sábado, 31 de octubre de 2015

Geología

Tectónica de placas

avalancha mantélica o avalancha del manto (del inglés mantle avalanche) a desplomes hipotéticos del manto terrestre. Se piensa que la avalanchas mantélicas se originan a 660 km de profundidad lugar en el que partes frías del manto que se encuentran descendiendo se apilan para luego descender esporádicamente cuando se ha acumulado cierta cantidad crítica de material.1

Ciclos magmáticos

A lo largo de la historia temprana del planteta se han producido al menos tres supereventos magmáticos, los episodios de mayor formación de rocas ígneas del registro geológico, 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. Algunos autores, como el tectónico Kent Condie en 1998,2 han recurrido a las avalanchas mantélicas para explicarlos.
En cada uno de ellos se habrían formado grandes mesetas basálticas que habrían contribuído al aumento de las masas continentales en periodos de tiempo relativamente cortos.3
El mecanismo propuesto por Condie para explicar estos supereventos habría sido producido por avalanchas mantélicas, gigantescos hundimientos gravitacionales 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 nucleo 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.3
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 (transformación de peridotitas en eclogitas). Cuando la nueva situación de densidad de la masa litosférica subducida se vuelve inestable, se produciría el derrumbe en avalancha hasta el núcleo.4
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 el precedente. Se podrían explicar asimismo por este mecanismo los picos de magmatismo, de mucha menor intensidad que los anteriores, del final delPaleozoico, hace unos 300 Ma, y del Cretácico medio, hace unos 100 Ma.








 borde convergente o destructivo es el borde de choque entre dos placas tectónicas. Cuando en el borde convergente una de las placas de la litosfera se hunde debajo de la otra consumiéndose en el manto se habla de subducción. Este tipo de bordes lleva a la formación de cordilleras y está asociado con zonas de actividad volcánica y sísmica originadas por la fricción de las dos placas.

Tipos de bordes convergentes

Convergencia oceánica-oceánica. 1.- Corteza oceánica; 2.- Litosfera; 3.- Astenosfera; 4.- Corteza continental; 5.- Fosa oceánica; 6.- Arco de islas volcánicas.
Según el tipo de placa implicado, se pueden distinguir tres clases de bordes convergentes:1

Convergencia oceánica-continental

Una placa con corteza oceánica colisiona con una placa con corteza continental la cual, al ser más ligera, "flota" sobre la oceánica que se hunde (subduce) en el manto. Al alcanzar una profundidad de unos 100 km se desencadena la fusión parcial, que origina un flujo ascendente de magma (roca fundida) que origina plutones y volcanes que crecen sobre elcontinente. Se forman así arcos volcánicos continentales y grandes fosas oceánicas, ambos paralelos a la costa. El punto de intersección de las dos placas se llama zona de subducción y allí se forma una fosa oceánica donde se van acumulando sedimentos en una estructura llamada prisma de acreción.
Este tipo de borde convergente es el que se da en la costa pacífica de América del Sur, donde la Placa de Nazca, totalmente oceánica, deriva hacia el este y colisiona con la Placa Sudamericana que deriva hacia el oeste; el magma ascendente ha formado la Cordillera de los Andes, con cientos de volcanes activos y una intensa actividad sísmica.

Convergencia oceánica-oceánica

Dos placas con corteza oceánica colisionan. Una placa subduce bajo la otra iniciándose la fusión y la actividad volcánica como en la convergencia oceánica-continental. Estos arcos están situados a 100-300 km de la fosa submarina que se forma en el punto de subducción. Son ejemplos de archipiélagos originados así las Aleutianas, lasislas Marianas, Tonga, Japón y las islas de la Sonda, y las fosas asociadas a ellos.

Convergencia continental-continental

Cuando una placa oceánica en subducción contiene también litosfera continental, la subducción continuada acabará uniendo los dos bloques continentales que, dado que ambos flotan en la astenosfera, colisionarán. Ello pliega y deforma los sedimentos acumulados a lo largo del margen continental originando una nueva cordilleracompuesta por rocas sedimentarias y metamorfizadas.
Este tipo de fenómeno se produjo cuando la India "embistió" Asia y produjo la elevación de la cordillera del Himalaya. Otros sistemas montañosos importantes, como los Pirineos, los Alpes y los Urales también se originaron durante colisiones continentales.








borde o límite divergente es el límite que existe entre dos placas tectónicas que se separan. Conforme las placas se alejan entre sí, nuevo material asciende desde elmanto, en el interior de la Tierra, creando nueva corteza y litosfera, por lo que también recibe el nombre de borde constructivo.
Los bordes divergentes pueden ser apreciados en las dorsales centro-oceánicas y en las zonas derift. Su presencia lleva a la creación de fallas laterales y hundimientos de bloques llamados grabenso fosas tectónicas. Al igual que los bordes convergentes, los bordes divergentes están asociados a actividad volcánica y sísmica.
Existen otros dos tipos de límites de placas: los convergentes o subducción y los transformantes.

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Geología

Tectónica de placas

 arco insular o arco de islas es una clase de archipiélago formado por la tectónica de placas a medida que una placa tectónica en el océano protagoniza unasubducción contra otra y se produce magma. Los arcos insulares son de los dos principales tipos de arcos volcánicos el otro siendo los arco continentales (ej. Cinturón volcánico de los Andes) aunque existen muchos casos intermedios como lo es Nueva Zelanda, el Arco Volcánico Centroamericano y el Arco de Sonda.

Formación de un arco insular

Formación de un arco insular por la subducción bajo litosfera oceánica.
En una zona de subducción, el borde de una placa se desliza por debajo de la otra, oprimiéndola. Cuando un continentese encuentra próximo a una zona de subducción, surgen a lo largo de su línea costera volcanes que actúan como válvulasnaturales para liberar la presión del interior de la Tierra, producida por el empuje de la placa en subducción contra la placa oprimida. Las temperaturas y la presión (que aumentan con la profundidad) generan la volatilización de parte de los componentes de la placa en subducción provocando la fusión de su manto y generan un magma de baja densidad que asciende desde la litosfera a través de la corteza terrestre a la superficie. Pero de no existir tierras cercanas a una zona de subducción, la resultante cadena de volcanes emergerá desde el fondo marino constituyendo islas volcánicas y presentará la forma de un arco paralelo al límite de la placa presionada y convexo en relación con la placa en subducción. Esto es consecuencia de la geometría de la placa esférica que se comprime a lo largo del borde de una superficie esférica.

Otras consecuencias de la subducción

Vista oblicua hacia occidente de un modelo topográfico mostrando fosa de Puerto Rico en lasAntillas
Cercano al arco insular (del lado que da al borde de la zona de subducción) se produce una profunda y estrecha fosa oceánica que evidencia, a nivel de la corteza, el punto en que se produce el fenómeno de la subducción entre placas convergentes. Esta fosa es creada por la fricción del empuje hacia abajo que sufre el borde de una placa cuando el borde de otra se desliza por debajo de ella. Dicha fricción es la causa de numerosos terremotos a lo largo de la línea de subducción que tienen epicentros sísmicos a grandes profundidades bajo la corteza terrestre.
Las cuencas oceánicas que están en proceso de reducción debido a subducciones son llamadas "océanos remanentes" o "residuales" ya que se encogerán lentamente quedando comprimidos al producirse la subsiguiente colisión orogénica. Este proceso se ha producido una y otra vez en la historia geológica de la Tierra.

Ejemplos de arcos insulares

Algunos de los arcos insulares más fácilmente identificables son:
En América:

En la Antártida:

En Asia:

En Europa:

En Oceanía:















Se denomina aulacógeno a una cuenca que se forma en el interior de una placa tectónica cuando se produce un proceso de apertura (rifting).1 2 Normalmente se origina a partir de una zona de junta triple (lugar de convergencia de tres placas), donde dos zonas de riftdan lugar a océanos con márgenes continentales pasivos, y la tercera zona se convierte en una fosa tectónica continental, formando el aulacógeno.




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Geología

Vulcanología

Magma (del latín magma y éste del griego μάγμα, «pasta») 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 sólidos1
Cuando un magma se enfría y sus componentes cristalizan se forman las rocas ígneas, que pueden ser 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 magmas

Los magmas más comunes responden a tres tipos principales: basálticos, andesíticos y graníticos.2
  • Magmas basálticos: pueden ser toleíticos, ricos en sílice 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: son ricos en sílice 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:2
  • 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).
  • 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.3
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.2

Formación de magmas

Situaciones de formación de magmas (en rojo) bajocorteza oceánica.
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 depuntos calientes.2
  • 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.

Ciclos magmáticos

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 Orosíricoy 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.4
Para explicar estos supereventos, algunos autores, como el tectónico Kent Condie en 1998,5 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.4
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.6
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 delPaleozoico, hace unos 300 Ma, y del Cretácico medio, hace unos 100 Ma.4

Rocas ígneas

Roca plutónica: batolito granítico.
Roca volcánica: basalto.
El resultado del enfriamiento del magma son las rocas ígneas. Dependiendo de las circunstancias del enfriamiento, las rocas pueden tener granulado fino o grueso.2
Las rocas ígneas se dividen en:





















 mazuku proviene del swahili y se puede traducir como «aliento del diablo» o «viento maligno».2
Los mazukus se crean cuando un gas inodoro e incoloro, como el dióxido de carbono, se acumula en cubetas más o menos profundas.3El CO2, que es más pesado que el aire (que consiste en dinitrógeno y dioxígeno) y por eso se estanca sobre el suelo, no es detectable ni visual ni olfativamente.
Otros gases volcánicos, como el dióxido de azufre, tienen olores desagrables y a veces producen ligeras neblinas de coloración amarilla lo que permite detectar su presencia. Los gases que forman los mazukus desplazan simplemente el aporte en oxígeno, creando un peligroso espacio confinado de aire respirable empobrecido, en plena naturaleza. La mayoría de las veces son los niños quienes son las primeras víctimas de mazukus, debido a su talla que hace que lo inhalen antes por la boca. De vez en cuando aparecen esqueletos de uno o más animales que revelan la existencia en un lugar de un antiguo mazuku.
El lago Kivu es un ejemplo de un lago donde se producen mazukus.4 En 2006, tres esquiadores de una patrulla fallecieron después de caer en una cueva en la montaña Mammoth, en California, que contenía un mazuku.5 6
Una característica notable de los mazukus fue presentada en un documental de televisión dedicado a los volcanes de las montañas Virunga, creado por Nova PBS, titulado Un volcan dans la ville3 haciendo alusión al volcán Nyiragongo que amenaza la ciudad de Goma. En este documental, se ve a Jacques Durieux, un vulcanólogo francés nacido en Bélgica, reunirse y hablar en swahili con la población de un pueblo próximo a un mazuku, advirtiéndoles de la trampa mortal. Para ello, arroja al fondo del mazuku un fuego de señalización, y la acción del fumígeno crea una columna de humo bastante estrecha que se eleva justo hasta desparramarse horizontalmente, a una altura de más de tres metros del fumígeno, evidenciando la anchura y la altura de mazuku. En este, incluso un hombre alto no sobreviviría.








Un cono parásito (o cono satélite) es la acumulación en forma de cono de material volcánico que no forma parte de la chimenea central de un volcán. Se forma durante erupciones en fracturas en los laterales del volcán. Estas fracturas se producen debido a que los flancos del volcán son inestables. Eventualmente, las fracturas alcanzan la cámara de magma y producen erupciones denominadas erupciones del flanco, las cuales a su vez producen un cono parásito.1
Un cono parásito también puede producirse a partir de una lámina que alcanza la superficie desde la cámara central de magma en una zona diferente de la chimenea central.2
Un ejemplo de un cono parásito es el monte Scott, el cual es "parásito" del Monte Mazama en el Parque nacional del Lago del Cráter, Oregon, Estados Unidos. Un ejemplo interesante de múltiples conos parásitos es la isla Jeju en Corea del Sur. Jeju posee 368 "oreum" (오름; "montes"), que se encuentran aproximadamente en una línea lateral a cada lado del volcán en escudo de Hallasan, que se ubica en el centro de la isla.
Otro ejemplo de un cono parásito es Shastina, el cual crece sobre el lateral del Monte Shasta.









La toba de Huckleberry Ridge (en inglés: Huckleberry Ridge Tuff) es una formación de toba volcánica creada por la erupción de Huckleberry Ridge que se produjo hace 2,1 millones de años. Esta erupción formó la caldera de Island Parkque se encuentra parcialmente en el Parque Nacional de Yellowstone, Wyoming, y se extiende hacia el oeste en Idaho en una región conocida como Island Park.1 Se cree que esta erupción expulsó 2.500 km³ de material volcánico, convirtiéndola en la mayor erupción conocida en la historia del punto caliente de Yellowstone. Fue seguida por las erupciones de la toba de Mesa Falls y de la toba de Lava Creekrespectivamente.

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