁNICA Tiene un espesor medio de aproximadamente 9-10 Km, siendo más delgada en las dorsales y más 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). Está 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 más lejos estemos de la dorsal. Capa 2: capa muy delgada con velocidades de ondas P entre 4-5 Km/s. Es más densa pero las velocidades son moderadas. Formada por lavas almohadilladas (pillow lavas) del basamento (basaltos) y algún dique debajo de ellas, de composición basáltica. Capa 3: capa más potente de 3 Km aproximadamente, bastante más densa y con velocidades que van entre 6,5-7 Km/s. Está formada por rocas ígneas plutónicas de composición básica (gabros), en la parte superior está formada por diques. Capa 4: por debajo de la discordancia de Mohorovicíc encontramos rocas ultramáfícas como las del manto, que en la parte alta está relacionada con gabros y en la parte baja con peridotitas, con una velocidad de aproximadamente 8 Km/s. Es un manto residual peridotítico, que está diferenciado pues ha habido fusiones parciales y ha subido material basáltico para ambas. La parte más alta son acumulados relacionados con gabros y por debajo son peridotitas que se forman en las dorsales.

8.2. CORTEZA CONTINENTAL Tiene una estructura más compleja. La velocidad de las ondas P varía desde menos de 5 Km/s en zonas superficiales aumentando muy rápidamente 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 basáltica): modelo inicial que contempla a la corteza formada por dos grandes capas, una superficial granítica y una más interna basáltica. 1. Capa de sedimentos de 2-3 Km de profundidad 2. Capa granítica 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 basáltica a 30 Km de la discontinuidad de Mohorovicíc. 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 más superficial está formada por rocas sedimentarias intruidas por cuerpos graníticos. Los plutones se expanden lateralmente entre las rocas metasedimentarias

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

• Pueden aparecer en la base materiales ultrabásicos (peridotitas)

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

• Son cuerpos sedimentarios inyectados por material granítico. La capa superior está formada por granito, rocas metamórficas con estructuras complicadas

Aumenta

la

profundidad

Materiales

más

densos

(ésta sería la capa granítica) • Por debajo estaría la discordancia de Conrad (muy poco marcada o

difuminada y en otros lados muy marcada) • Debajo de la anterior, habrá formaciones metamórficas de muy alto grado,

que en general pueden ser cuerpos horizontales. Ésta es una zona rica en materiales metamórficos anhidros de alto grado. Aquí el ambiente geotectónico cambia, por tanto, cambiarán las velocidades de propagación de las ondas sísmicas.

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

corresponde a rocas basálticas • Una capa menos profunda, con bajas velocidades de ondas sísmicas,

correspondientes a rocas graníticas y sedimentarias Ambas capas están separadas por la discontinuidad de Conrad. En función de las zonas, la estructura de la corteza será diferente, por ejemplo en un escudo la corteza continental tiene una estructura y en una cordillera tiene otra. 8.3. ESTRUCTURA SÍSMICA 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, metamórficas 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 más densas.

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

La sismicidad nos dice que la corteza es bastante compleja.

9. LITOSFERA Y ASTENOSFERA La litosfera comprende la totalidad de la corteza, más la porción del manto superior que llega hasta el canal de baja velocidad. La litosfera no es igual bajo los continentes y bajo los océanos; la litosfera continental parece ser más gruesa y más plástica que la oceánica. La corteza continental tiene un espesor medio de 32 Km, las temperaturas de formación de los minerales generados a más 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, están cerca de su punto de fusión y la roca que los contiene se vuelve dúctil Como en el manto no existen estos minerales, sino otros (como el olivino) de punto de fusión más elevado, el manto litosférico es mucho más rígido que la base de la corteza, por lo que desde el punto de vista de su resistencia mecánica la litosfera continental es como un bocadillo de dos niveles rígidos (corteza continental somera y manto), con otro dúctil 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 más débil, ésta pasa lateralmente al manto de la litosfera oceánica que tiene una gran rigidez. Las consecuencias de este tipo de estructura son: La escasez de terremotos en la corteza continental inferior en comparación con la superior, ya que la mayoría de los movimientos se resuelven mediante deformación plástica 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 sí misma y dando lugar a los cinturones de cabalgamiento típicos de las cadenas de montañas o bien adelgazándose como muchos márgenes continentales. Al hacer sondeos con las velocidades de las ondas sísmicas, surgió 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 fusión parcial. A esta capa se le llamó Astenosfera, se encuentra debajo de material más rígido (litosfera continental u oceánica) La zona de sombra que permite identificar el canal de baja velocidad en el manto superior no está definida en todas las áreas, e incluso en algunas zonas antiguas de los continentes, este nivel no se detecta con claridad, pasándose 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 límite térmico y no composicional.

TEMA 3. LAS PLACAS LITOSFERICAS Y SUS BORDES

1. ISÓCRONAS: INVERSIONES DEL CAMPO MAGNÉTICO

• ISÓCRONAS: líneas que unen puntos de igual edad. Se usan como isócronas los limites de las bandas de anomalías magnéticas (las rocas conservan impreso un campo magnético, que es el que dominaba cuando éstas se formaron MAGNETISMO REMANENTE, se da en rocas sedimentarias e ígneas).

Existen unos cuerpos magnéticos responsables de las variaciones del campo magnético, hay tres teorías:

• Masa de materiales volcánicos, con gran cantidad de minerales ferromagnesianos. • Un basamento que asoma desde abajo, y otras zonas donde hay anomalías. • Hay incrustado en la corteza un cuerpo magnético ígneo que da lugar a estas anomalías.

2. TIPOS DE IMANACIÓN REMANENTE 2.1. MATERIALES SEDIMENTARIOS Se llama imanación remanente de deposición o magnetismo remanente detrítico (DRM) Cuando las partículas son menores de 1/16 mm (tamaño limo o arcilla). Son de distinta naturaleza, habiendo minerales ferromagnesianos que se orientan según la posición del campo magnético. Las partículas quedan orientadas según el campo magnético terrestre al que estén sometidos en ese momento, aunque en el fondo los granos pueden girar y variar su posición por alguna anomalía. 2.2. MATERIALES ÍGNEOS Se llama imanación remanente térmica (TRM) Sobre las rocas ígneas que solidifican en la superficie actúa el campo magnético terrestre y sus minerales ferromagnesianos orientan sus espines paralelos al campo magnético cuando baja la temperatura por debajo de la temperatura de Curie (500-580 °C) La magnetización 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 magnético terrestre, la magnetización de la roca ya no varía. LAS BANDAS DE ANOMALÍAS MAGNÉTICAS DE LOS OCÉANOS En las dorsales se genera corteza oceánica, separándose dos placas A y B como consecuencia de la actividad de la dorsal. Las placas se mueven perpendicularmente a las isócronas. Durante el proceso de separación se genera más 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 dirección del movimiento de las placas. La velocidad se calcula midiendo el espesor entre dos isócronas y dividiendo por el tiempo:

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

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

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

En cada una de estas épocas hay periodos más o menos cortos, SUCESOS, en los que la polaridad tiene sentido opuesto al de la época. 3.1. CÁLCULO DE LA VELOCIDAD DE LAS PLACAS Se calcula con la distancia recorrida por un punto entre isócronas: Vplaca

= Distancia entre isócronas / Tiempo Haciéndolo de forma gráfica la pendiente de la recta será la que marque la dirección de movimiento. En fallas:

La velocidad tiene una notación con dos subíndices: 1V2

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

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

F BEF: BVF sen BD

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

Componente N-S: módulo V cos • Componente E-W: módulo V sen •

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

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

5. TIPOS DE UNIONES ENTRE PLACAS La unión 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 configuración geométrica de las capas, la unión

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

Un ejemplo real de unión triple es el de la placa de Juan de Fuca qué, junto con otra, forman parte de lo que queda de una antigua placa de mayor tamaño, la placa Farallón, 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 Andrés, de tipo transformante.

5.1. UNIONES TRIPLES Existen tres tipos de desplazamientos, cuyas combinaciones originan 16 tipos de uniones triples teóricas, pero que no se dan todas en la naturaleza. Los desplazamientos son R (dorsal), T (zona de subducción), F (falla transformante) En dorsales, la unión triple se mueve por la mitad del segmento ab; en fosas se mueve paralela a la línea ab, pero sobre la capa superior; y en fallas se mueve por la línea ab y no por el medio de ella. En los tres casos, para que la unión sea estable las líneas 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 ÍKK - 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 tectónica 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 subducción o limite convergente: T (trench) • dorsal: R (ridge)

La placa B se mueve respecto a la A produciéndose una rotación. El eje de rotación es el polo euleriano del movimiento, punto que se mantiene fijo antes, durante y después de la rotación, pero que no tiene porque estar dentro de la placa móvil (E). La rotación del polo euleriano es AWB

Para definir la rotación es necesario decir dónde está el polo y dar sentido y ángulo de giro (grados/año)

(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 más alejados del eje de giro se desplazan a mayor velocidad lineal y sufren un mayor cambio de dirección. 1. MOVIMIENTO DE LAS PLACAS EN LA ESFERA Cualquier desplazamiento en la esfera es una rotación y, por tanto, cumple el Teorema de Euler: "Existe un punto común en el desplazamiento, y éste es el centro de la tierra. La trayectoria será circular y su eje pasa por el polo euleriano y/o centro de la Tierra."

• TEOREMA DE EULER: el desplazamiento de una placa esférica sobre una superficie esférica puede describirse mediante una rotación (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 intersección del eje con la superficie esférica. La velocidad angular es cero en el polo euleriano, y es máxima a 90°. Las trayectorias son círculos menores alrededor de P. Todos los puntos se mueven por círculos menores. El que está a 90° es el círculo máximo. 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 rotación tiene un signo diferente en cada hemisferio. También 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 expansión en las dorsales tiene que ser igual a la velocidad de desaparición en zonas de subducción para que se mantenga la superficie terrestre.

• MOVIMIENTOS INSTANTÁNEOS: son los que podemos ver ahora en un esquema de tectónica de placas

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

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

1. La orientación 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 región donde está el polo (nube de puntos); cuando las fallas están muy próximas nos dan una zona muy alargada (como en los océanos)

2. La posición del vector deslizamiento de los terremotos: cualquier terremoto que se produzca en la falla lo hace en la dirección de desplazamiento de ésta. Las perpendiculares al vector deslizamiento se cortarán, por tanto, en el polo euleriano.

3. Las velocidades lineales: mediante las anchuras de las bandas de anomalías magnéticas se pueden medir isócronas, 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 unión 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. Está dividida en cuatro cuadrantes por los planos focales (en dos de ellos salen ondas que producen distensión y en los otros dos ondas que producen compresión)

• 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 compresión (vertical arriba y abajo), T es tensión (horizontal, derecha e izquierda). En las fallas inversas es al revés. El factor Q mide la calidad de transmisión de las ondas sísmicas. Cuando el material sea elástico, darán 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 más difíciles de explicar, ya

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

- Si la capa comprime el eje P estará paralelo al límite de la placa, y el eje T perpendicular al mismo. La orientación de los planos dependerá de la placa. Si la placa no está exactamente a 45°, los ejes no estarán perfectamente verticales.

- Si la placa se estira, el eje T estará paralelo a la placa y P perpendicular. No hay terremotos más profundos de 700 Km. Aunque la placa llegase hasta el núcleo, 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 más lejos estemos del punto caliente, más antiguos serán los materiales.

TEMA 5. LOS MOVIMIENTOS ABSOLUTOS DE LAS PLACAS 1. ¿CÓMO SON LOS MOVIMIENTOS ABSOLUTOS DE LAS PLACAS? Las placas se deslizan sobre el manto. Hay varias formas de establecer cómo 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 fusión parcial que da lugar a fluidos que salen al exterior construyendo edificios volcánicos.

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

DORSALES ASÍSMICAS: asociaciones de volcanes sin sismicidad. La dorsal asísmica de Hawái y las montañas submarinas Emperador indican movimientos en la placa Pacífica. 1.2. PALEOMAGNETISMO La curva de deriva de los polos magnéticos respecto al dipolo magnético permite, también, ver movimientos absolutos. 1.3. QUASERES Técnicas de interferometría a larga base, basadas en la utilización de referencias fijas en el espacio profundo. 1.4. SATÉLITES ARTIFICIALES

2. ¿QUÉ ES LO QUE MUEVE LAS PLACAS? Hay una necesidad geométrica 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 convección. Modelo de placas activas. 2.1. MODELO DE PLACAS PASIVAS; EL CALOR INTERNO Y LA CONVECOON La rama fría de la célula convectiva arrastra a la litosfera. La convección en el manto produce las dorsales y las zonas de subducción. El aumento de la temperatura del material, produce un desequilibrio originado por una diferencia de densidades. El material caliente sube a superficie, se enfría y desciende de nuevo por diferencia de densidades.

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

2. Dos series de células independientes: el calor interno quedará siempre aislado

La solución sería el intercambio de calor entre las zonas convectivas, es decir, un modelo mixto de corrientes de convección y superficiales. El modelo lógico sería:

Esta geometría 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 rápidas y placas lentas:

• Placas rápidas: Cocos, Pacífica, Nazca, Filipinas, india. Se mueven más de 5 cm al año. • Placas lentas: Euroasiática, Norte y Sudamericana, Antártica, oceánica y Africana. Se

mueven menos de 5 cm al año. 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 también cierto empuje (mucho menor) del manto astenosferico al ascender, y que

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

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

• Fuerza de subducción 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 subducción.

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 será la resistencia al movimiento

• Tracción en la placa con subducción: es la resistencia de la placa por colisión. Es proporcional a la longitud de las zonas de subducción

• Resistencia por arrastre de lámina: 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 subducción: a mayor zona de subducción, mayor velocidad. La tracción de la placa que desciende es muy importante, influyendo también en la dirección del movimiento de la placa

• La tracción de la lámina descendente

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

TEMA 6 COROLARIOS GEOLÓGICOS 1. CICLO GEOTECTÓNICO O CICLO TECTÓNICO: CICLO DE WILSON Se llamó así en honor de Tuzo Wilson. Explica los fenómenos de formación de magma, de minerales, de vulcanismos, e incluso formación y destrucción de barreras, además de controlar el clima. Se relaciona con la formación de corteza en las dorsales y la destrucción en zonas de subducción.

van separando. El océano comienza siendo muy estrecho (ejemplo: Golfo de Aden) y se va ensanchando, en principio sin haber zonas de subducción, sólo márgenes pasivos (ejemplo: Océano Atlántico)

• 2ª FASE: en algún punto comienza la subducción. Hay un momento en el que la corteza es muy

antigua, está muy fría y es bastante densa, por lo que, a causa de una serie de esfuerzos, comienza la subducción.

Puede ocurrir que la subducción sea mayor que la creación de corteza en la dorsal, y por tanto, la destrucción sea más rápida que la formación (ejemplo: Océano Pacífico), con la consecuencia de la desaparición del océano con un choque, y la formación de un orógeno. Queda una cordillera con una sutura donde puede haber restos de corteza oceánica. El resultado final del ciclo de Wilson será una nueva Pangea.

En el CICLO DEL MEGACONTINENTE (ciclo de las Pangeas), hay dos tipos de océanos: • Océanos interiores (ejemplo: Tethys, Atlántico): océanos entre continentes y que luego se cierran • Océanos exteriores (ejemplo: Pacífico): no hay repetición 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 magmático intrusivo • Adición lateral de rocas sedimentarias de la corteza oceánica.

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

Actualmente estamos en la etapa C. 2. MECÁNICA 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 máximo en el manto superior, volviendo luego a disminuir. Los limites son graduales con transformaciones de tipo dúctil – frágil.

2.1. ESFUERZO

• ESFUERZO: fuerza por unidad de área • = F/A. Se puede definir como la respuesta mecánica de las rocas a una fuerza aplicada con una magnitud y orientación determinadas en función de su cohesión. Un esfuerzo tiene dos componentes, normal y tangencial:

o Esfuerzo normal • o Esfuerzo de cizalla o tangencial •

• CÍRCULO DE MOHR: construcción gráfica 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 círculo de Mohr considerando, únicamente • 1 y • 3 (• 2 seria perpendicular al plano que forman). El valor

de • y • vendrá dado por:

2.2. DEFORMACIÓN

o OA: deformación elástica: se representa por una línea recta. Es reversible y proporcional al esfuerzo. E = • /E (cte) (Ley de Hooke)

o A: límite elástico o AB: deformación plástica: si se deja de aplicar el esfuerzo queda una deformación (dúctil). No

cumple la ley de Hooke. o B: punto de rotura (límite plástico)

2.2.1. FACTORES QUE INFLUYEN EN LA DEFORMACIÓN

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

o Cuando aumenta la presión la rotura se hace más dúctil y aguanta más esfuerzo. La presión 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 sección por corte de cizalla, y el esfuerzo tangente tiene un valor. µ = tg • donde:

• µ: coeficiente de rozamiento • • : ángulo de rozamiento interno

• = • + µ• => • = •0

• •: cohesion: • = • + • tg • (linea de resistencia intrínseca), donde:

0

La ley de Mohr-Coulomb nos da la rotura del material en función de la resistencia y la cohesión del material. La recta tangente nos define dos campos característicos:

• inestable: cualquier deformación que sobrepase la tangente, producirá la rotura del material • estable: deformación elástica o plástica. No hay rotura, se producen pliegues.

Cuanto mayor sea el ángulo • , menor será la resistencia de la roca A mayor cohesión, menor resistencia El esfuerzo cortante máximo seria • = 45° => • = 0 MODELO DE ANDERSON: las fallas son planos de rotura por cizalla. Se diferencian tres tipos de fallas dependiendo de la posición que toman los ejes de esfuerzos

• Falla normal: extensión o • 1

o • en la vertical

2 y • 3

o ángulo entre • en la horizontal

2 y • 3

• Falla inversa: compresión

es igual a 90°

o • 3

o • en la vertical

1 y • 2

o Ángulo entre • en la horizontal

1 y • 2

• Falla transformante: compresión y distensión

es igual a 90°

o • 2

o • en la vertical

1 y • 3

o ángulo entre • en la horizontal

1 y • 3

Esta clasificación es válida para rocas secas

es igual a 90°

2.4. PRESIÓN LITOSTATICA Y PRESIÓN DE FLUIDO

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

• PRESIÓN DE FLUIDO (PRESIÓN DE POROS): actúa en sentido contrario a la presión litostática y tiende a separar los poros. Su efecto será disminuir el esfuerzo normal

Presiones efectivas Opresión efectiva = presión litostática - presión de fluido):

• • = • n

• • = • – Pf

El círculo de Mohr se desplaza hacia la izquierda y se acerca a la línea de resistencia intrínseca. Cuando la presión de fluidos es muy grande el círculo de Mohr se desplaza hasta ser tangente a la línea de resistencia, la roca se romperá. Por tanto, las presiones efectivas hacen que la roca se rompa antes de lo que lo haría si estuviera seca. La existencia de fluidos facilita la rotura siempre que existan zonas de concentración de fluidos; a lo largo de ellas se producirán las roturas (fallas) Cuando ya existen fallas en las rocas, éstas serán planos de debilidad. Si se producen nuevos esfuerzos será más fácil mover las fallas ya existentes, aunque no todas, sólo las que favorecen la fragilidad. Se reactivan primero las fracturas porque son más débiles que la roca sólida, pero solo lo harán las que tengan una orientación que lo favorezca. Esto es el MOVIMIENTO RENOVADO O REPETIDO EN FALLAS. La corteza, por tanto, se deformará normalmente a lo largo de líneas de fractura ya existentes. 3. REOLOGÍA DE LA LITOSFERA La resistencia de la litosfera a romper aumenta con la profundidad. La astenosfera tiene un comportamiento dúctil, es decir, es capaz de fluir, y la litosfera tiene un comportamiento rígido frágil, comportamiento elástico que genera fractura frágil, la litosfera también se deforma de modo plástico.

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

• Dos capas poco resistentes con deformación dúctil donde se acoplan los cabalgamientos • Dos capas más resistentes

En la corteza la parte superior se comporta de forma frágil (lleva los grabens), la parte inferior se comporta de forma dúctil. Hay un despegue entre la parte dúctil y la frágil. También hay variaciones en la composición:

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

• Corteza inferior: domina la plagioclasa y el feldespato potásico • Manto: mineral que domina, el olivino => Composición norítica

3.1. DEFORMACIÓN DÚCTIL Con la profundidad aumenta la temperatura y se ponen en marcha los mecanismos que van a dar lugar a la deformación dúctil que son:

• Mecanismos de deformación intracristalinas: las más importantes • Mecanismos de difusión

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

• Dislocación helicoidal: se produce por una vacancia o sustitución de un elemento por otro dada la difusión térmica de las partículas.

• Dislocación en filo o traslación: es el desplazamiento de la red hacia la derecha, cambiando la forma externa del cristal.

3.1.2. MECANISMOS DE DIFUSIÓN Estos mecanismos funcionan con temperaturas menores a 300 ° C, a veces se produce el fenómeno de difusión en celda, que es el movimiento de partículas y huecos del cristal. Pues cada vez que se mueve una partícula deja un hueco. Los enlaces entre partículas son de distinta intensidad, cuando la dislocación se encuentra con un enlace fuerte, no continúa y se detiene: ENDURECIMIENTO POR DEFORMACIÓN. Si la temperatura aumenta se favorece la deformación por difusión ya que es mayor la vibración de las partículas y éstas pueden moverse por el cristal. Se da la difusión y se generan huecos. Los mecanismos de deformación dúctil dependen de varios factores para funcionar:

• Temperatura • Esfuerzo tectónico • Volumen de deformación

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 deformación:

• Esfuerzo tectónico (esfuerzo de cizalla / módulo de rigidez)• Temperatura (temperatura / temperatura de fusión)

2

• Velocidad de deformación: tomando las velocidades en las zonas de creep secundario en régimen estable

Composición granítica

Con estos mapas podemos saber velocidades de deformación a partir de la temperatura medida en minerales índices y medidos en el elipsoide de deformación La deformación dúctil es un fenómeno de fluencia, que es lo que llamamos creep: Creep primario: deformación elástica (sí el esfuerzo cesa, el cuerpo recupera su forma) A-B Creep secundario: deformación 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: deformación elástica. Creep terciario: la roca llega a la rotura dúctil. Se produce por la aceleración de la deformación. No siempre se alcanza.

TEMA 7. LA TECTÓNICA DE LOS BORDES DE PLACA DIVERGENTES

1. FALLAS NORMALES Tienen dos geometrías típicas:

• Fallas en dominó • Fallas listrícas

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

Además del desplazamiento de los bloques, se puede producir rotación o basculamiento. Son fallas paralelas, y según se produce la extensión, los bloques van rotando. Llega un momento en el proceso de extensión, en el que los bloques adoptan tal buzamiento, que es más fácil 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 LÍSTRICAS Cambian su buzamiento desde la superficie a profundidad. El buzamiento va haciéndose cada vez menor según aumenta la profundidad, hasta incluso llegar a hacerse nulo: FALLA LÍSTRICA POSITIVA. El buzamiento aumenta con la profundidad: FALLA LÍSTRICA NEGATIVA. Esto produce una basculación de los bloques, que producen pliegues de adaptación (roll-over y sinclinales de techo) 1.2.1. ESTRUCTURAS ASOCIADAS A LAS FALLAS LÍSTRICAS

• Roll-over: anticlinal asociado a falla listríca. El techo desciende acomodándose al hueco que surge; las capas giran dando una estructura de pliegue con simetría 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 depresión que se forma está limitada por fallas normales.

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

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

• Dúplex extensional: la unión de varios Horst. • Abanicos: bloques asociados a fallas lístricas. • Fallas antitéticas: estructuras menores asociadas a la falla lístrica 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. También se llaman Riedel.

• Fallas sintéticas: fallas en el sentido del buzamiento de la falla lístrica principal. • Riders: fallas secundarias. Pueden ser antitéticas o sintéticas. Si llegan hasta abajo se

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

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

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

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

• Primera etapa. Pre-rift: desarrollo de un roll-over, en cuya cresta se están formando fallas antitéticas y sintéticas, 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 deformación. La máxima potencia de las capas se da en las proximidades de la falla principal.

En la parte más alejada de la falla, las fallas sintéticas se vuelven sigmoidales (fallas lístricas con distinto comportamiento en función 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 más moderno, no ha dado tiempo a que el giro del roll-over transforme las capas Pre-rift en negativas. En estas zonas también se pueden formar fallas inversas (aunque el régimen sea extensional), que se sitúan en la zona de sinclinal de rampa. También es frecuente la aparición de fallas de desgarre o fallas transfer (producen transferencia del movimiento) 2. UNIDADES GENERADAS POR DISTENSIÓN EN LOS BORDES DE PLACA DIVERGENTES O CONSTRUCTIVOS

• Océanos: sistema de rifts en dorsales (geometría y cinemática): o Subsidencia o Isostasia o Evolución térmica

• Continentes: o Rift de tipo I:

Rift Fisuras continentales:

• Uniones triples • Rifts propagantes • Zonas trabajadas

o Rift de tipo II: Aulacógenos Impactógenos

• Papel del manto: o Activo

o Pasivo 2.1. AMBIENTES DONDE HAY TECTÓNICA DE EXTENSIÓN

• Rift en la cresta de las dorsales en ambiente oceánico • Rift en ambiente continental

Entre los dos hay una relación de unidades intermedias.

• Mecanismo focal de falla normal en la estructura de tipo rift

TEMA 8. DORSALES OCEÁNICAS Forman un sistema de escala global con una extensión 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. Está controlado por fallas. En la parte central hay edificios volcánicos por vulcanismo de tipo fisural. Los flancos tienen una topografía 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 más allá aparecen relieves lineales (mesetas) que corresponden a escarpes de falla. Las fallas son más modernas cuanto más cerca del eje de la estructura tipo graben estén. El rift es una zona de actividad sísmica 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 TÉRMICO Es un calor que se irradia en la superficie y tiene origen en el interior. La unidad de flujo térmico es el HFU (1 HFU = 10-6 cm2

• Anomalía negativa: defecto de masa: rocas poco densas en profundidad

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

• Anomalía positiva: rocas más densas En el centro de la dorsal hay un defecto de masa. Lejos de la dorsal la litosfera tiene su composición normal, con un manto peridotítico 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 más caliente con material fundido parcialmente. Este material representa el manto astenosferico que asciende y, debido a sobrepresión, funde formando una estructura característica de cámara magmática debajo del eje de la dorsal. La cámara magmática que está debajo de la dorsal será diferente según el tipo de dorsal: Lentas: menos de 4 cm/año (Atlántica). Típicas de rift. Varias cámaras pequeñas.

Rápidas: más de 4 cm/año (Pacífica). Con una elevación, pero sin rift. Una única gran cámara magmática.

El líquido que asciende es basáltico y proviene del material perídotítico. Cuando forman intrusiones serán gabros. 2.2. VALORES DEL GRADIENTE TÉRMICO CALCULADOS A PARTIR DEL FLUJO TÉRMICO Es la variación de la temperatura con la profundidad:

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

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

En el océano el gradiente térmico es más bajo que en el continente. Las rocas, cuanto más lejos están de la dorsal, tienen un relieve más bajo y un flujo térmico también 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 flotación se hunda más. Con la edad los materiales se enfrían y, portante, dan cotas más bajas: Z = CT, donde:

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

3. MORFOLOGÍA DE LA DORSAL Hay dos tipos de dorsales: lentas y rápidas. Este carácter de velocidad se manifiesta en dos tipos de estructura y morfologías. 3.1. DORSALES LENTAS Prototipo Atlántica. Velocidades inferiores a 4 cm/año. Presentan morfologías muy rugosas, con muchos relieves. En la parte central (el rift) presenta una gran depresión. Aparecen edificios volcánicos alineados en fracturas centrales. Hay un sistema de fallas normales que van hundiendo progresivamente los bloques hacia el centro. Estos bloques, además, basculan, lo que produce una pequeña elevación en el eje. 3.2. DORSALES RÁPIDAS Prototipo Pacífica. Velocidades superiores a 4 cm/año. No hay graben central. Es una elevación más o menos compleja en la que la morfología de su elevación depende de la velocidad de salida del magma

TEMA 9. RIFTS CONTINENTALES

Un rift o fosa tectónica es una depresión (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 (Aulacógenos e Impactógenos): se encuentra en el interior de las placas. o Aulacógenos: estructuras de tipo graben que se encuentran en cratones.

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

bordes convergentes. 1. RIFTS CONTINENTALES ACTIVOS Se forma una extensa elevación 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 toleíticos 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 asimétrico y, localmente, bloques levantados. Estas estructuras se suelen rellenar con sedimentos clásticos 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 asimétricos, semigraben en sucesión y localmente aparecen horst, por lo que pueden existir lagos temporales. La evolución de las estructuras sigue el siguiente orden: Rift continental => Tipo Mar Rojo => Tipo Golfo de Adén. (Ciclo de Wilson) 2. AULACÓGENOS Son estructuras de tipo graben en el interior de los continentes generadas por tectónica extensional durante el Proterozoico, aunque aparecen también en el Fanerozoico. Abortamientos del principio del Ciclo Wilson. 2.1. CARACTERÍSTICAS

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

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

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

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

2.2. SEDIMENTACIÓN

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

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

Etapa común: Rift continental

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

Este tipo de sedimentación invade, no solo el graben, sino también el cratón. • Fase flysh: sedimentos clásticos que provienen de una cadena montañosa que se está

formando cerca por causa del orógeno. Se forman cuando se aproxima la deformación fuerte.

• Sedimentos de tipo molasa: material detríticos procedentes de la erosión del orógeno Indica que la deformación está en sus fases finales.

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

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

• Fase de transición: los bordes se hunden por subsidencia térmica ya que, al aumentar la temperatura por la subsidencia tectónica, aumenta la densidad

• Fase molasa: se produce la deformación provocándose fallas de despegue y se deposita la molasa.

2.3. ETAPAS DE LA EVOLUCIÓN TECTÓNICA DE UN AULACÓGENO Estas estructuras son uniones de tipo RRR sobre la corteza continental al coincidir con un punto caliente del manto. La evolución de la rama es hacia la corteza oceánica, y el aulacógeno queda como una rama abandonada, mientras que las otras dos ramas, una vez concluido el ciclo de Wilson, forman unas zonas de subducción, que, finalmente, darán lugar a orógenos:

• Orógeno: depósitos de margen continental pasivo • Aulacógeno: depósitos de relleno de graben 1. Rift continental

2. Estructura tipo Mar Rojo (separación de los bloques) 3. Estructura de tipo Golfo de Adén (océano estrecho) 4. Formación de un océano ancho (subsidencia de la rama abortada) 5. Formación de un orógeno donde antes había una rama de rift. Paralelamente la rama del

rift abortada da lugar al aulacógeno.

Teóricamente se producen por la fragmentación de un continente a partir de los puntos calientes que originan fracturas y estructuras tipo. Dejando aulacógenos como zonas olvidadas que luego originan zonas deprimidas donde se sitúan redes fluviales que darán lugar a sedimentación. Estas estructuras se observan en los Apalaches (USA.) y en la rama occidental del Rift Africano (aulacógeno formado por la separación de África y Sudamérica). 3. IMPACTÓGENOS Son graben perpendiculares al orógeno formados en las fases finales del Ciclo de Wilson por colisión de dos continentes, uno de los cuales tiene un saliente que es el punto que colisiona y sufre la deformación orogénica, produciendo una transmisión de esfuerzos entre los dos continentes. En la formación de estas estructuras el manto también puede ser pasivo. Ejemplo: Graben del Rin, que es una estructura tipo graben oblicua a la cadena Alpina. 4. MODELOS DE DEFORMACIÓN DE LA LITOSFERA EN RÉGIMEN EXTENSIONAL 4.1. ESTRUCTURA BASIN AND RANGE Cordillera situada al Oeste de Canadá, USA. (California y Arizona) y Méjico. Es una región extensional formada por fallas normales de bajo ángulo, incluso horizontales, formando anillos de bajo ángulo. Forman planos, detachment separando los bloques superiores de tectónica frágil y los inferiores de

tectónica dúctil. La extensión es debida a un estiramiento cortical, y la zona frágil forma estructuras graben y semigraben, y la zona dúctil está acompañada de intrusión de material ígneo. Esta estructura se explica mediante dos modelos:

• Deformación de la corteza por cizalla pura: dos fallas normales horizontales se conectan, produciéndose la deformación 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 ígneas (simetría ortorrómbica)

• Deformación de la litosfera por cizalla simple: una sola falla muy tendida que alcanza gran profundidad, o detachment originado en la litosfera. La zona frágil se fractura en tectónica tipo dominó y fallas lístricas, 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 revés. Se aplica el triángulo de Affar, que es una gran depresión de forma triangular rellena de materiales magmáticos de dos series:

• Una alcalina: más antigua. Tiene materiales ácidos asociados a edificios volcánicos, materiales básicos y algunos granitos

• Una toleítica: más moderna. Tiene materiales básicos y ácidos. Cerrando el triángulo están el basamento por un lado, y el bloque levantado donde hay material volcánico, por otro. Este triángulo se forma por dos ramas de rift que se acercan (Rama del Mar Rojo y Golfo de Adén), produciéndose 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 magmático, separándose los bloques. Esta estructura es inversa al modelo de rotura a partir de un punto caliente. El triángulo, por tanto, es una zona de convergencia de dos rifts propagantes y una deformación intensa sobre el punto caliente que es donde va a acabar la rotura.

TEMA 10. LÍMITES DE PLACA DE TIPO TRANSFORMANTE

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

• Translitosféricas: en el límite de placa: o De grandes placas:

Transformantes de dorsal Transformante de límite (alejadas de dorsales)

o De pequeñas placas: Ligadas a fosas Transformante o rallas de desgarre

• Intralitosféricas: en zonas asociadas a límites de placa: o Intracortical: tear y transfer o Transcortical

• Intraplaca: lejos de bordes de placas. Como consecuencia de transmisión de esfuerzo. Según el esquema de Anderson, las fallas transformantes tienen los rasgos típicos de las fallas de desgarre: buzamiento vertical o muy grande y movimiento en la horizontal; pero esto no es rigurosamente cierto, y menos cerca de la superficie. Las fallas de desgarre no tienen continuidad infinita, el plano de falla tiene inflexiones y desviaciones o curvaturas que producen régimen distinto. En estas inflexiones los dos labios en contacto tienden a separarse y son de dos tipos:

• Régimen de transpresión: restraining bend • Régimen de transtensión: relaising bend

Si la falla termina y es relevada por otra falla, tendríamos una zona de extensión o distensión y otra de compresión, produciendo desplazamientos laterales que pueden ser más o menos importantes. 1. MOVIMIENTOS OBLICUOS Estas estructuras están controladas por el elipsoide de deformación y pueden producir fallas o pliegues con movimientos de compresión-extensión, asociados al desgarre. Las fallas perpendiculares al estiramiento serán fallas normales, y las perpendiculares al acortamiento serán inversas.

l.1. FALLAS RIEDEL Sistema de fallas conjugadas R y R’ que se utilizan para el movimiento, ya que, asociada al desgarre, se produce una deformación: R: fallas oblicuas al movimiento principal, pero de bajo ángulo respecto a la falla principal, y sintéticas.

R’: fallas oblicuas al movimiento principal y de mayor ángulo. Son antitéticas. El conjunto de estos dos tipos de fallas tiene un aspecto, por el que cuando el desgarre es puro no hay extensión, y si es oblicuo puede haber acortamiento o estiramiento, de forma que disminuye la desviación de las fallas normales respecto a la dirección principal, y las fallas inversas se colocan paralelas a la extensión. Se forman grietas de tensión paralelas al esfuerzo máximo> que permiten deducir cómo ha sido el movimiento.

• Con las dorsales forman sistemas RFR que pueden ser dextrales o sinextrales.

TEMA 11. LAS PLACAS Y LAS ZONAS DE DESGARRE 1. FALLAS TRANSFORMANTES OCEÁNICAS Hay un gran conjunto de rallas transformantes ligados a dorsales y a fosas:

• Uniendo una dorsal con una fosa forman sistemas RT que nos dan cuatro posibilidades, ya que pueden ser dextrales y sinextrales, y en cada uno de ellos la placa que crece en la dorsal puede ser superior o inferior en la zona de subducción.

• Uniendo dos fosas son de tipo TT y, tanto en las dextrales como en las sinextrales, las placas pueden ser superior y superior, inferior e inferior o superior e inferior.

Tuzo Wilson definió las fallas transformantes como fracturas perpendiculares a la ruptura de continentes o inflexiones de la fractura. Según su teoría estas fallas ya estaban presentes en la Pangea. Las fallas transformantes están en prolongación de una falla preexistente o no, y son activas en la parte que las unen los bordes de placas e inactivas dentro de las placas. Aunque de por sí las fallas transformantes no producen relieves, están asociadas a escarpes en las dorsales ya que ponen en contacto cortezas más antiguas (enfriadas) con otras más jóvenes (calientes y elevadas). 1.1. MORFOLOGÍA Y ORGANIZACIÓN DE LAS FALLAS EN AMBIENTE OCEANICO Aparecen escarpes con un labio levantado (más joven) y otro hundido (más antiguo) ya que éste está más frío y por tanto es más denso y se hunde más. Estos escarpes corresponden a fallas normales. En la zona de falla puede haber crestas y elevaciones y zonas deprimidas a los lados. Se llaman crestas y valles transversales. Existen tres geometrías posibles:

• Tipo A: un valle

• Tipo B: borde levantado y un valle

• Tipo C: un valle y dos bordes levantados.

La composición de las crestas es de tipo peridotítico con algo de garbos y menos basaltos. Normalmente, la placa más moderna va bajando hacia el valle central y la más antigua tiene un escarpe, aunque ésta morfología parece contradictoria con el proceso de hundimiento que sufren las placas al enfriarse. El material que se produce en la dorsal se mueve por la falla fracturándose. También se forman coladas basálticas, y sedimentos gravitacionales que se cubren con las lavas (pillow lavas). El régimen tectónico es de tipo compresivo y su origen está en un campo de esfuerzos oblicuos a la

falla transformante y a la dorsal que ocurren cuando hay cambios en el polo de rotación. Como consecuencia del movimiento relativo a un lado y al otro de la falla se origina una dirección de estiramiento. 1.2. TIPOS DE FALLAS TRANSFORMANTES EN FUNCIÓN DE LA VELOCIDAD DEL MOVIMIENTO.

• Lentas: la zona de falla transformante es más estrecha. Se ven los pseudoarrastres, las crestas y las depresiones. El movimiento está concentrado en una zona muy estrecho que pone en contacto una parte de corteza más antigua y manto, y otra con litosfera muy estrecha que está directamente sobre astenosfera.

• Tipos intermedios

• Rápidas: superan los 50 Km de anchura. Es una zona muy ancha donde la falla cambia de posición con el tiempo. En los casos más rápidos la falla es más fácilmente fracturable porque los dos lados son muy similares mecánicamente, formando una zona más ancha donde van apareciendo fallas paralelas. El espesor es variable porque con el movimiento se ponen en contacto litosferas de edades ligeramente diferentes.

2. FALLAS TRANSFORMANTES CONTINENTALES Son más complejas que en ambiente oceánico y más irregular ya que la corteza continental es mucho más heterogénea. Aparecen litologías distintas a ambos lados, con distintos comportamiento mecánico. Tienen inflexiones que, con el movimiento, unas tienden a frenar, generando una compresión local (pliegues), y otras tienden a generar una extensión local que puede llegar a producir un graben oblicuo a la dirección del movimiento. En las zonas de compresión aparecen bloques levantados por fallas inversas u oblicuas PUSH-UP. En las zonas de extensión aparecen cuencas de tipo PULL-APART. 2.1. CUENCAS PULL-APART Son áreas de relieve tectónico negativo. Son zonas donde se produce sedimentación y tienen forma romboidal o sigmoidal. Se forman por distensión y compresión que producen desplazamientos laterales. En corteza continental y oceánica.

2.1.1. MECANISMOS DE FORMACIÓN Se generan a favor de inflexiones o solapes en la falla transformante. Hay cuatro mecanismos de formación:

1. Existencia de solapes por relevo en la falla transformante: el solape va creciendo, habiendo una distancia entre dos fallas, que es la separación.

2. Convergencia de dos fallas transformantes en relevo 3. Nucleación en fracturas escalonadas: a favor de cada fisura crecerá una cuenca pull-apart 4. Coalescencia de cuencas menores ligadas a fracturas paralelas

Son fracturas de tipo normal que dan lugar a una estructura rómbica. 2.1.2. DIMENSIONES Normalmente la anchura y longitud están relacionadas linealmente con el cociente 2-3 longitud 1 anchura En fases tempranas de formación la longitud es igual a la anchura. 3. ESTRUCTURAS DUPLEX Relacionan los solapes entre fallas. Aparecen en fallas normales e inversas. Están limitadas por dos fallas, y en su interior hay fallas más pequeñas y una serie de cabalgamientos imbricados. A estas estructuras se les llama estructuras en flor cuando convergen en régimen de transpresión o transtensión. Dúplex extensional (realasing bend). Estructura en flor positiva

Dúplex contraccional (restraining bend). Estructura en flor negativa.

4. FALLA DEL MAR MUERTO Falla transformante en cuencas de tipo pull-apart asociadas. Pone en contacto la placa Arábiga con la Africana. Es un desgarre sinestral acompañado de un pequeño cambio en la dirección de compresión. El régimen pasa de desgarre a transtensión. Es una estructura parecida al rift, pero las fallas que intervienen tienen espesores grandes. El estiramiento a lo largo de la cuenca produce fallas listricas normales. La zona es de sísmica activa porque es un límite de placas. La sedimentación se produce por aportes a ambos lados de la cuenca:

• Zona norte: unos 7000 m de sedimentos. Aparecen fallas normales flanqueando el pull-apart

• Zona centro: unos 5000 m de sedimentos. Aparecen fallas normales que también flanquean el pull-apart.

• Zona sur: unos 4000 m de sedimentos. El relleno se produce por aportes laterales a favor de una serie de cursos y el aporte principal viene longitudinalmente por un río. Podemos encontrar abanicos aluviales en los escarpes de falla. 5. FALLA ALPINA Se encuentra en Nueva Zelanda, en la Isla Sur. En algunas de las fallas transformante, el desgarre no es puro sino que tiene un componente oblicuo de cabalgamiento. Pone en contacto dos zonas de subducción de polaridad contraria: Por el Norte: la placa Pacífica subduce bajo la Australiana Por el Sur la placa Australiana subduce bajo la Pacífica. Hacia el Norte la falla aparece ramificada en varias fallas, y al sur hay un relieve montañoso: los Alpes Meridionales o Neocelandeses. Es una falla muy activa en la que la sismicidad es enorme. Los mecanismos focales indican que no es un desgarre puro, sino que tiene una componente de falla inversa. Este régimen de movimiento genera una geometría de un cabalgamiento muy tendido. La falla tiene una traza muy rectilínea.

6. FALLA DE SAN ANDRÉS Pacífica Oeste-Americana Este Tiene un movimiento destral y lleva asociadas unas fallas oblicuas paralelas y algunas conjugadas sinextrales. Hacia el Sur se está produciendo una apertura oceánica, pero la continuidad es bastante grande. La traza es bastante rectilínea con una serie de inflexiones. La falla de San Andrés surge de la unión triple de tres placas (Pacífica, Americana y Farallón) al ser subducida una zona de dorsal y para compensar el triángulo de velocidades se mueve como un desgarre.

TEMA 12. TECTÓNICA DE LOS BORDES DE PLACAS CONVERGENTES

1. SUBDUCCIÓN Las líneas de subducción aparecen arqueadas en planta. El elemento básico de las zonas de subducción es la sismicidad tanto superficial, como media o profunda (hasta 700 Km). Existe una fosa oceánica y también arcos isla y continentales. La fosa es la traza de contacto de una placa que subduce y otra que queda encima. Toda la zona de terremotos (zona de Benioff-Wadati) es una franja con cierta anchura. Se interpretó que los terremotos estaban en la placa fría que subduce. La flotación hace que no pueda subducir corteza continental. Hay dos tipos de subducción: Tipo A: cuando subduce bajo corteza continental Tipo B: cuando subduce bajo corteza oceánica Estas zonas se encuentran alrededor del Pacífico, generando sistemas de fosa oceánica o de margen activo. 2. PRINCIPALES ESTRUCTURAS EN REGÍMENES DE COMPRESIÓN Las estructuras que aparecen en las zonas fuertemente comprimidas son pliegues y cabalgamientos. Los cabalgamientos normalmente se producen a lo largo de un despegue (que puede ser de distintos tipos) que separa la corteza del basamento, que está formado por materiales más rígidos donde la tectónica sólo es en forma de fallas rígidas. Los cabalgamientos se dan en dos grandes zonas:

• Zonas externas de las cordilleras: en unidades litológicas sedimentarías. Se dan cabalgamiento de antepaís.

• Zonas internas de las cordilleras: hay metamorfismo. La deformación es más intensa y se da un tipo de cabalgamiento llamado cabalgamiento cristalino de tipo C o de tipo F.

2.1. CABALGAMIENTOS DE ANTEPAÍS. En este tipo de cabalgamientos, el plano de falla puede tener tres formas:

• En forma de escalera: donde hay grandes diferencias de competencia.

• Curvatura progresiva: • Geometría lístrica:

Estructuras asociadas: • Pliegues de acomodación (fault-bend)

• Pliegues de prolongación de falla (fault-propagation)

• Pliegues de despegue (detachment)

Los cabalgamientos pueden aflorar a superficie porque están erosionados o pueden ser cabalgamientos ocultos:

• Klipes: el cabalgamiento puede estar erosionado y aparecer sólo restos.

• Ventana: La erosión de una zona del cabalgamiento permite ver el basamento Las rampas pueden ser frontales, laterales u oblicuas.

A veces los cabalgamientos cóncavos se asocian y aparecen lo que se llaman abanicos imbricados, que pueden ir o no asociados a plegamientos. Las fallas más antiguas están en la parte trasera del cabalgamiento. Cuantas más fallas haya, más buzarán las rallas antiguas. Si aparece una falla fuera de edad, es decir, que no siga la secuencia de edad establecido, se dice que es una falla fuera de secuencia.

Del cabalgamiento principal pueden salir cabalgamientos secundarios. Puede haber cabalgamientos desde pocos metros hasta decenas de Km. Cuanto mayor es la longitud de un cabalgamiento, mayor es el desplazamiento asociado. 2.2. CABALGAMIENTOS CRISTALINOS

• De tipo F: grandes pliegues recurrentes o acostados, en los que el flanco interior está cizallado.

• De tipo C: hay una falla en la base que desplaza una unidad de espesor grande. La falla puede ser frágil o dúctil.

TEMA 13. TECTÓNICA DE INVERSIÓN

Proceso por el que cambia el sentido de movimiento de la falla (ejemplo: fallas normales que, por compresión pasan a ser fallas inversas). Surge a partir de cuencas sedimentarias de régimen extensional que cuando se produce la compresión, se invierte la cuenca, y la parte más baja de la falla se convierte en la más alta. El punto en el que pasa de ser falla normal a inversa o viceversa se llama PUNTO NEUTRO. Se reconoce bien en zonas moderadamente comprimidas. En un graben de colapso de cresta se forma lo que se llama pop-up. En la falla principal se tiene una falla inversa de gran ángulo. 1. ESTRUCTURAS TÍPICAS DESPUÉS DE LA INVERSIÓN

• Anticlinales de estructuras en arpón • Shortcut o atajos: aparecen cuando la falla principal tiene demasiado ángulo de buzamiento.

Pueden aparecer varias fallas atajo. Cuando aparece una en el techo se llama BYPASS. Pueden aparecen también abanicos en bypass.

• Pop-up:

TEMA 14. ZONAS DE SUBDUCCIÓN

La mayor parte de las zonas de subducción se encuentran en el Pacífico y suelen estar en ambiente oceánico, pero una parte de ellos está asociada a zonas de colisión de continentes y a orógenos. Las hay de dos tipos:

• Arcos islas: asociados a otra unidad importante que son las fosas oceánicas. • Márgenes continentales activos

1. GEOMETRÍA DE LAS ZONAS DE SUBDUCCIÓN

1.1. PLACA SUPERIOR

• Fosa oceánica: unidad alargada y estrecha donde las profundidades del océano son mayores. Pone en contacto la placa superior con la inferior. Tiene dos paredes que la delimitan:

o Pared interna: la limita con la placa superior (dando al continente mayor extensión). Es de relieve suave.

o Pared externa: la limita con la placa inferior. Es corta y de menor diferencia de altura pero con gran pendiente

• Prisma de acreción: está constituido por unos sedimentos provenientes de la placa superior que están muy cargados de agua.

• Cuenca prearco: situada en los sedimentos del prisma de acreción. Es una extensión controlada por fallas normales.

• Arco no volcánico • Arco volcánico

Arco isla

• Cuenca de retroarco: extensión controlada por fallas que vienen definida por la tectónica extensional y que no aparece en todas de subducción

1.2. PLACA INFERIOR De techo plano, salvo en las inmediaciones de la zona de subducción por la flexión de una lámina elástica. 2. TIPOS DE ZONAS DE SUBDUCCIÓN 2.1. TIPO CHILENO La lámina descendente buza poco (menos de 45°) y de velocidad de subducción alta (10-11 cm/año) con tectónica compresiva en la placa superior. Hay una elevación en la zona de inflexión de la placa inferior, que está formada por rocas de edad reciente. Está más caliente, es menos densa, y por eso tiene tendencia a flotar. La fosa oceánica es poco profunda y genera un prisma bien desarrollado. También está bien desarrollada la cuenca prearco. Detrás no se ve magmatismo y no hay flujo térmico alto.

2.2. TIPO MARIANAS La lámina descendente tiene un buzamiento fuerte (más de 45°), y la velocidad de subducción es baja.

La litosfera de la placa inferior es más antigua y por tanto más densa. El levantamiento en la zona de flexión es poco marcado o no existe. La fosa es muy profunda. Hay una zona volcánica, y detrás una cuenca retro-arco. Está en una región de fuerte flujo térmico. Estas cuencas se originan por rift de dos tipos:

• Graben simple: está detrás del arco volcánico y es estrecho.

• Múltiples rifts: extendidos en zonas muy amplias.

3. MECANISMOS FOCALES En la placa inferior hay terremotos extensionales poco profundos. En el punto de contacto entre las dos placas los mecanismos son de cizalla y al igual que en el prisma de acreción, los focos de los terremotos van disponiéndose en un plano llamada de Benioff.

• Distribución de volcanes: influyen en el buzamiento de la placa que desciende, proceso de fusión (diapiros, magmas que ascienden) y fallas transformantes en la placa que subduce.

• Terremotos: se requiere cierta profundidad para que haya terremotos a cierta distancia de la zona de subducción. Están relacionados con cambios de fase, (de olivino a Espinela)

4. SISMICIDAD Hay zonación sísmica con un frente sísmico y un límite de terremotos profundos en la zona superior (proyección del plano de Benioff). Se supone que los terremotos se deben a cambios de fase bruscos en la placa que subduce. La velocidad de subducción es muy variable, pero las velocidades de subducción altas dan terremotos más frecuentes y más violentos. 5. EL PRISMA DE ACRECIÓN Tiene forma prismática con la base triangular. En su base hay una serie de bloques hundidos y levantados. Al subducir la placa lleva estos sedimentos (arcillas, lutitas, radiolaritas, carbonatos, materiales volcánicos,...), cargados de agua bajo la placa superior favoreciendo la fusión. En su frente hay abanicos de cabalgamientos, apareciendo más atrás cabalgamientos tendidos que atraviesan y reemplazan otros cabalgamientos más antiguos. Hay retrocabalgamientos. Aparecen estructuras dúplex, que proceden de la placa inferior y pasan materiales de ésta a la placa superior es una unidad por fallas tanto por abajo como por arriba. La secuencia de fallas es de tipo normal y en el límite con la placa superior pueden aparecer fallas antitéticas con la subducción. Hay fallas sintéticas a la estructura que forman abanicos imbricados de cabalgamientos. Hay zonas de deformación muy compresivas y zonas de materiales con deformación extensiva a lo largo de la ladera.

6. METAMORFISMO Y MAGMATISMO EN LAS ZONAS DE SUBDUCCIÓN. 6.1. METAMORFISMO En las zonas de arcos islas aparecen cinturones de metamorfismo (recristalización de minerales al entrar en condiciones de presión y temperaturas distintas a las iníciales) de alta presión, de presiones intermedias y de baja presión. En estas zonas los resultados del metamorfismo es la aparición de dos cinturones de rocas que han sufrido distintas presiones:

• Hacia la fosa: alta presión y baja presión. Corresponde a la placa inferior que subduce. • Alejado de la fosa: baja presión y alta temperatura. Corresponde a la placa superior.

Existen tres tipos de reacciones metamórficas: • Reacciones al estado sólido: llevan asociada la aparición de distintas fases sólidas • Disolución: varios minerales reaccionan y forman otros componentes • Fusión

En la roca cambia la composición mineralógica y la estructura. Lo normal es que aparezca una esquistosidad, que es una estructura planar. En profundidad aparece como foliación. Aparecen porfíroblastos (minerales más gruesos producidos durante el metamorfismo). En asociación definen facies de metamorfismo:

• Facies de esquistos verdes: 350-500 ° C • Facies de anfibolita: por encima de 500 ° C • Facies de eclogita: para presiones altas (más de 10 Kbar) • Facies de esquistos azules: a altas presiones. Típico de las zonas de subducción con baja

temperatura. • Facies granulitas: temperaturas altísimas y presiones relativamente altas. • Cormeanas alrededor de granitos: cuando la presión es muy baja.

Los grados de metamorfismo son: • Muy bajo: 250-300 °C • Bajo: 350-500 ° C • Medio: más 500 ° C • Alto: temperatura mayor a 500 ° C de 3-4 Kbar. Desaparece la moscovita

Las evoluciones a lo largo del metamorfismo se representan trayectorias P-T, que permiten interpretar, junto con las deformaciones, lo que ha ocurrido. Hay un momento en que las rocas llegan a alcanzar una temperatura máxima, y a partir de ahí la temperatura disminuye hasta que aparece en superficie. La presión puede aumentar por:

• Cabalgamiento • Subducción

6.2. MAGMATISMO Los magmas forman cadenas de montañas volcánicas a una cierta distancia de la zona de subducción puesto que hace falta una cierta profundidad para que ocurran los procesos magmáticos. La cadena forma el frente magmático 7. SEDIMENTACIÓN EN ZONAS DE SUBDUCCIÓN 7.1. TIPO ANDINO: MARGEN CONTINENTAL ACTIVA Un continente de grandes alturas sobre corteza granítica continental junto a una fosa sobre corteza oceánica con sedimentos pelágicos, lavas ultrabásicas y turbiditas maduras. Son raros los sedimentos carbonatados y clásticos.

7.2. TIPO MAR DEL JAPÓN Abundan los sedimentos de aguas poco profundas, costeros, turbiditas relativamente maduras y, localmente, plataformas carbonatadas. Si se ha formado corteza oceánica aparecen rocas volcánicas básicas, aunque también pueden aparecer rocas volcánicas intermedias. Son edificios volcánicos de subducción alineados, que limitan una cuenca asilada con el margen del continente pasivo 7.3. TIPO ATLÁNTICO: MARGEN PASIVO Transición de corteza continental a oceánica.

• Zonas externas: cuencas de antepaís (molasa). Bloque estable o Sedimentos de margen pasivo (miogeoclinal) o Tectónica de piel fina (despegue) o Poco o nada metamorfismo o Escaso magmatismo

• Zonas intermedias: facies sobre todo profundas

o Deformación intensa: cabalgamientos, piel gruesa o Metamorfismo regional que da lugar a una esquistosidad o Plutonismo (arco isla)

• Zonas de sutura: contacto entre dos placas o Mantos de ofiolitas

• Zona sedimentaría 7.4. HIMALAYA Primero la deformación aparece en la placa superior y posteriormente en al inferior. La sismicidad refleja el régimen compresivo, hay dos tipos de mecanismos focales: falla inversa y desgarre. Entre la cadena y el antepaís se generan cuencas de antepaís. La zona de sutura está vertical. Aparecen fallas perpendiculares al acortamiento.

7.4.1. ESTRUCTURA GENERAL Existen láminas de cabalgamiento:

• De antepaís: en la zona externa de la cordillera. Son asociaciones de pliegues y cabalgamientos sobre un detachment basal, dando una geometría de abanicos imbricados. No hay deformación interna ni metamorfismo. Afectan a los sedimentos.

• Cristalinas: en la zona interna de la cordillera. Son láminas de espesor variable en corteza continental. Se produce un acortamiento cortical.

Se desarrolla un metamorfismo regional con una trayectoria P-T. En la zona del orógeno hay un engrosamiento cortical importante (60-70 Km) 7.5. APALACHES Las cuencas de antepaís se forman por flexión a causa de un cabalgamiento en materiales sedimentarios en la parte externa y en materiales cristalinos en la interna. Por debajo del despegue la corteza tiene una estructura de margen continental pasivo; el orógeno es una gran cuña que cabalga sobre el continente. Los cabalgamientos tienen rampas y rellanos y llevan asociados pliegues.

7.6. LOS ALPES Formados por subducción de la placa Europea por debajo de la placa Africana. En la zona de subducción entra la corteza inferior hasta profundidades de 100 Km y hay un proceso de separación de la corteza en dos partes:

• La corteza superior da lugar a una rama de metamorfismo regional y un cinturón de cabalgamientos.

• La corteza inferior que subduce.