Ej 6.
Explica y diferencia los términos meteoroide, meteoríto y meteoro. ¿Qué es una lluvia de estrellas?
# Meteoroide: son partículas de polvo y hielo o rocas de hasta decenas de metros que se encuentran en el espacio producto del paso de algún cometa o restos de la formación del Sistema Solar.
# Meteoro: es un fenómeno luminoso producido en la alta atmósfera por la energía de los meteoroides interceptados por la órbita de la Tierra.
# Meteorito: son los meteoroides que alcanzan la superficie de la Tierra debido a que no se desintegran por completo en la atmósfera.
En cambio una lluvia de estrellas es:
-Cuando un cometa pasa por el interior del Sistema Solar, la interacción con el viento solar hace que su superficie se active. Los gases y materiales de la superficie del cometa salen despedidos al espacio, y pasan a orbitar al Sol en órbitas muy similares a las de su cometa de origen. Así se forma una corriente o anillo de partículas, denominado técnicamente enjambre de meteoros. La órbita terrestre cruza algunos enjambres de cometas de periodo corto, produciendo lluvias de meteoros anuales, como las Leónidas o las Perseidas. Cuando la actividad de una lluvia de meteoros sobrepasa los 1000 meteoros por hora, se la denomina tormenta de meteoros.
Ej 10. Busca información sobre Rodinia y expón que recorrido ha hecho nuestra actual península ibérica.
-Rodinia (del ruso родина, ródina, patria) fue un supercontinente que existió hace 1.100 millones de años, durante la Era Neoproterozoica, reunía gran parte de la tierra emergida del planeta. Empezó a fracturarse hace 800 millones de años debido a movimientos magmáticos en la corteza terrestre, acompañados por una fuerte actividad volcánica. La existencia de Rodinia se basa en pruebas de paleomagnetismo que permite obtener la paleolatitud de los fragmentos, pero no a su longitud, que los geólogos han determinado mediante la comparación de estratos similares, actualmente muy dispersos.
EVOLUCIÓN DE LA PENÍNSULA IBÉRICA
El continente europeo, tal como puede apreciarse hoy, es junto con la Península Ibérica, el resultado de tres grandes ciclos orogénicos: el caledoniano, el hercínico y el alpino.
Desde su formación, el continente protoeuropeo o armoricano constituyó una placa independiente. Durante el Paleozoico inferior, período que corresponde aproximadamente a 150 millones de años, aparece de forma independiente constituyendo el microcontinente armoricano. En el Devónico, los márgenes pasivos de los océanos que rodeaban los continentes evolucionaron hacia márgenes activos, lo que originó el comienzo de un proceso de subducción y acercamiento de las distintas placas litosféricas, uniéndose en un principio al resto de las masas septentrionales para formar Laurasia, y finalmente a Gondwana para formar el supercontinente Pangea.
Durante el Mesozoico y el Cenozoico, la evolución geodinámica subsiguiente ha fragmentado este supercontinente, hasta la disposición actual. Si se observa la distribución y el tipo de los límites de placas actuales, es fácil comprobar que de forma general, el próximo supercontinente tendrá como límite oriental la costa este de América, y en el occidental se localizará la costa oeste de Europa y África.
Iberia comenzó formando parte junto con Centro Europa, Francia y el norte de Marruecos del continente Armóricano, durante el Precámbrico y Paleozoico. Posteriormente, durante los últimos 100 millones de años, la Península Ibérica ha presentado cierta independencia litosférica, con sus zonas más activas localizadas en la periferia, constituyendo de forma general una microplaca independiente de las placas euroasiática y africana.
La Península y sus márgenes son el resultado de su evolución geodinámica, principalmente desde la formación de la cordillera Hercínica, en el Devónico hace unos 300 millones de años, hasta la actualidad. Esta evolución está regida por un conjunto de procesos íntimamente ligados a la tectónica global y que se podrían resumir en dos:
Formación de Pangea, a finales del paleozoico, o unión de la mayor parte de las masas emergidas en un único continente, Pangea, rodeado de un gran océano, Pantalasa.
Fragmentación de Pangea, que comienza en el mesozoico y continúa en la actualidad, gracias principalmente a la abertura del océano Atlántico y la individualización de las placas euroasiática y africana.
LA FORMACIÓN DE PANGEA
Al final del Proterozoico, la mayor parte de las tierras emergidas se reunieron en un único y gran continente, Rodinia. Desde entonces y durante el Paleozoico inferior, éste irá fragmentándose, dando lugar a un conjunto de masas continentales que posteriormente, durante el Paleozoico superior volverán a ir acercándose hasta formar otra vez un único continente, Pangea.
Es difícil reconstruir los acontecimientos geológicos que tuvieron lugar durante el ciclo caledoniano, antes de la formación de Pangea, ya que los ciclos orogénicos hercínicos y alpinos han borrado sus huellas en la mayor parte de Iberia.
Durante el Cámbrico las masas continentales aparecen fragmentadas, reconociéndose de forma independiente algunos de los escudos precámbricos. Laurentia (América del Norte y Groenlandia) se localizaba en el ecuador y se encontraba girada unos 90° respecto a la actualidad; Siberia aparecía al sur de ésta, en el trópico, y más al sur , en la zona templada austral, se encontraba el continente de Armórica (Europa septentrional). El resto de las masas continentales modernas estaban agrupadas en un gran continente, Gondwana, que se extendía desde latitudes elevadas del hemisferio austral hasta latitudes elevadas del hemisferio septentrional.
Cámbrico inferior, hace 540 millones de años
La mayor parte de los autores coinciden en admitir que durante el Ordovícico y el Silúrico existía un océano que separaba dos grandes conjuntos continentales, el conjunto norte, con sus masas emergidas más o menos dispersas y el conjunto sur, Gondwana, que se mantuvieron más o menos estables hasta el Devónico.
En el Devónico, los márgenes pasivos de este océano evolucionaron hacia márgenes activos y se inició un proceso de subducción y acercamiento de las distintas placas, lo que originó el máximo apogeo del ciclo caledoniano, con la formación, entre otras, de la cadena caledoniana, que corresponde a un orógeno de colisión entre masas continentales que deformó los materiales que ocupaban las cuencas situadas entre Laurentia, parte de Armórica y la placa Báltica, pero que no afectó a la antigua Iberia.
Devónico inferior, hace 400 millones de años
La cadena caledoniana será objeto de una gran erosión, constituyendo un dominio identificado como el "continente de la Old Red Sanstone" (Arenisca Roja Antigua). Estos depósitos se formaron en áreas subdesérticas, gracias a la acción del viento en zonas de escasa cobertera vegetal, ya que su latitud se corresponde con la de los desiertos subtropicales.
Posteriormente a la formación y desmantelamiento de estos relieves caledonianos, comienza el ciclo hercínico. Durante el resto del Devónico y el Carbonífero, continua la subducción en el océano que separaba Gondwana del conjunto septentrional, originando el acercamiento progresivo de estas dos grandes masas de tierra, hasta que los bloques continentales chocaron.
La reconstrucción de las masas continentales durante el Carbonífero es un tema muy controvertido. Algunos piensan que se formó un supercontinente distinto y anterior a la Pangea, con ciertas partes de Asia separadas formando continentes insulares; otros opinan que se distinguían tres grandes continentes: en el hemisferio norte Laurentia + Báltica + Armórica y Siberia principalmente y en el hemisferio sur Gondwana.
Carbonífero inferior, hace 340 millones de años
El ciclo orogénico hercínico culminó en el Pérmico con la formación del orógeno, en un proceso de colisión continente-continente similar al que ha originado el Himalaya. Con la orogenia Hercínica se cerró completamente el océano que separaba las masas de tierra septentrionales y meridionales, de forma que hacia finales del Paleozoico, todas las masas continentales se agruparon formando un único continente, Pangea.
Pérmico superior, hace 260 millones de años
Hay varias hipótesis para explicar la formación del orógeno hercínico en Iberia. Según algunos autores, la disposición paleogeográfica general aceptada para el comienzo del Paleozoico superior, supone que el NO de la península era un núcleo independiente que colisionó sucesivamente con Europa y con Africa. Por el contrario otros sugieren una única zona de subducción que rodearía a la península por el O.
La característica más espectacular del hercínico español es el cambio de dirección (165º) que realiza en el N, la llamada “rodilla astúrica”, que se interpreta como un gran pliegue oroclinal. La situación tectónica más aceptada es la de Dewey-Burke: la Península Ibérica poseía en el Paleozoico superior cierta movilidad, resuelta según dos grandes desgarres situados uno en Francia y el otro desde Coimbra a Córdoba. El movimiento hacia el NO de la zona intermedia se habría resuelto en parte plásticamente, en un pliegue oroclinal.
LA FRAGMENTACIÓN DE PANGEA
A finales del Paleozoico todas las placas continentales estaban agrupadas en una única placa, reconociéndose un gran continente, Pangea, emergido y en parte bordeado por aguas de mares poco profundas (epicontinentales). Pangea ocupaba aproximadamente, la mitad de la superficie terrestre, mientras que la otra mitad estaba ocupada por una placa de corteza oceánica, sobre la que se situaba el océano Pantalasa.
La agrupación de todos los continentes en un único bloque o placa es especialmente inestable, de ahí que muy rápidamente comenzó una importante tectónica de fractura que finalizó con la rotura de Pangea.
Durante el Pérmico y el Triásico se inició un régimen distensivo formándose fallas de desgarre, los denominados desgarres tardihercínicos, algunos de los cuales desempeñaron un papel muy importante en períodos posteriores, así como fallas normales acompañadas de gran actividad ígnea.
Esta actividad tectónica provocó la individualización de cuencas o depresiones en las zonas que bordeaban el Macizo Ibérico, en las cuales se acumularon importantes cantidades de sedimentos que fueron plegados y deformados durante la orogenia alpina, formando algunas de las cadenas de montañas actuales, como los Pirineos y el Sistema Ibérico.
Triásico superior, hace 220 millones de años
A principios del Jurásico, Pangea comenzó a "romperse" debido a procesos de adelgazamiento litosférico y fracturación que se concentraron en zonas muy estrechas y localizadas, lo que derivó en el comienzo de la fragmentación de este supercontinente en las distintas placas litosféricas que observamos hoy. A nivel global, la fisura entre el norte de África y Norteamérica y la expansión del Tethys dío lugar a la abertura del océano Atlántico Norte. Los continentes meridionales comenzaron a girar y a separarse entre sí, aunque Gondwana iba a separarse más tarde.
Al S de Iberia se localizaba una de las zonas de rotura de litosfera continental, precisamente la que dio lugar a la abertura de la parte central del océano Atlántico. Esta rotura y la consiguiente expansión del suelo oceánico provocó un movimiento relativo de la nueva placa Africana con respecto a Eurasia, de forma que, dejando a Eurasia en una posición fija, África se desplazaba hacia el E. La separación de África respecto a Eurasia creó espacios libres que fueron ocupados por el océano que bordeaba el extremo oriental de Pangea, el Tethys, de forma que este océano fue avanzando hacia el O.
Jurásico medio, hace 170 millones de años
Estos procesos de adelgazamiento litosférico dieron lugar durante el urásico superior - Cretácico inferior a la abertura definitiva del Océano Atlántico Norte. El proceso de expansión del suelo oceánico progresó de S a N, provocando la separación progresiva entre América del Norte y Eurasia, así como el alejamiento de Iberia con respecto al SE de Europa en un movimiento de rotación sinextroso, que originó la abertura del Golfo de Vizcaya y la individualización de Iberia de las grandes placas africana y euroasiática.
Durante el Cretácico inferior y medio tuvo lugar una gran expansión del océano Atlántico, comienza la expansión de Atlántico Sur, lo que originó al inicio de la subducción en el Tethys oriental. Asimismo comienzan en el Cretácico los movimientos compresivos que darán lugar a las cadenas alpinas.
En este contexto, durante el Cretácico superior, la placa Ibérica estaba limitada al O por el margen continental pasivo del Atlántico (situación que se mantendrá hasta la actualidad), al E por la litosfera oceánica del Tetis y al S y N por mares más o menos profundos sobre los que se depositaron los sedimentos que posteriormente serían deformados durante la orogenia alpina.
Límite Cretácico-Terciario, hace 65 millones de años
En el margen N, donde se localizará el futuro Pirineo, existía una cuenca marina que conectaba las aguas del Atlántico con el Tetis. La Península tenía cierta independencia de las grandes placas que la rodeaban, de ahí que se puede considerar como una microplaca que desde finales del Mesozoico y principios del Cenozoico, se movió entre dos grandes placas: la Euroasiática y la Africana.
En el margen S, había una cuenca marina del dominio tetísico con plataforma continental, talud y cuenca oceánica bien desarrollada, donde se depositaron los sedimentos que actualmente constituyen principalmente las Zonas Externas de la Cordillera Bética.
La abertura del Atlántico Norte es un hecho de especial relevancia, puesto que condicionó los movimientos relativos de la placa eurosiática y africana y de una serie de pequeñas placas situadas entre ambas, entre las que se encontraba Iberia. En efecto, el Atlántico Norte se abrió y se fue expandiendo a una velocidad superior al Atlántico central, de forma que, al contrario de los que ocurría en la etapa anterior, Eurasia se separaba más rápidamente de América que África. Esto provocó un cambio en el movimiento relativo de ambas placas de forma que éstas, en vez de separase, iniciaron un movimiento de acercamiento que continúa actualmente.
Pleistoceno - Hace 1,8 millones de años
LA OROGENÍA ALPINA EN LA PENÍNSULA IBÉRICA
La orogenia alpina se desarrolla principalmente desde el Cretácico superior a la actualidad. El cambio en el movimiento relativo entre las dos grandes placas eurasiática y africana se traduce en el acercamiento y colisión de éstas, iniciándose un régimen compresivo que afectó a amplias zonas del S de Europa, norte de África, Iberia y Tetis y que marcó el comienzo de la orogenia alpina.
Esta colisión provoca el cierre progresivo del Tetis, de manera que este océano se convirtió en pequeños mares residuales. En la placa Ibérica, el movimiento de rotación cretácico con respecto a Europa se transformó en un movimiento de desgarre lateral y de convergencia que provocó la colisión de su margen septentrional con Europa y que culminó con el inicio de subducción en el margen cantábrico y la formación del Pirineo. La colisión de Iberia con el S de Europa provocó la sutura de ambas placas, de forma que, a partir del Oligoceno, Iberia ya formaba parte de la placa Eurasiática.
Por otra parte, a finales del Cretácico, en terrenos localizados al SE de Iberia, se individualizó un bloque continental debido a la fragmentación del margen N de la placa africana. El desplazamiento relativo de este bloque hacia el O con respecto a Iberia, que se prolongó hasta bien comenzado el Cenozoico, provocó la colisión del bloque con los márgenes mesozoicos del S de Iberia y NO de África, formándose la Cordillera Bética en el S de Iberia y las montañas del Rif y del Tell en el N de África.
A pesar de que la mayor intensidad de la deformación asociada a la interacción entre las placas y microplacas se concentró a lo largo de sus márgenes, parte de esta deformación se transmitió también al interior de las placas. Como resultado de esta transmisión de esfuerzos compresivos, las rocas sedimentarias de las cuencas mesozoicas que ocupaban la posición del actual Sistema Ibérico se deformaron, formándose los pliegues, fracturas, y pequeños cabalgamientos que configuran esta cordillera. Estos esfuerzos compresivos provocaron también el levantamiento de algunos bloques del Macizo Ibérico a favor de fallas desarrolladas durante la orogenia varisca y que ocasionaron los relieves de los Montes de Toledo, Sistema Central y la Cadena Cantábrica.
Durante el Oligoceno, en el área mediterránea se inició un proceso de adelgazamiento litosférico, en la zona actualmente ocupada por la cuenca Provenzal, que se extendió de forma paulatina hacia el S y que culminó durante el Mioceno con la abertura del surco de Valencia o cuenca catalano-balear y con la abertura y formación de corteza oceánica en la cuenca algero-provenzal. Por otra parte, en el S de la Península el desmembramiento de una parte del orógeno bético-rifeño provocó la formación de la cuenca de Alborán.
El último acontecimiento importante en la zona, la desecación hace unos 5,5 Ma. de la cuenca mediterránea y el depósito de importantes espesores de sales en ésta, debió tener relación con el crecimiento, en el Plioceno, del casquete polar antártico.
