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Unidades de Medida

Cristina San Agustín Pujol — Wed, 03 Jul 2024 19:24:28 GMT

Diagrama de las unidades de medida para 1 ESO

Etiquetas: unidades, medida, diagrama, 1º eso

Mujeres en la ciencia: 50 intrépidas pioneras que cambiaron el mundo

marta macho stadler — Tue, 31 Jan 2023 17:25:34 GMT

Las 50 mujeres representadas en Women in Science: 50 Fearless Pioneers Who Changed the World que pertenecen a todas las épocas históricas. A través de ilustraciones e infografías sobre estas mujeres inspiradoras y sus áreas de investigación, Rachel Ignotofsk (autora del libro) pretende animar a niñas y jóvenes a emprender carreras STEM.

Etiquetas: women in science, mujeres en la ciencia, mujeres, chien-shiung wu, cecilia payne, lise meitner, maria telkes, lillian gilbreth, sofia kovalevskaya, ellen hayes, mary somerville, leona woods, tikvah alper, rose dieng-kuntz, grace hopper, dian fossey, emmy noether, euphemia haynes, katherine johnson, sophie germain, ada lovelace, irène joliot-curie, tewhida ben sheikh, françoise dolto, rosalind franklin, margaret fountaine, ellen h. richards, rachel carson, lynn margulis, theo colborn, elizabeth kenny, dorothy hodgkin, marie tharp, inge lehmann, karen horney, alice miller, maria montessori, melanie klein, mary kenneth keller, hedy lamarr, dorothy hill, margaret e. knight, ruby payne-scott, yvonne brill, margaret mead, wangari maathai, ciencia, 50, intrépidas, pioneras, cambiaron, mundo

La mano de Irulegui (Aranzadi Ciencia)

aranzadi ciencia — Wed, 30 Nov 2022 17:38:29 GMT

La mano de Irulegui es una pieza arqueológica hallada en un yacimiento del poblado de la Edad del Hierro, siglo I a. C., situado al pie de las ruinas del castillo de Irulegui en Laquidáin, valle de Aranguren, cerca de Pamplona, en Navarra, España.

Se trata de una placa de bronce en forma de mano extendida en cuyo dorso figura una inscripción de cuatro líneas escrita, según los expertos, en antiguo aquitano o —lo que es lo mismo— lengua vascónica,3 dado que la primera palabra ha podido traducirse por comparación con la lengua vasca actual. Fue hallada en 2021 y presentada al público en noviembre de 2022, causando gran expectación por ser la inscripción más antigua hallada en ese idioma. El poblado, excavado y estudiado por la Sociedad de Ciencias Aranzadi bajo la dirección de Mattin Aiestaran, habría sido incendiado en el contexto de la guerra sertoriana.

Etiquetas: edad del hierro, castillo de irulegui, laquidáin, valle de aranguren, pamplona, navarra, antiguo aquitano, lengua vascónica, mano de irulegui, guerra sertoriana

Petrogénesis: del sedimento a la roca

Fri, 30 Apr 2021 11:17:44 GMT

Contenidos

La petrogénesis, también conocida como petrogenia, es una rama de la petrología que se ocupa del origen y formación de las rocas. Si bien la palabra petrogénesis se usa con mayor frecuencia para referirse a los procesos que forman rocas ígneas, también puede incluir procesos metamórficos y sedimentarios, incluida la diagénesis y las reacciones metamórficas .

La petrogénesis de una roca ígnea comprende tres etapas sucesivas: generación de magma, diferenciación de magma y asimilación de la corteza.

Diagénesis

Diagenéresis de un trilobites

La diagénesis es el conjunto de procesos de formación de una roca sedimentaria a partir de sedimentos, tales como compactación, recristalización o cementación. La diagénesis se produce en el interior de los primeros 5 o 6 km de la corteza terrestre a temperaturas inferiores a 150-200 C; más allá se considera ya metamorfismo.

La mayoría de las veces la consolidación de los sedimentos se debe a la infiltración de las aguas que contienen sustancias disueltas. La diagénesis convierte así las gravas en conglomerados, las arenas en areniscas, las arcillas en lutitas, los lodos calcáreos en calizas o dolomías, las cenizas volcánicas en cineritas, etc. Las reacciones y otros fenómenos de oxidorreducción, deshidratación, recristalización, cementación, litificación, mineralización y sustitución de un mineral preexistente por otro constituyen en su conjunto la autogénesis y los minerales resultantes de ésta son calificados de autogénicos. El principio u origen de las rocas sedimentarias es la diagénesis producto de presión y temperatura bajas.

La diagénesis se denomina también diagenización o litificación.

Fosilización

Para que un resto corporal o una señal de un organismo merezca la consideración de fósil es necesario que se haya producido un proceso físico-químico que le afecte, conocido como fosilización. En este proceso se pueden producir transformaciones más o menos profundas que pueden afectar a su composición y estructura. Este proceso va en función del tiempo, por lo que debe haber transcurrido un determinado intervalo a partir del momento de producción del resto para que llegue a la consideración de fósil. La fosilización es un fenómeno excepcionalmente raro, ya que la mayoría de los componentes de los seres vivos tienden a descomponerse rápidamente después de la muerte.

La permineralización ocurre después del enterramiento, cuando los espacios vacíos en un organismo (espacios que en vida estaban llenos de líquido o gas) se llenan con agua subterránea, y los minerales que esta contiene precipitan, llenando dichos espacios.

En muchos casos los restos originales del organismo han sido completamente disueltos o destruidos.

Fósil de Charnia, el primer organismo complejo Precámbrico conocido

Procesos de descomposición

Son los principales responsables en el mundo. Su efecto es la rareza con que se conservan partes orgánicas blandas (0.01 % de los individuos en una comunidad marina solo tienen partes blandas). La presencia de partes blandas son indicativas de condiciones sedimentológicas y diagenéticas excepcionales.

Procesos de descomposición aeróbica

Son los más rápidos y eficaces para la biodegradación. Por ello, las condiciones anóxicas son un requisito previo a la preservación de organismos ligeramente mineralizados y de partes blandas. La demanda de oxígeno para la descomposición en un medio aeróbico es muy alta (1 mol de Corg. requiere 106 moles de O2).

Efectos de la descomposición

La descomposición es la principal fuente de pérdida de información en el registro fósil y la mineralización es la única vía de frenarla. Los tejidos pueden conservarse como permineralizaciones, residuos orgánicos alterados o, con el deterioro prolongado, como improntas. Si la descomposición supera a la mineralización, se destruyen los tejidos y solo se conservan refractarios como la quitina, la lignina o la celulosa.

Caracterización de la descomposición

La descomposición en el registro fósil puede caracterizarse a tres niveles:

Identificación de la descomposición y pérdida de información en la estructura de organismos fósiles.
Reconocimiento de minerales particulares y los marcadores geoquímicos asociados a regímenes particulares de descomposición.
Preservación de microbios fósiles involucrados en el proceso de descomposición.

Origen, acumulación y preservación de la materia orgánica

La mayor parte se recicla (dando lugar a CO2) dentro de la columna de agua, particularmente en la zona eufótica. Una proporción relativamente pequeña de la materia orgánica producida pasa a formar parte de los sedimentos adyacentes, y quedan afectadas por los modificadores del flujo orgánico (bioestratinómicos), que son la foto-oxidación, la actividad microbiana y los organismos detritívoros.

Rocas sedimentarias

Rocas estratificadas

Las rocas sedimentarias son rocas que se forman por acumulación de sedimentos, formados a partir de partículas de diversos tamaños transportadas por el agua, el hielo o el viento, y son sometidos a procesos físicos y químicos (diagénesis), que dan lugar a materiales consolidados. Las rocas sedimentarias pueden formarse a las orillas de los ríos, en el fondo de barrancos, valles, lagos, mares, y en las desembocaduras de los ríos. Se hallan dispuestas formando capas o estratos.

Existen procesos geológicos externos que actúan sobre las rocas preexistentes, estos agentes las meteorizan, transportan y depositan en diferentes lugares dependiendo del transporte (agua, viento, hielo). De igual manera, distintos organismos animales o vegetales pueden contribuir a la formación de rocas sedimentarias (fósiles). Las rocas sedimentarias pueden existir hasta una profundidad de diez kilómetros en la corteza terrestre. Estas rocas pueden presentar sus elementos constituyentes sueltos o consolidados, es decir, que han sido unidos unos a otros por procesos posteriores a la sedimentación, conocidos en conjunto como diagénesis.

Las rocas sedimentarias cubren más del 75 % de la superficie terrestre, formando una cobertura sedimentaria que se encuentra sobre rocas ígneas y, en menor medida, en metamórficas. Sin embargo su volumen total es pequeño cuando se comparan sobre todo con las rocas ígneas, que no solo forman la mayor parte de la corteza, sino la totalidad del manto

Tipos de rocas sedimentarias

Rocas detríticas, formadas por acumulación de derrubios procedentes de la erosión y depositados por gravedad. Estas a su vez se clasifican sobre todo por el tamaño de los clastos, que es el fundamento de la distinción entre conglomerados, areniscas y rocas arcillosas.
Rocas organógenas, las formadas con restos de seres vivos. Las más abundantes se han formado con esqueletos fruto de los procesos de biomineralización; algunas, sin embargo, se han formado por la evolución de las partes orgánicas (de la materia celular), y se llaman propiamente rocas orgánicas (carbones).
Rocas químicas o rocas de precipitación química, formadas por depósito de sustancias disueltas. El mayor volumen corresponde a masas de sales acumuladas por sobresaturación del agua del mar. Cuando el agua de mar queda estancada, comienza a evaporarse y los minerales disueltos se precipitan, este proceso da origen a las evaporitas, por ejemplo el yeso y la sal gema.
Margas, mezcla de rocas detríticas y rocas químicas (de origen químico).

Por su composición se clasifican en:

Terrígenas (arcilla o limo (lutita), conglomerado, arenisca, etc.). Sedimentación y diagénesis de partículas de origen continental, con o sin influencia de precipitación de carbonatos marinos (marga). Cuando en su composición solo intervienen clastos de cuarzo u otros silicatos, o son los componentes principales, se denominan siliciclásticas.
Carbonáticas (caliza, dolomita, marga, etc.)
Silíceas (Diatomita, radiolarita, calcedonia, caolín, etc.) Sedimentación y diagénesis de partículas orgánicas silíceas; o de meteorización de granitos, ya que estos tienen gran cantidad de cuarzo.
Orgánicas (carbón mineral, petróleo, etc.). Reducción de sedimentos orgánicos en medios palustres.
Ferro-alumínicas (limonita, laterita, etc.). De procesos de meteorización de menas férrico-alumínicas.
Fosfáticas (fosforitas sedimentarias, turquesa, etc.). De sedimentación y transformación del guano, o a partir de la precipitación de geles fosfatados en medios alumínicos.

Créditos

Texto:

wikipedia

Imagen:

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By dlloyd - Own work (Original text: I created this work entirely by myself.), Public Domain, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=8461294
De Verisimilus de Wikipedia en inglés, CC BY 2.5, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=2502839
De PePeEfe - Trabajo propio, CC BY-SA 4.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=17482033

Etiquetas: petrogénesis, sedimento, roca, diagénesis, fosilización, roca sedimentaria, corteza terrestre, metamorfismo, fósil, petrogenia, margas, terrígenas, carbonáticas, silíceas, orgánicas, ferro-alumínicas, fosfáticas, ánicas, rocas, sedimentación

Sedimentogénesis: de la roca al sedimento

Fri, 30 Apr 2021 11:16:15 GMT

Contenidos

Meteorización

Roca meteorizada

Las rocas se formaron en el interior de la Tierra, en unas condiciones distintas a las de la superficie. Las condiciones ambientales de la superficie provocan transformaciones físicas y químicas en las rocas.

La meteorización es la descomposición las rocas de la superficie terrestre al estar en contacto con la atmósfera, hidrosfera y la biosfera. No se produce el transporte de estos materiales, porque si lo hubiera, hablaríamos de erosión.

Como resultado de la meteorización, se obtienen fragmentos de rocas de distintos tamaños llamados clastos. Estos materiales se depositan al pie de las rocas de las que proceden formando un detrito.

Existen tres tipos de meteorización:

Meteorización física

La meteorización física produce desintegración o ruptura en la roca, sin afectar a su composición química o mineralógica. En estos procesos la roca se va fracturando, es decir, se va disgregando en materiales de menor tamaño y ello facilita el proceso de erosión y transporte posterior. Las rocas no cambian sus características químicas pero sí las físicas. Está causada por las condiciones ambientales (agua, calor, sal, etc.). Los agentes que la provocan son:

Descompresión: La reducción de la presión litostática produce la expansión y el agrietamiento en rocas que se han formado a gran profundidad. A causa de esta dilatación experimentan el desarrollo de diaclasas subhorizontales, que en rocas compactas y homogéneas, como los batolitos graníticos, inducen la formación de grandes losas horizontales (lanchares).
Termoclastia es la fisura de las rocas aflorantes como consecuencia de la diferencia de temperatura entre el interior y la superficie. La diferencia térmica día-noche es la causa: durante el día, al calentarse, la roca se dilata; sin embargo, por la noche, al enfriarse, se contrae. Al cabo de un tiempo acaba rompiéndose. Este tipo de meteorización es importante en climas extremados con gran oscilación térmica entre el día y la noche (como en el desierto). La termoclastia da origen a una forma típica de meteorización mecánica en rocas graníticas que se denomina exfoliación en bolas, en inglés onion weathering (meteorización en capas de cebolla) debido a que la radiación solar penetra muy superficialmente en el granito, calentando apenas uno o varios centímetros a partir de la superficie, que es la zona que se dilata, mientras que al enfriarse, se va separando del núcleo interno que conserva la misma temperatura más tiempo.
Gelifracción: es la rotura de las rocas aflorantes a causa de la presión que ejercen sobre ellas los cristales de hielo. El agua, al congelarse, aumenta su volumen en un 9 %. Si se encuentra en el interior de las rocas, ejerce una gran presión sobre las paredes internas que acaba, tras la repetición, por fragmentarlas. Este tipo de meteorización es importante en climas húmedos y con repetidas alternancias hielo-deshielo (+0 C/-0 C), como los montañosos.
Haloclastia: es la rotura de las rocas por la acción de la sal. En determinados ambientes hay una gran presencia de sal. Esto es en los ambientes áridos, ya que las lluvias lavan el suelo llevándose consigo la sal, la cual se precipita sobre el suelo al evaporarse el agua. La sal se incrusta en los poros y fisuras de las rocas y, al recristalizar y aumentar de volumen, aumenta la presión que ejercen sobre las paredes internas (similar a la gelifracción) con lo que se puede ocasionar la ruptura. El resultado son rocas muy angulosas y de menor tamaño, lo que generalmente da lugar a los procesos de erosión.

Meteorización química

Produce una transformación química de la roca provocando la pérdida de cohesión y alteración de la roca. Los procesos más importantes son los atmosféricos, el vapor de agua, el oxígeno y el dióxido de carbono que están implicados en:

Oxidación. Se produce al reaccionar algunos minerales con el oxígeno atmosférico. Se forman nuevos minerales con elementos en uno o más estados oxidados (mayor carga positiva)
Disolución. Es muy importante en minerales solubles como cloruros, nitratos, en rocas calcáreas y en el modelado kárstico.
Carbonatación. Se produce al combinarse el dióxido de carbono con el agua formando ácido carbónico, el cual se combina con ciertos minerales como el carbonato de calcio que se transforma en bicarbonato: el primero es insoluble en el agua pero el segundo no lo es, por lo que es arrastrado por ella. Es un proceso muy importante y perjudicial para los suelos, especialmente, en el riego por goteo.
Hidratación. En esta reacción, el agua es incorporada a la estructura de algunos minerales aumentando de volumen como sucede con el yeso o sulfato de calcio hidratado. Este proceso es fácil de ver, por ejemplo, mezclando anhidrita con agua, lo que produce una reacción exotérmica (desprende calor) al transformarse en yeso (sulfato de calcio hidratado).
Hidrólisis. Es la rotura en la estructura de algunos minerales por la acción de los iones de H+ y OH- de agua, fundamentalmente en la meteorización del feldespato, que se transforma en arcillas y del granito que puede llegar a la caolinización (transformación en arcillas, especialmente en caolín).
Bioquímica. La acción de los ácidos orgánicos procedentes de la descomposición de materiales biológicos en el suelo o por la acción físico - química de los propios vegetales vivos.
Laterización. Es un proceso de meteorización química generalizada y profunda en la que el sílice y las bases son extraídas, por la lixiviación (lavado) de la roca madre, en la que se producen concreciones de hierro y aluminio. Son depósitos residuales de color rojo asociados a relieves de superficie plana. En realidad el proceso no se circunscribe solo a la formación de suelo (latosoles) sino que es un auténtico proceso morfogenético. Régimen de formación de un suelo (pedogenético) que se da en climas cálidos, con precipitaciones abundantes, tanto en las regiones de selva como en las de sabana, donde una gran actividad bacteriana hace que el humus se consuma con rapidez. Los minerales arcillosos se disuelven, mientras que el hierro y el aluminio se acumulan en forma de óxidos y dan lugar a la formación de una costra dura, llamada laterita (del latín later, ladrillo). No son suelos fértiles.

Meteorización biológica

La meteorización biológica u orgánica consiste en la ruptura de las rocas por la actividad de animales y plantas. La construcción de madrigueras y la acción de las raíces de los árboles pueden provocar una acción mecánica, mientras que los efectos de la presencia de agua y diversos ácidos orgánicos, así como el aumento del dióxido de carbono, pueden complementar la meteorización alterando la roca. Así pues, los efectos de la meteorización biológica combinan los procesos de disgregación y los de alteración.

La vegetación desempeña un papel decisivo en los procesos de meteorización química, ya que aportan iones y ácidos de disolución al agua. La descomposición orgánica genera humus más o menos ácido que provoca fenómenos de podsolización.

Erosión

Erosión em Jordania

La erosión es el desgaste de las rocas producido por el viento y el agua, que arrastran las partículas de rocas chocando entre ellas y contra las rocas.

Los materiales no se transforman químicamente, sólo son desgastados. Los detritos se trasportan y acumulan por gravedad formando los sedimentos.

Transporte

El transporte es el desplazamiento de sedimentos desde el lugar donde se produce la erosión hasta donde se depositan.

Según la fuerza del viento o el agua y el peso del material transportado, el transporte puede realizarse por:

Reptación o rodadura: los materiales pesados son arrastrados sin levantarlos del suelo.
Saltación: pequeñas partículas se elevan y vuelven a caer.
Suspensión: el aire o el agua transportan partículas muy finas que no se depositan en el suelo.
Disolución: los materiales se transportan disueltos en el agua.

Sedimentación

Catarata amarilla por sedimentos

La sedimentación se produce cuando el agente que transporta los sedimentos tiene menos energía y deposita los materiales transportados.

Cada agente geológico produce un tipo de sedimentación característica, por lo que podemos distinguir en los sedimentos distintas estructuras sedimentarias.

Los materiales se acumulan, por la fuerza de la gravedad, en zonas hundidas, las cuencas sedimentarias, donde los sedimentos pueden transformarse en rocas sedimentarias mediante la diagénesis.

Créditos

Texto:

wikipedia
biologia-geologia.com
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Imagen:

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De Prince Roy, Taipei - flickr.com, CC BY 2.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=3493678
De Etan J. Tal - Trabajo propio, CC BY 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=12250097
De Leruswing - Trabajo propio, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=6755428

Etiquetas: sedimentogénesis, roca, sedimento, meteorización, edafización, meteorización física, meteorización química, meteorización biológica, erosión, sedimentación

Metamorfismo y tectónica

Fri, 30 Apr 2021 11:15:02 GMT

Contenidos

Metamorfismo

Se denomina metamorfismo a la transformación sin cambio de estado de la estructura o la composición química o mineral de una roca cuando queda sometida a condiciones de temperatura o presión distintas de las que la originaron o cuando recibe una inyección de fluidos. Al cambiar las condiciones físicas, el material rocoso pasa a encontrarse alejado del equilibrio termodinámico y tenderá, en cuanto obtenga energía para realizar la transición, a evolucionar hacia un estado distinto, en equilibrio con las nuevas condiciones. Se llaman metamórficas a las rocas que resultan de esa transformación.

Entre los factores que afectan el metamorfismo están:

La estructura (fábrica) y composición de la roca original.
La presión y la temperatura en la que evoluciona el sistema.
La presencia de fluidos.
El tiempo.

Se excluyen del concepto de metamorfismo los cambios diagenéticos que les ocurren a los sedimentos y a las rocas sedimentarias a menores temperaturas y presiones, aunque es muy difícil establecer el límite entre la diagénesis y el metamorfismo.

En el extremo contrario, si se llega a producir la fusión formándose un magma, la roca que resulte no será metamórfica, sino magmática. A veces las condiciones dan lugar a una fusión solo parcial y el resultado es una roca mixta, una migmatita, con partes derivadas de la solidificación del fundido y partes estrictamente metamórficas.

Se distingue entre un metamorfismo progresivo, que ocurre cuando la roca queda sometida a presiones y temperaturas más altas que las de origen, y un metamorfismo regresivo (o retrógado), cuando la roca pasa a condiciones de menor energía que cuando se originaron

Agentes del metamorfismo

Los agentes que intervienen en el metaformismo son el calor, la presión, la presencia de fluidos, la naturaleza previa de la roca que se va a ver afectada y el tiempo:

El calor puede proceder del contacto con un magma en migración, de la fricción entre placas tectónicas o del peso asociado a un enterramiento profundo, el cual produce compactación por recristalización que disipa energía en forma de calor.
La presión puede ser vertical y derivar del enterramiento, o tener otra dirección y deberse a la convergencia de placas o a la acción de fallas.
Los fluidos circulantes derivan de la diferenciación de magmas ascendentes, o son disoluciones acuosas alimentadas desde la superficie pero calentadas en regiones profundas. Aunque la composición se basa en el agua, sustancias disueltas en ella pueden desempeñar un papel fundamental en la transformación química de las rocas.
La composición inicial de la roca es importante. Una arenisca con gran cantidad de cuarzo sujeta a condiciones altas de presión y temperatura se convertirá en una cuarcita; pero si la roca inicial es una caliza, se convertirá en un mármol.
El tiempo es un factor importante, ya que hay procesos metamórficos que lo requieren.

Tipos de metamorfismo

Existen varios tipos de metamorfismo debido a la diversidad de causas que lo producen. Una clasificación genética (por el origen) del metamorfismo distingue entre metamorfismo de contacto (debido al calor que transmite a una roca un cuerpo intrusivo); metamorfismo dinámico o cataclástico, debido a presiones dirigidas por la acción de fallas, y metamorfismo regional, la forma más importante, donde se produce una transformación extensa y profunda por la acción simultánea de temperaturas y presiones altas, como ocurre en bordes de placa convergentes.

Hay además un metamorfismo hidrotermal, debido a la penetración de fluidos calientes y químicamente activos, y un metamorfismo de choque, un fenómeno localizado que se produce por el impacto de meteoritos y cometas contra la superficie rocosa del planeta. Existen otros tipos de metamorfismo menos frecuentes, como el metamorfismo de rayos o el metamorfismo de incendio.

Diagrama de presión-temperatura del metamorfismo

Metamorfismo de contacto

También conocido como metamorfismo térmico, ocurre cuando la transformación de las rocas se debe principalmente a las altas temperaturas a las que se ven sometidas. Esto se da cuando un magma intruye un cuerpo rocoso, y las altas temperaturas metamorfizan las rocas encajantes, formando una aureola de contacto. Esta aureola se dispone alrededor del cuerpo intrusivo, siendo el metamorfismo de mayor grado cuanto más cerca nos encontramos del plutón.Las rocas que forman la aureola se denominan corneanas, y se caracterizan por ser de grano fino con textura idioblástica o hipidioblástica (es decir, con cristales bien formados o parcialmente formados).

El tamaño de la aureola depende de unos factores que controlan la transferencia de calor desde el plutón hasta la roca encajante.

Estos factores son los siguientes:

Temperatura y tamaño de la intrusión
La conductividad térmica de la roca encajante, que va a controlar la tasa a la que el calor se va transferir por conducción.
La temperatura inicial de la roca encajante.
El calor latente de cristalización del magma.
El calor de las reacciones metamórficas.
La cantidad de agua y la permeabilidad de la roca encajante, ya que la presencia de agua puede provocar que el calor se transmita por convección.

Metamorfismo regional

Gneis

Se produce por el efecto simultáneo de un aumento de la presión y de la temperatura durante largos períodos de tiempo en grandes áreas de la corteza terrestre con gran actividad tectónica, como los límites de las placas litosféricas. También influyen la presencia de fluidos en las rocas que se van a metamorfizar, y las tensiones originadas por el movimiento de las placas tectónicas. Las condiciones en las que se produce el metamorfismo regional abarcan un rango de presiones de entre 2 kbar y 10 kbar y un rango de temperaturas de entre 200 C y 750 C.

Normalmente el crecimiento de los cristales durante el metamorfismo regional está acompañado de una deformación originada por causas tectónicas. Esto provoca que muchas rocas sometidas a este tipo de metamorfismo presenten foliación, es decir, que sus minerales constituyentes se orientan según la dirección de las presiones dirigidas que sufren.

Según el grado de foliación, se distinguen tres tipos de rocas:

Pizarras: Se forman cuando el metamorfismo es de grado bajo.

Esquistos: Se forman cuando el metamorfismo es de grado medio.

Gneises: Se forman cuando el metamorfismo es de grado alto.

Solamente las rocas que contienen micas desarrollan foliación, por lo que las cuarcitas, los mármoles y las anfibolitas carecen de ella.

Dentro del metamorfismo regional se distinguen tres zonas que se diferencian entre sí por las condiciones de presión y temperatura:

Región de baja temperatura y alta presión: Estás regiones se localizan en las zonas de subducción.
Región de alta temperatura y alta presión: En los núcleos de los orógenos, donde la profundidad de enterramiento es muy grande, y abundan las intrusiones de andesita.
Región de baja temperatura y baja presión: En zonas más superficiales de los orógenos.

Metamorfismo dinámico

El factor dominante en el metamorfismo dinámico (o dinamometamorfismo) es la presión, provocada por el movimiento entre bloques o placas que genera la acción de las fallas.Las rocas que se generan en este proceso se llaman brechas de falla o cataclastitas, y se caracterizan por la presencia de cantos englobados por una matriz, generados por trituración (cataclasis). Si la cataclasis es muy intensa, la deformación es dúctil en vez de frágil, formándose una milonita,que se caracteriza por ser una roca dura cuyos granos preexistentes fueron deformados y recristalizados. La forma en que se va a ver afectada la roca va a depender de los siguientes factores:

Granulometría, tipo de roca y composición.
Densidad, porosidad y permeabilidad.
Si la roca presenta bandeados, esquistosidad...
Tasa de deformación impuesta.
Composición y presión de los fluidos presentes.
Orientación de la red cristalina.

Metamorfismo de enterramiento

Se produce debido al aumento de temperatura y presión que sufren los sedimentos a 10.000-12.000 metros de profundidad en la corteza terrestre. La temperatura y la presión aumentan según los siguientes gradientes:

Presión → 3,5 kbar por cada 10 km de profundidad.
Temperatura → 20-30 C por cada kilómetro de profundidad.

Esto implica que en las cuencas en las que el espesor de sedimentos es elevado se pueden superar los 300 C en profundidad. Las rocas que sufren este metamorfismo suelen carecer de foliación, la transformación mineralógica es incompleta y preservan gran parte de sus rasgos originales.

Metamorfismo hidrotermal y metasomatismo

Se produce cuando hay una interacción entre las rocas y agua caliente químicamente activa.Es un metamorfismo asociado a la presencia de fluidos calientes que contienen gran cantidad de iones disueltos. Si debido a la interacción de la roca con los fluidos hay sustracción o adición de compuestos químicos, se denomina metasomatismo. Aunque se produzcan cambios en la composición química de las rocas, se mantiene constante el volumen molar, tratándose de un proceso isocórico.

Un ejemplo de reacción química que se produce en los procesos de metasomatismo es la transformación del olivino en serpentina si hay presencia de agua:

Metamorfismo de choque o de impacto

Red cristalina de la coesita, un mineral derivado del cuarzo, que se forma cuando las condiciones de presión son muy altas, como en los impactos meteoríticos. Los átomos rojos son oxígeno, y los grises silicio.

También llamado metamorfismo de impacto, ocurre por el efecto de ondas de choque producidas por impactos meteoríticos, explosiones nucleares o ensayos de laboratorio. En este tipo de metamorfismo se alcanzan presiones de hasta 1000 kbar.

Se han reconocido cinco fases correspondientes a distintas intensidades: 0, Ia, Ib, II y III.

En las fases 0, Ia y Ib, el cuarzo presenta rasgos planares (PFs), PDFs, y mosaicismo, más abundantes en fases más altas. En las fases II y III se empiezan a formar polimorfos de alta presión de la sílice (coesita y stishovita). Otros minerales característicos de estas fases de metamorfismo de choque son la ringwoodita, la jadeíta, la majorita y la lonsdaleíta.

A escala macroscópica, uno de los rasgos más característicos es la presencia de brechas. Estas brechas de impacto proceden del material expulsado por el meteorito al caer (eyecta), o del fondo del cráter. También es frecuente la presencia de conos astillados, que son fracturas cónicas que se forman con presiones de entre 20 y 200 kbar, y cuyos ápices suelen apuntar hacia la fuente de las ondas de choque.

Esquema de un proceso metamórfico, en el que una roca cambia la mineralogía

Rocas metamórficas

Las rocas metamórficas son rocas formadas por la modificación de otras preexistentes en el interior de la Tierra mediante un proceso llamado metamorfismo. A través de calor y/o presión, en fluidos químicamente activos se produce la transformación de rocas que sufren ajustes estructurales y mineralógicos. Los agentes del metamorfismo hacen posible que Rocas ígneas, rocas sedimentarias u otras rocas metamórficas, cuando quedan sometidas a presiones que van de menos de 1000 a hasta 16 000 bar, a temperaturas que van de los 200 a los 1000 C, y/o a un fluido activo, provoquen cambios en la composición de las mismas, aportando nuevas sustancias a estas. La roca que se genera dependerá de la composición y textura de la roca original, del tiempo que esta estuvo sometida a los efectos del llamado proceso metamórfico, así como de los agentes del mismo metamorfismo. Al precursor de una roca metamórfica se le llama protolito.

Clasificación

Los procesos metamórficos producen muchos cambios en las rocas, entre ellos, un aumento de la densidad, crecimiento de cristales más grandes, reorientación de los granos minerales en texturas laminares o bandeadas y la transformación de los minerales de baja temperatura en minerales de alta temperatura. Debido a esto, hay muchos modos de clasificar convenientemente las rocas metamórficas: Por ejemplo, se pueden agrupar en amplios tipos litológicos; otros criterios están basados en la textura (donde intervienen las condiciones de presión y temperatura) y la mineralogía, clases químicas, grado de metamorfismo o en el concepto de facies metamórficas. Un método sencillo y práctico consiste en tomar en cuenta el tipo de metamorfismo que originó a las rocas y dividirlas en dos grupos principales según su textura, esto es en foliada y no foliada.

Textura foliada: La foliación es la alineación mineral resultante que proporciona a la roca una textura en láminas o bandas. Esta textura se produce bajo condiciones extremas, la presión provoca que los granos minerales de una roca no solo se realinean, sino que también recristalicen, lo que fomenta el crecimiento de cristales más grandes, por lo que muchas rocas de este tipo tienen cristales visibles en bandas, otros cristales de minerales como las micas, recristalizan con una orientación preferente que esencialmente es perpendicular a la dirección de las fuerzas compresoras, lo que da lugar a láminas.Algunos ejemplos son la pizarra (al romperse se obtienen láminas), el esquisto (se rompe con facilidad) y el gneis (formado por minerales claros y oscuros).
Textura no foliada: Están compuestas de un solo mineral, cuyos cristales se caracterizan por tener una forma equidimensional, aunque suelen tener foliación, no es apreciable a simple vista. Algunas de ellas son las corneanas, el mármol (aspecto cristalino que se forma por metamorfismo de calizas y dolomías), la cuarcita (es blanca pero puede cambiar por las impurezas), la serpentinita (que al transformarse origina el asbesto).

Minerales metamórficos

En el proceso metamórfico, durante la mayor parte de la recristalización, no cambia la composición química de la roca, (excepto por la pérdida de agua y dióxido de carbono), antes bien, los iones disponibles en el agua se recombinarán para formar minerales que sean estables en el nuevo ambiente. En algunos ambientes, sin embargo, se introducen nuevos materiales mediante el proceso metamórfico. Por ejemplo, la roca adyacente a un gran cuerpo magmático adquirirá nuevos elementos procedentes de las soluciones hidrotermales (agua caliente). Muchos depósitos metálicos se forman por la deposición de minerales procedentes de las soluciones hidrotermales.

Este tipo de minerales son los que se forman sometidos a altas temperaturas asociados a procesos de metamorfismo. Entre los minerales que se forman por este proceso metamórfico encontramos la cianita, estaurolita, silimanita, andalucita y también granates.

Otros minerales, tales como olivino, piroxeno, anfíbol, cuarzo, feldespato y mica, pueden ser identificados en rocas metamórficas, pero no son necesariamente resultado del metamorfismo, ya que también se forman durante la cristalización de rocas ígneas. Estos minerales tienen un punto de fusión muy elevado, por tanto son estables a altas temperaturas y presiones.

Durante estos procesos metamórficos, estas rocas pueden ver alterada su composición química. No obstante, todos los minerales son estables a altas temperaturas hasta ciertos límites. La presencia de algún tipo de minerales en las rocas, según su composición, indica la temperatura y presión a la que se formaron.

Créditos

Texto: Wikipedia

Imagen:

De Salsero35*derivative work: PePeEfe (Spanish traslation) - Este archivo deriva de: Metamorphism P-T diagram.svg(in French), CC BY-SA 4.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=95953926
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Etiquetas: tectónica de placas, fosa oceánica, metamorfismo, cambio de estado, fusión (cambio de estado), solidificación, metamorfismo de contacto, metamorfismo dinámico, metamorfismo de enterramiento, metamorfismo hidrotermal y metasomatismo, metamorfismo de choque o de impacto, roca ígnea, roca volcánica, corteza terrestre, roca sedimentaria, procesos geológicos externos

Magmatismo

Fri, 30 Apr 2021 11:10:21 GMT

Contenidos

Magma

Magma es el nombre que reciben las masas de rocas fundidas del interior de la Tierra u otros planetas. Suelen estar compuestos por una mezcla de líquidos, volátiles y sólidos.

Cuando el magma se enfría, sus componentes se cristalizan formando las rocas ígneas, que son de dos tipos: si el magma cristaliza en el interior de la tierra se forman las rocas plutónicas o intrusivas, pero si asciende hacia la superficie, la materia fundida se denomina entonces lava, y al enfriarse forma las rocas volcánicas o efusivas (intrusivas y efusivas son términos en desuso)

Tipos de magma

Los magmas más comunes responden a tres tipos principales: basálticos, andesíticos y graníticos.

Magmas basálticos: pueden ser toleíticos, bajos en sílice (<50%) y producidos en las dorsales, o alcalinos, ricos en sodio y potasio, producidos en zonas del interior de las placas tectónicas. Son los más comunes.
Magmas andesíticos: Contenido de sílice (<60%) y minerales hidratados, como anfíboles o biotitas. Se forman en todas las zonas de subducción, ya sean de corteza continental u oceánica.
Magmas graníticos: tienen el punto de fusión más bajo y pueden formar grandes plutones. Se originan en zonas orogénicas como los andesíticos, pero a partir de magmas basálticos o andesíticos que atraviesan y funden rocas igneas o sedimentarias metamorfizadas de la corteza que, al incorporarse al magma, alteran su composición.

Por otra parte, según su composición mineral, el magma puede clasificarse en dos grandes grupos: máficos y félsicos. Básicamente, los magmas máficos contienen silicatos ricos en magnesio y hierro, mientras que los félsicos contienen silicatos ricos en sodio y potasio.

Evolución de los magmas

La composición de los magmas puede variar en función de varios procesos:

Diferenciación: durante el enfriamiento de un magma el orden de cristalización de los minerales depende de su punto de fusión, cristalizando primero los de punto de fusión más alto y por último los de más bajo (cristalización fraccionada). La composición del magma restante (magma residual) va variando en este proceso. En magmas basálticos este orden está definido por las denominadas series de Bowen. Si los cristales formados o el magma residual no se desplazaran, la roca resultante tendría la misma composición global que el magma inicial, pero la diferenciación se produce porque los cristales que se van formando pueden ir cayendo y acumularse en las zonas inferiores de la cámara magmática (diferenciación gravitatoria), o el magma residual puede migrar por disminución del tamaño de la cámara (filtrado por presión) o se pueden formar burbujas ricas en sodio y potasio, elementos más ligeros, que se desplazan hacia el techo de la cámara (transporte gaseoso).

La serie de reaccion de Bowen en una forma gráfica

Asimilación: cuando el magma funde parte de la roca encajante y la integra en su composición, que varía proporcionalmente según la naturaleza del nuevo volumen de roca fundida incorporada.

Mezcla: cuando se mezclan dos magmas de diferente origen y naturaleza, aunque lo normal es la mezcla de magmas de la misma procedencia: uno ya diferenciado con otro nuevo, primario y más caliente, que lo incorpora.

Temperaturas y puntos de fusión

La temperatura a la que se empiezan a formar los fundidos ricos en sílice varía entre los 700 y los 900 C, mientras que los pobres en sílice se empiezan a formar entre los 1200 y los 1300 C.

Se denomina punto de solidus a la temperatura en la que empieza a fundirse una roca y punto de liquidus a la temperatura en la que la fusión es total. Tanto la presencia de agua como una disminución de la presión pueden bajar los puntos de solidus y liquidus de una roca, facilitando la formación de magmas sin aumentar la temperatura

Formación de magmas

El 80 % del magmatismo se produce en los bordes constructivos de las placas tectónicas, bajo las dorsales oceánicas, y el resto en zonas de subducción y en regiones localizadas en el interior de las placas, por efecto de puntos calientes.

Magmatismo de dorsales: la fusión bajo las dorsales puede deberse a la disminución de la presión en las rocas como consecuencia de su ascenso por los movimientos convectivos, en sólido, del manto. El ascenso a la superficie de estos magmas primarios y sin diferenciar es el origen de las inmensas masas basálticas de los fondos oceánicos.

Magmatismo en zonas de subducción: la fusión se produce por el aumento de la temperatura por la compresión de la litosfera que subduce y fricción con las rocas del manto, a lo que se añade el agua que libera y asciende, que disminuye el punto de solidus de las rocas superiores. Se forman los magmas que darán lugar a los batolitos típicos de las zonas orogénicas.

Magmatismo intraplaca: es debido a la acción de puntos calientes, tanto bajo corteza continental como oceánica. Las grandes fracturas litosféricas intraplaca también pueden producir magmatismo por fusión de rocas del manto, como se observa por la asociación de estas fallas con la presencia de volcanes.

Situaciones de formación de magmas (en rojo) bajo corteza oceánica.

Clasificación de rocas magmáticas

El resultado del enfriamiento del magma son las rocas ígneas. Dependiendo de las circunstancias del enfriamiento, las rocas pueden tener granulado fino o grueso.

Granitos, rocas félsicas

Según el lugar de enfriamiento y cristalización, las rocas ígneas se dividen en:

Basaltos, rocas máficas

Rocas plutónicas o intrusivas. Son las que se han formado a partir de un enfriamiento lento del magma, en profundidad y generalmente en grandes masas. Se denominan plutones y diques a sus yacimientos. Por ejemplo, el granito, el gabro y la sienita.

Rocas volcánicas, extrusivas o efusivas. Se forman por el enfriamiento del magma desgasificado, la lava, en la superficie terrestre. Por ejemplo, el basalto y la riolita.

Rocas filonianas o subvolcánicas. Son aquellas que forman diques y filones. Ej: pórfido granítico o pórfido andesítico.

Según la composición del magma original se dividen en:

Graníticas o félsicas, procedentes de magmas graníticos. Ricas en sílice y feldespato potásico, normalmente de colores claros.

Riolitas, rocas félsicas

Intermedias, procedentes de magmas andesíticos. De composición intermedia entre las félsicas y las máficas.

Máficas, procedentes de magmas basálticos. Pobres en sílice y de colores oscuros.

Ultramáficas, procedentes de magmas formados en el manto superior. Formadas por silicatos de colores oscuros.

Ejemplos de rocas ígneas comunes:

Rocas volcánicas, emplazamiento superficial:

Riolitas
Andesitas
Basaltos
Komatitas

Rocas plutónicas, emplazamiento profundo:

Granitos
Dioritas
Gabros
Peridotitas

Ciclos magmáticos

Acumulación de basaltos, de gran potencia y extensión, en los traps siberianos.

Acumulación de basaltos en los traps siberianos

A lo largo de la historia temprana del planeta se han producido al menos tres supereventos magmáticos, los episodios de mayor formación de rocas ígneas del registro geológico. Están separados entre sí unos 800 millones de años (Ma): el más antiguo e intenso hace unos 2700 Ma, en el Neoarcaico, otro hace 1900 Ma, en el Orosírico y el tercero hace 1200 Ma, en el límite Ectásico-Esténico.

En cada uno de ellos se habrían formado grandes mesetas basálticas que habrían contribuido al aumento de las masas continentales en periodos de tiempo relativamente cortos.

Para explicar estos supereventos, algunos autores, como el tectónico Kent Condie en 1998, han propuesto que el mecanismo habría sido producido por unas avalanchas gravitacionales gigantescas de material del manto superior y la corteza, que caerían desde el límite del manto superior con el inferior (a 670 km de profundidad) hasta el mismo límite del núcleo externo (a unos 2900 km de la superficie), atravesando todo el manto inferior (unos 2230 km de espesor). Como consecuencia se formarían numerosas perturbaciones en forma de plumas del manto que, ascendiendo hasta la corteza, darían lugar al citado magmatismo.

El origen de estas avalanchas periódicas del manto estaría en los cambios físicos de los fragmentos de litosfera que han subducido hasta los 670-700 km de profundidad, cotas en las que encuentran resistencia a subducir más y se horizontalizan. La masa de litosfera que ha subducido, de hasta 100 km de espesor y más fría que el manto que la envuelve, puede tardar varios millones de años en alcanzar la temperatura que facilite, junto con la mayor presión de estos niveles, la densificación de los minerales que la componen (paso de peridotitas a eclogitas). Cuando la nueva situación de densidad de la masa litosférica subducida se vuelve inestable, se produciría el derrumbe en avalancha hasta el núcleo.

Este proceso se habría repetido varias veces pero, como cada evento implica una importante pérdida de calor en el manto, cada repetición del ciclo habría sido de menor intensidad que la precedente. Se podrían explicar asimismo por este mecanismo los picos de magmatismo, de mucha menor intensidad que los anteriores, del final del Paleozoico, hace unos 300 Ma, y del Cretácico medio, hace unos 100 Ma.

Actividad volcánica

Erupciones volcánicas

Una erupción volcánica es un pacto geológico caracterizado por la emisión violenta en la superficie terrestre, por un volcán, de lavas y/o tefras acompañadas de gases volcánicos. Se excluyen de esta definición los géiseres, que emiten agua caliente, y los volcanes de lodo, cuya materia, en gran parte es orgánica.

Cuando una erupción volcánica causa daños materiales y muertes, entre la especie humana y también en otras especies animales o vegetales, lo que sucede en la mayoría de los casos de volcanes terrestres, este fenómeno constituye, a corto o mediano plazo, un desastre natural que tiene un impacto local o global y que puede alterar los hábitos animales y humanos, el clima, la topografía, etc. Las investigaciones recientes muestran que las erupciones volcánicas tienen un impacto significativo en el clima global y deben considerarse como fenómenos catalíticos esenciales para explicar los cambios ecológicos y los trastornos históricos de las sociedades humanas.

Correlación de la escala de VEI con el total de volumen ejectado

Los vulcanólogos han distinguido varios tipos de erupciones volcánicas, durante los cuales la lava, las tefras (cenizas, lapilli, bombas volcánicas y bloques volcánicos) y gases variados son expulsados de un respiradero o fisura.

A menudo llevan el nombre de famosos volcanes donde se ha observado ese tipo de comportamiento. Algunos volcanes pueden mostrar solo un tipo característico de erupción durante un período de actividad, mientras que otros pueden mostrar una secuencia completa de tipos, todo en una serie eruptiva.

Hay tres tipos diferentes de erupciones.

Las más observadas son las erupciones magmáticas, que implican la descompresión del gas dentro del magma que lo impulsa hacia afuera.

Las erupciones freatomagmáticas son otro de los tipos, causadas por la compresión de gas dentro del magma, el opuesto directo del proceso que alimenta la actividad magmática.

El tercer tipo eruptivo es la erupción freática, que es impulsada por el sobrecalentamiento del vapor por contacto con el magma; estos tipos eruptivos a menudo no muestran liberación magmática, sino que causan la granulación de la roca existente.

Mecanismos eruptivos

Diagrama mostrando la correlación de la escala de VEI con el total de volumen ejectado.

Se distinguen tres tipos de erupciones por el mecanismo principal que las origina:

Las erupciones magmáticas, que son causadas por la desgasificación o liberación de gas del magma bajo el efecto de una descompresión, que produce una caída de densidad, que impulsa el magma hacia arriba por el efecto del empuje de Arquímedes;

Las erupciones freatomagmáticas, que son causadas por el enfriamiento repentino del magma por contacto con el agua y su contracción, que produce su fraccionamiento y el aumento explosivo de la superficie de contacto agua-magma;.

Las erupciones freáticas, que son provocadas por la vaporización del agua en contacto con el magma, que expulsa los materiales y partículas circundantes, quedando el magma en su lugar.

Hay dos tipos de erupciones en términos de actividad, erupciones explosivas y erupciones efusivas. Las erupciones explosivas se caracterizan por explosiones impulsadas por gas que impulsan el magma y la tefra.

Las erupciones efusivas, en cambio, se caracterizan por la efusión de lava sin erupción explosiva significativa.

Las erupciones volcánicas varían mucho en intensidad. En uno de los extremo están las erupciones hawaianas efusivas, que se caracterizan por fuentes de lava y coladas de lava fluida, que generalmente no son muy peligrosos. En el otro extremo, las erupciones plinianas son eventos explosivos grandes, violentos y altamente peligrosos. Los volcanes no están sujetos a un estilo eruptivo, y con frecuencia muestran muchos tipos diferentes, tanto pasivos como explosivos, incluso en el lapso de un solo ciclo eruptivo.

Los volcanes tampoco siempre erupcionan verticalmente desde un solo cráter cerca de su pico. Algunos volcanes muestran erupciones laterales y de fisuras.

Créditos

Texto: Wikipedia

Imagen:

De James St. John (jsj1771) https://www.flickr.com/people/jsjgeology/ - https://www.flickr.com/photos/jsjgeology/8456708386/sizes/o/in/set-72157632720256842/, CC BY 2.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=26831942
De Kevin Walsh from Oxford, England - granite1Uploaded by Adrignola, CC BY 2.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=10260491
De incidencematrix - Basalt with Olivine, CC BY 2.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=64113643
De USGS[2] - https://web.archive.org/web/20080127043104/http://volcanoes.usgs.gov/Products/Pglossary/aa.html, Dominio público, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=1996230
De User:Woudloper - Este archivo deriva de: Partial melting asthenosphere EN.svg, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=30328747
De chris 論 - Originally from http://volcanoes.usgs.gov/Products/Pglossary/vei.htmlAccessed September 29, 2005, Dominio público, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=3935253
Photo by Piermanuele Sberni on Unsplash
De Timur V. Voronkov - Fotografía propia, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=15651782

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Litosfera y tectónica de placas

Fri, 30 Apr 2021 11:08:34 GMT

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Tecnónica de placas

La tectónica de placas o tectónica global (del griego τεκτονικός, tektonicós, "el que construye") es una teoría que explica la forma en que está estructurada la litosfera (porción externa más fría y rígida de la Tierra). La teoría da una explicación a las placas tectónicas que forman parte de la superficie de la Tierra y a los deslizamientos que se observan entre ellas en su movimiento sobre el manto terrestre fluido, sus direcciones e interacciones. También explica la formación de las cadenas montañosas (orogénesis). Así mismo, da una explicación satisfactoria al hecho de que los terremotos y los volcanes se concentran en regiones concretas del planeta (como el Cinturón de Fuego del Pacífico) o a la ubicación de las grandes fosas submarinas junto a islas y continentes y no en el centro del océano.

Las placas tectónicas se desplazan unas respecto de otras con relativa lentitud, a una velocidad nunca perceptible sin instrumentos, pero con tasas bastante diferentes. La mayor velocidad se da en la dorsal del Pacífico Oriental, cerca de la Isla de Pascua, a unos 3400 km de Chile continental, con una velocidad de separación entre placas de más de 15 cm/año y la más lenta se da en la dorsal ártica, con menos de 2,5 cm/año.23 Dado que se desplazan sobre la superficie finita de la Tierra, las placas interaccionan unas con otras a lo largo de sus fronteras o límites provocando intensas deformaciones en la corteza y litosfera de la Tierra, lo que ha dado lugar a la formación de grandes cadenas montañosas (por ejemplo las cordilleras de Himalaya, Alpes, Pirineos, Atlas, Urales, Apeninos, Apalaches, Andes, entre muchos otros) y grandes sistemas de fallas asociadas con estas (por ejemplo, el sistema de fallas de San Andrés). El contacto por fricción entre los bordes de las placas es responsable de la mayor parte de los terremotos. Otros fenómenos asociados son la creación de volcanes (especialmente notorios en el cinturón de fuego del océano Pacífico) y las fosas oceánicas.

Estructuras litosféricas intervinientes en la tectónica de placas

Las placas tectónicas se componen de dos tipos distintos de litosfera: la corteza continental, más gruesa, y la corteza oceánica, la cual es relativamente delgada. A la parte superior de la litosfera se la conoce como corteza terrestre, nuevamente de dos tipos (continental y oceánica). Esto significa que una placa litosférica puede ser continental, oceánica, o bien de ambos tipos, en cuyo caso se denomina placa mixta.

Uno de los principales puntos de la teoría propone que la cantidad de superficie de las placas (tanto continental como oceánica) que desaparecen en el manto a lo largo de los bordes convergentes de subducción está más o menos en equilibrio con la corteza oceánica nueva que se está formando a lo largo de los bordes divergentes (dorsales oceánicas) a través del proceso conocido como expansión del fondo oceánico. También se suele hablar de este proceso como el principio de la "cinta transportadora". En este sentido, el total de la superficie en el globo se mantiene constante, siguiendo la analogía de la cinta transportadora, siendo la corteza la cinta que se desplaza gracias a las fuertes corrientes convectivas de la astenosfera, que hacen las veces de las ruedas que transportan esta cinta, hundiéndose la corteza en las zonas de convergencia, y generándose nuevo piso oceánico en las dorsales.

Movimiento de placas

Dorsal oceánica

El origen del movimiento de las placas está en unas corrientes de materiales que suceden en el manto, las denominadas corrientes de convección, y sobre todo, en la fuerza de la gravedad. Las corrientes de convección se producen por diferencias de temperatura y densidad, de manera que los materiales más calientes pesan menos y ascienden, y los materiales más fríos son más densos, pesados, y descienden.

El manto, aunque es sólido, se comporta como un material plástico o dúctil, es decir, se deforma y se estira sin romperse, debido a las altas temperaturas a las que se encuentra, sobre todo el manto inferior.

En las zonas profundas el manto hace contacto con el núcleo, el calor es muy intenso, por eso grandes masas de roca se funden parcialmente y al ser más ligeras ascienden lentamente por el manto, produciendo unas corrientes ascendentes de materiales calientes, las plumas o penachos térmicos. Algunos de ellos alcanzan la litosfera, la atraviesan y contribuyen a la fragmentación de los continentes.

En las fosas oceánicas, grandes fragmentos de litósfera oceánica fría se hunden en el manto, originando por tanto unas corrientes descendentes, que llegan hasta la base del manto.

Las corrientes ascendentes y descendentes del manto podrían explicar el movimiento de las placas, al actuar como una especie de "rodillo" que las moviera.

Deriva continental

Deriva continental de Wegener

La teoría de la deriva continental fue propuesta originalmente en 1912 por el meteorólogo y geofísico alemán Alfred Wegener (1880-1930), quien la formuló basándose, entre otras cosas, en la manera en que parecían encajar las formas de los continentes a cada lado del océano Atlántico, como África y Sudamérica, de lo que ya se habían percatado anteriormente Benjamin Franklin y otros. También tuvo en cuenta la distribución de ciertas formaciones geológicas y del registro fósil de los continentes septentrionales, que manifestaba que podían haber compartido floras y faunas en tiempos geológicos anteriores. Con esos datos, Wegener calculó que el conjunto de los continentes actuales estuvieron unidos en un pasado remoto de la Tierra, formando un supercontinente, denominado Pangea, que significa todo tierra en griego. Este planteamiento fue inicialmente descartado por la mayoría de sus colegas, ya que su teoría carecía de un mecanismo para explicar la deriva de los continentes. En su tesis original, propuso que los continentes se desplazaban sobre otra capa más densa de la Tierra, que conformaba los fondos oceánicos y que se prolongaba bajo ellos, de la misma forma en que se desplaza una alfombra. Sin embargo, la enorme fuerza de fricción implicada motivó el rechazo de la explicación de Wegener y la puesta en suspenso, como hipótesis interesante pero no probada, de la idea del desplazamiento continental. En síntesis, la deriva continental es el desplazamiento lento y continuo de las masas continentales.

Créditos

Texto: wikipedia

Imagen:

De USGS - Versión en español Daroca90 - http://pubs.usgs.gov/publications/text/slabs.html, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=31474745
De original: USGov - Translated version of File:Tectonic plate boundaries.png, Dominio público, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=459361
De USGS - http://geomaps.wr.usgs.gov/parks/animate/index.html, Dominio público, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=13424851
De Original upload by en:User:Tbower - USGS animation A08, Dominio público, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=583951

Etiquetas: litosfera, tectónica de placas, deriva continental, placa tectónica, alfred wegener, pangea

Historia geológica

Fri, 30 Apr 2021 11:06:19 GMT

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Tiempo geológico

El tiempo geológico del planeta se divide y distribuye en intervalos de tiempo caracterizados por acontecimientos importantes de la historia de la Tierra y de la vida. Como la edad de la Tierra es de aproximadamente 4500 millones de años, cuando se habla de tiempo geológico suele expresarse casi siempre en millones de años y siempre referidos a antes del presente .

Las unidades usadas para dividir el tiempo geológico son de dos tipos: las referidas a tiempo relativo (unidades geocronológicas), que ordenan cronológicamente los acontecimientos geológicos, y las referidas a tiempo absoluto (unidades geocronométricas), expresadas en valores absolutos, en millones de años.

La escala de tiempo geológico es el marco de referencia para representar los eventos de la Historia de la Tierra y de la vida ordenados cronológicamente. Establece divisiones y subdivisiones de las rocas según su edad relativa y del tiempo absoluto transcurrido desde la formación de la Tierra hasta la actualidad.

Los siguientes diagramas muestran la duración a escala de las principales divisiones. El primer y segundo cronograma representan, cada uno, subsecciones de la parte marcada con asteriscos en el que tienen inmediatamente debajo.

Acontecimientos geológicos de la Tierra

Precámbrico

El supereón Precámbrico es una división informal de la escala temporal geológica, es la primera y más larga etapa de la historia de la Tierra —más del 88 %—, que engloba los eones: Hádico, Arcaico y Proterozoico. Este supereón comenzó cuando se formó la Tierra, hace entre 4567,9 y 4570,1 millones de años y terminó hace 542,0 ( 1,0) millones de años. Duró aproximadamente 4027 millones de años y dio paso al eón fanerozoico / era paleozoica / período cámbrico. El estudio del Precámbrico es muy complejo, pues en general las rocas formadas durante este tiempo están muy transformadas por diferentes ciclos orogénicos (deformación tectónica, metamorfismo, etc.) y los fósiles son muy escasos.

Posición de los continentes en el Precámbrico

En ese tiempo se produjeron los siguientes acontecimientos: formación de la litosfera, hidrosfera, la atmósfera, el origen y la evolución temprana de la tierra.

El material más antiguo que se conoce en el planeta Tierra tiene una edad que oscila entre 4100 y 4200 millones de años de antigüedad y corresponde a unos granos de mineral de zircón. Pero algunos meteoritos, que se considera se formaron al mismo tiempo que la tierra, permiten asignar a la tierra una edad de 4550 millones de años.

Al calentarse la Tierra, el vulcanismo expulsó vapor de agua y dióxido de carbono a la atmósfera primitiva (protoatmósfera), que estaba además compuesta por gases reductores, como el amoníaco. Sin embargo faltaba totalmente el oxígeno.

El vapor de agua se acumuló en la atmósfera hasta que la temperatura terrestre descendió por debajo de los 100 C, hace unos 3800 millones de años, y entonces se solidificaron las primeras rocas. De esta misma época hay indicios de una primera cubierta líquida (océano primigenio), al precipitar el vapor de agua a la corteza terrestre y comenzar a acumularse sales.

Los primeros núcleos continentales, llamados cratones, se movían sobre un manto caliente y chocaban entre sí. Las colisiones de estos núcleos primitivos plegaron la Tierra y formaron las primeras montañas.

Las agrupaciones de todos los cratones en un único continente, se produjo tres veces durante el Proterozoico.

Durante el transcurso del eón Proterozoico ocurrieron dos grandes orogenias, la última de las cuales coincide con una gran glaciación (periodo de enfriamiento global, con nevadas, avance de glaciares en las montañas y engrosamiento de la capa de hielo en los mares fríos).

Una vez conseguida una estabilidad tanto cortical (corteza suficientemente espesa, diferenciada y rígida), como atmosférica (desaparición de amoniaco, metano, ácido sulfhídrico, etc., y reemplazo por oxígeno y nitrógeno), desde hace unos 2500 millones de años, el clima de la tierra se estabilizó y ya estaba preparado el escenario para la proliferación y evolución de la vida.

Estromatolitos del Precámbrico

La vida se origina en el Precámbrico, muy probablemente en el mar.

Los fósiles precámbricos son muy escasos, pero excepcionalmente se conservan restos de alguno de los organismos primitivos que vivieron entonces, o bien sus impresiones o huellas.

La carencia de fósiles precámbricos se puede deber a que prácticamente la totalidad de los organismos debían ser de cuerpo blando y desprovistos de partes duras que pudieran fosilizar.

Otra de las posibles causas de la escasez de fósiles es que los sedimentos del Precámbrico han sufrido diferentes etapas de metamorfismo a lo largo de la historia geológica y se han destruido la mayor parte de los restos de organismos que pudieran haber quedado englobados en ellos.

En islas que se encuentran al occidente de Groenlandia se han encontrado rocas de 3800 millones de años de antigüedad que podrían tener origen orgánico. Se han encontrado en Australia occidental rocas que contienen numerosos microfósiles. Los más antiguos tienen alrededor de 3460 millones de años y corresponden a primitivas bacterias bien preservadas. Son especialmente abundantes los estromatolitos —capas y masas semiesféricas de carbonato cálcico—, formados por la actividad de cianobacterias, que pueden llegar a tener 1400 millones de años de antigüedad.

Hace unos 670 millones de años, corales blandos, medusas, anélidos y otros animales de cuerpo blando aparecieron en mares poco profundos y en las orillas de los continentes.

Paleozoico

Trilobites

El Paleozoico o era paleozoica es una división de la escala temporal geológica que pertenece al eón Fanerozoico, con la categoría de era (como tiempo) y eratema (como conjunto de rocas). El Paleozoico sucede al supereón Precámbrico y precede a la era Mesozoico. De más de 290 millones de años (M.a.) de duración, se inició hace 541 millones de años y acabó hace unos 252 millones de años.23 Su nombre procede del griego palaio/παλαιο ( viejo ) y zoe/ζωη ( vida ), que significa vida antigua .

Geológicamente, el Paleozoico se inicia poco después de la desintegración del supercontinente Pannotia y acaba con la formación del supercontinente Pangea. Durante la mayor parte de la era, la superficie de la Tierra se divide en un número relativamente pequeño de continentes.

El Paleozoico abarca desde la proliferación de animales con concha y exoesqueleto hasta que el mundo empezó a ser dominado por los grandes reptiles y por plantas relativamente modernas, como las coníferas.

Helecho

El Paleozoico inferior probablemente tenía un clima moderado al inicio, pero se tornó cada vez más cálido en el transcurso del Cámbrico. También se produjo el segundo incremento sostenido del nivel del mar más grande del Fanerozoico. Sin embargo, esta tendencia se vio contrarrestada por el desplazamiento de Gondwana hacia el sur con velocidad considerable, por lo que, en tiempos de Ordovícico, la mayoría de Gondwana occidental (África y América del Sur) se asentó directamente sobre el Polo Sur.

En esta época el clima está también fuertemente influenciado por la zona, con el resultado de que el "clima", en un sentido global, se convirtió en cálido. Sin embargo, el medio ambiente de la mayoría de los organismos de la época, la plataforma marina continental, se fue enfriando paulatinamente. Por otro lado, Báltica (Europa del Norte y Rusia) y Laurentia (este de América del Norte y Groenlandia) se mantuvo en la zona tropical, mientras que China y Australia se situaban en aguas más templadas.

El Paleozoico inferior terminó, bastante abruptamente, con la corta, pero al parecer intensa, glaciación del Ordovícico superior. Esta ola de frío causó la segunda mayor extinción masiva de del Eón Fanerozoico. Con el tiempo, el clima se fue haciendo más cálido.

Mesozoico

Recreación del Jurásico

El Mesozoico, era mesozoica o era secundaria, conocido zoológicamente como la era de los dinosaurios o botánicamente como la era de las cícadas, es una división de la escala temporal geológica que pertenece al eón Fanerozoico; dentro de este, el Mesozoico sigue al Paleozoico y precede al Cenozoico, de ahí su nombre, que procede del griego μεσο que significa "entre", y ζώον, que significa "de los animales" que significa "vida intermedia". Se inició hace 251 millones de años y finalizó hace 66 millones de años.

Durante estos 186 millones de años no se produjeron grandes episodios orogénicos. Pangea se fragmenta gradualmente y los continentes van desplazándose hacia su posición actual. El clima fue excepcionalmente cálido durante todo el período, desempeñando un papel importante en la evolución y la diversificación de nuevas especies animales.

Los invertebrados característicos de este período fueron los amonites, cefalópodos de fragmocono con forma espiral, y los belemnites, más pequeños y con el rostro interno, alargado y puntiagudo, además de equinodermos, braquiópodos y crustáceos. Se desarrollaron ampliamente los vertebrados, sobre todo los reptiles. En esta era aparecen también los mamíferos, las aves y las angiospermas o plantas con flores. Sin embargo, los dinosaurios no son los únicos animales que prosperaron durante toda esta era, también los peces y otros reptiles, como las tortugas, un ejemplo es Archelon, o los cocodrilos, de los que algunos alcanzaron gran tamaño, como Sarcosuchus o Deinosuchus.

El límite inferior del Mesozoico viene fijado por la extinción masiva del Pérmico-Triásico, durante la cual aproximadamente del 90% a 96% de las especies marinas y el 70% de los vertebrados terrestres se extinguieron. También es conocida por la "Gran Mortandad" o "The Great Dying", ya que es considerada la extinción masiva más grande de la historia.

El límite superior se fija en la extinción masiva del Cretácico-Terciario, que pudo haber sido causada por el impacto de un asteroide que creó el cráter de Chicxulub en la península de Yucatán. Aproximadamente el 50% de todos los géneros se extinguieron, incluidos todos los dinosaurios no avianos, es decir, todos aquellos que no compartían las características que definen a un ave.

Ictiosaurio

Cenozoico

Desplazamiento continental

La era cenozoica o Cenozoico una división de la escala temporal geológica, es la era geológica que se inició hace unos 66 millones de años y que se extiende hasta la actualidad. Es la tercera y última era del eón fanerozoico y sigue a la era mesozoica. Su nombre procede del idioma griego y significa animales nuevos (de καινός/kainos, nuevo y ζωή/zoe, animal o vida ). El período terciario, actualmente no reconocido por la Comisión Internacional de Estratigrafía, comprendía la era cenozoica excepto los últimos 2,5 millones de años, cuando se inicia el período cuaternario.

Durante la era cenozoica, la India colisionó con Asia hace 55-45 millones de años, y Arabia colisionó con Eurasia, cerrando el mar de Tetis, hace unos 35 millones de años. Como consecuencia de ello, se produce el gran plegamiento alpino que formó las principales cordilleras del Sur de Europa y Asia, como los Pirineos, Alpes e Himalayas.

Al final del período Cretácico se produjo la extinción masiva del Cretácico-Terciario, que incluyó a los dinosaurios y a la gran mayoría de las especies vivientes. La teoría más aceptada por los científicos señala como detonante el impacto de un meteorito de gigantescas dimensiones. La gran explosión generada en su impacto, habría levantado grandes cantidades de polvo al aire, impidiendo que la luz solar llegara hasta las plantas, reduciéndolas en cantidad y generando con ello un desequilibrio en la cadena alimenticia (planta – herbívoro – carnívoro); como resultado se extinguió un 75 por ciento de la vida en la Tierra. La desaparición de los grandes reptiles dio paso al Cenozoico. Actualmente se sospecha que la emisión de gases tóxicos debidos al vulcanismo de las Traps del Decán en la India pudo haber contribuido también a esta extinción.

Durante esta era los mamíferos, aprovechando el vacío dejado por los saurios, se multiplicaron y diversificaron, imponiendo su dominio sobre el resto de vertebrados. De las 10 familias que existían al iniciarse la primera época del Cenozoico, el Paleoceno, se pasó a casi 80 en el Eoceno —tras sólo 10 millones de años de evolución—. Muchas familias de mamíferos modernos, por su parte, datan del Oligoceno —es decir, de hace entre 35 y 24 millones de años— y fue en el Mioceno —hace entre 24 y 5 millones de años— cuando se registró la mayor diversidad de especies. En este último período aparecieron los primeros y más primitivos Hominoidea, como los Proconsul, Dryopithecus y Ramapithecus. A partir del Mioceno el número de mamíferos empezó a declinar y, como consecuencia de los profundos cambios climáticos que se produjeron durante el Plioceno, hace unos 2 millones de años, muchas especies desaparecieron. En ese momento estaba a punto de iniciarse la Edad del Hielo —dentro del Pleistoceno— en la que un primate muy avanzado iba a imponer su reinado: el género Homo.

Cuaternario

El período Cuaternario es una división de la escala temporal geológica que pertenece a la Era Cenozoica; dentro de esta, el Cuaternario sigue al Neógeno. Se inició hace 2,59 millones de años y llega hasta la actualidad. El Cuaternario se destina a cubrir el período reciente de ciclos de glaciaciones y, puesto que algunos episodios de enfriamiento y glaciación caen en el Gelasiano, esto justifica su traslado al Cuaternario.

Fue durante el Cuaternario cuando apareció el Homo sapiens sobre la Tierra. A su vez, se extinguieron grandes especies, tanto vegetales como animales, y fueron las aves y mamíferos los vertebrados que dominaron la Tierra. En síntesis, hubo un gran predominio de los mamíferos, una gran expansión del ser humano, y la presencia de una flora y una fauna muy parecida a la actual, por lo que también se han apuntado las migraciones de grandes mamíferos o el origen del hombre como posibles criterios. Por eso, a veces es denominada etapa Antropozoica.

Durante los máximos glaciares la temperatura en las aguas oceánicas superficiales era 4-5 C inferior a la actual (actualmente es de ∼18 C para las aguas subtropicales y ∼14 C para las subpolares), al igual que en los trópicos. Durante los máximos interglaciares la temperatura pudo ser superior en 1-2 C a la actual.

La presencia de hielo en gran parte de los continentes modificó en gran medida las pautas de circulación atmosférica. Los vientos cerca de los márgenes glaciales eran fuertes y persistentes debido a la abundancia de aire denso y frío procedente del glaciar. Estos vientos recogían y transportaban grandes cantidades de sedimentos de grano fino erosionado por los glaciares. Este polvo se acumuló como loess, formando depósitos irregulares en gran parte del valle del Río Missouri, Europa central y norte de China.

Las dunas de arena fueron mucho más amplias y activas en muchas áreas durante el período Cuaternario temprano. Un buen ejemplo es la región de las colinas de arena en Nebraska, que cubre un área de unos 60 000 km . Esta región fue una gran campo de dunas activas durante la época del Pleistoceno, pero hoy en gran parte se ha estabilizado por una cobertura de pastos.

Bisonte de las cuevas de Altamira

El clima del Pleistoceno podría estar caracterizado por el fenómeno continuo de El Niño con vientos alisios en el Pacífico Sur, debilitándose o calentándose al este, aire caliente cerca de Perú, corrientes oceánicas cálidas desde el oeste del Pacífico y Océano Índico al este del Pacífico, y otros marcadores de El Niño.

Durante los períodos glaciares las lluvias fueron menos abundantes debido a la disminución de la evaporación del agua de los océanos. Por otro lado, debido a esta sequedad del clima, los desiertos serían más extensos y más secos.

Los severos cambios climáticos durante los ciclos de glaciaciones tuvieron importantes impactos sobre la fauna y la flora. Con cada avance del hielo, grandes extensiones de los continentes se despoblaron completamente, con plantas y animales retirándose hacia el sur, empujados por el avance del frente glaciar. Se produjo un fuerte estrés provocado por los drásticos cambios climáticos, la disminución del espacio vital y la reducción del suministro de alimentos. Respecto a la flora, los fósiles que han quedado ofrecen una curiosa similitud con la actual. Donde existieron más cambios fue en la fauna. A finales del Pleistoceno se produjo un gran evento de extinción de grandes mamíferos (megafauna): todos los continentes, a excepción de África y Asia perdieron la fauna de más de una tonelada de peso. La acción humana también pudo desempeñar un papel, además de los cambios climáticos. Desaparecieron especies tales como los mamuts, mastodontes, el oso de las cavernas, megaterio, gliptodonte, Smilodon o el megacero. Los Neandertales también desaparecieron durante este período.

Créditos

Texto: wikipedia

Imagen:

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De P. Carrara, NPS - National Park Service - http://www.nature.nps.gov/geology/cfprojects/photodb/Photo_Detail.cfm?PhotoID=204, Dominio público, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=49901
By Heinrich Harder (1858-1935) - The Wonderful Paleo Art of Heinrich Harder, Public Domain, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=2425858
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De Gerhard Boeggemann - File was sent by Gerhard Boeggemann. Gallery, CC BY-SA 2.5, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=1074277
De Fritz Geller-Grimm - Trabajo propio, CC BY-SA 2.5, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=614034
De Original upload by en:User:Tbower - USGS animation A08, Dominio público, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=583951
CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=2623176
De Émile Cartailhac - Cartailhac, E. & Breuil, H. (1906): La caverne d'Altamira à Santillane, près Santander (Espagne) . Monaco, Dominio público, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=2285084

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