Movimientos Orogenicos

GEOMORFOLOGIA ǀ ǀ UNFV UNIVERSIDAD NACIONAL FEDERICO VILLAREAL

Facultad de Ingeniería Geográfica, Ambiental y Ecoturismo

GEOMORFOLOGIA

MOVIMIENTOS OROGENICOS

PROFESOR

ELIAS ALFONSO VALVERDE TORRES

ALUMNOS

Altamirano Ramos Liam Echegaray Matta Jesús Postigo Chuchon Alexander Ricce Huaman Eleime Saenz Callapiña Naysha

2013232643 2013232509 2013016025 2013019159 2013240449

“Año de la Diversificación Productiva y Fortalecimiento de la Educación”

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GEOMORFOLOGIA ǀ ǀ UNFV

En el presente trabajo daremos a conocer diversos puntos y t emas relacionados a los movimientos orogénicos partiendo desde conceptos básicos como el proceso de formación de una cordillera, las fuerzas que actúan, las estructuras que se formaron en dicho proceso y los diferentes periodos en los que se dieron dichos procesos. El periodo actual actual de formaciones orogénicas orogénicas en el que nos encontramos Abarcaremos también diversas teorías que se plantearon para dar una explicación a la forma del relieve terrestre actual actual siendo siendo la tectónica tectónica de placas la teoría que unifica y toma como antecedentes las otras teoría y en la cual nos basamos para para explicar el proceso orogénico. Así como también los diferentes periodos en los que se dieron dieron dichos procesos los cuales dieron origen a las cadenas cadenas montañosas actuales actuales y el periodo periodo en el que nos encontramos encontramos actualmente.

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Brindar y Explicar diversos puntos sobre el tema de orogénesis

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Saber el significado y diferencia entre orogénesis, orógeno, zona or ogénica y orogenia

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Dar a conocer las partes orogénicas que posee la cordillera de los andes

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CAPITULO I:

FUERZAS ENDOGENAS

Vulcanismo Tectonismo CAPITULO II:

OROGENESIS

Mecanismo Impulsor Teorías Orogénicas Ciclo Orogénico Orogenos Zonas orogénicas CAPITULO III: TIPOS Y MODELOS DE OROGENESIS

Tipos Modelos Formación de montañas en los margenes de placas CAPITULO IV: ESTRUCTURAS TECTONICAS

Pliegues Fallas CAPITULO V: OROGENESIS EN EL TIEMPO

Orogenia Caledonia Orogenia Herciniana Orogenia Alpina Formación y Estructura de los Apalaches Formación y Estructura de los Alpes CAPITULO VI: OROGENESIS EN EL PERU

Zonas del Perú Cordillera de los Andes Zonificación de la cordillera de los Andes CAPITULO VII: OROGENIA EN LA ACTUALIDAD CONCLUSIONES GLOSARIO BIBLIOGRAFIA

4 4 4 5 5 7 10 12 13 15 15 15 17 20 20 21 23 23 24 24 25 26 29 30 31 33 35 37 38 41

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GEOMORFOLOGIA UNFV [Type a quote fromǀ ǀthe document or the summary of an interesting point. You

[Type a quote from the document or the summary of an FIG. 1 FLUJO DEL MAGMA ........................................................................................................................ 5 FIG. 2 DERIVA CONTINENTAL .................................................................................................................... 8 FIG. 3 DIRECCIÓN DE EMPUJE DE LAS PLACAS TECTÓNICAS ............................................................................. 9 FIG. 4 PRINCIPALES ETAPAS DEL CICLO OROGÉNICO .................................................................................... 11 FIG. 5 ESCUDOS O ZÓCALOS .................................................................................................................... 13 FIG. 6 ESTRUCTURA DE UN GEOSINCLINAL ................................................................................................ 14 FIG. 7 CORDILLERA DE LOS ANDES ........................................................................................................... 14 FIG. 8 TIPOS DE CONVERGENCIA ............................................................................................................. 16 FIG. 9 PROCESO DE FORMACIÓN DE MONTAÑAS M ONTAÑAS (SUBDUCCIÓN) .................................................................. 18 FIG. 10 PROCESO DE FORMACIÓN DEL HIMALAYA ...................................................................................... 19 FIG. 11 MAPA TECTÓNICO DE NORTEAMÉRICA .......................................................................................... 25 FIG. 12 CORTE GEOLÓGICO DE LA ZONA OROGÉNICA COMPLEJA DE LOS APALACHES MERIDIONALES .................. 25 FIG. 13 CORTE TECTÓNICO A TRAVÉS DE LOS ALPES OCCIDENTALES .............................................................. 26 GEOGRÁFICA DE LAS ZONAS OROGÉNICAS ALPINA Y CIRCUMPACIFICA ........................... 28 FIG. 14 DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA FIG. 15 PROCESO DE CONVERGENCIA DE LA PLACA DE NAZCA Y LA PLACA SUDAMERICANA............................... .................. ............. 29 FIG. 16 CORDILLERA DE LOS ANDES ......................................................................................................... 31 FIG. 17 PROCESO DE EVOLUCIÓN DE LA CORDILLERA DE LOS ANDES .............................................................. 32 FIG. 18 PRINCIPALES UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS ................................................................................. 33 FIG. 19 LECHO DE CORAL A 2200 PIES DE ALTURA ...................................................................................... 35 FIG. 20 RELACIÓN ENTRE LAS ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS Y LA INFLEXIÓN DE LA CORTEZA ............................. 36

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV CAPITULO I

Son los procesos que construyen el relieve terrestre, es decir hace deformación en la superficie. La energía necesaria para elevar las rocas fundidas (magmas) y las masas rígidas y producir así los relieves iniciales (bloque montañoso recién formado) es producto del calor interno de la tierra. Este calor es producido por la radiactividad natural de las rocas de la corteza y el manto de la tierra; es la fuente de energía fundamental para los movimientos de las placas litosfericas. Esta fuerza interna es responsable de la acción de dos agentes geológicos internos sobre las capas superficiales terrestres: la presión y la temperatura. Agentes que a su vez se manifiestan a través del tectonismo y vulcanismo.

1 VULCANISMO

Se entiende al conjunto de fenómenos relacionados con las erupciones volcánicas y con la expansión del magma debajo de la corteza y por la superficie terrestre, su enfriamiento y consolidación.

2 TECTONISMO

Es el conjunto de movimientos que producen alteración y dislocaciones de la corteza terrestre, incluyendo plegamientos, fallas, fracturas, diaclasas, etc.; son movimientos horizontales y verticales fruto del desplazamiento de las placas litosfericas y originado por las corrientes convectivas. Comprende movimientos orogénicos y epirogenicos. EPIROGENESIS Es el movimiento de ascenso y descenso de la corteza terrestre que afecta a vastas superficies. Se deben a las corrientes convectivas y al movimiento isostático. OROGENESIS La orogénesis u orogenia es el conjunto de procesos geológicos que se producen en los bordes de las placas tectónicas y que dan lugar a la formación de una cadena montañosa (orógeno).

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV CAPITULO II

1 MECANISM O IMPULSOR

La superficie terrestre es una consecuencia de su dinámica interna. El calor interno de nuestro planeta y la conducción de ese calor por las diferentes capas de la Tierra son responsables del movimiento de las placas, y de una gran parte de los procesos geológicos que se manifiestan en su superficie. 1.1. CORRIENTES DE CONVECCION Uno de los primeros modelos para explicar los movimientos de las placas fue propuesto por el geólogo Arthur Holmes como un mecanismo impulsor posible para la deriva continental. Adaptada a la tectónica de placas, esta hipótesis sugiere que grandes corrientes de convección del manto impulsan el movimiento de las placas (en las cuales la roca caliente, menos densa, asciende lentamente y el material más frío y denso se hunde). El material caliente y menos denso del manto inferior asciende muy despacio en las regiones de las dorsales oceánicas. A medida que el material se expande lateralmente, arrastra la litosfera a lo largo, como los paquetes en una cinta transportadora. Al final, el material se enfría y empieza a hundirse de nuevo en el manto inferior, donde vuelve a calentarse y vuelve a elevarse. Debido a su simplicidad, esta hipótesis fue aceptada de manera generalizada. Fig. 1 Flujo del magma Corrientes convectivas

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV Sin embargo, en la actualidad se sabe que el flujo del material en el manto es bastante más complejo que el de simples células de convección. Además, ahora está claro que las placas litosféricas no son pasajeros transportados por corrientes de convección, sino que, al contrario, forman parte de esa circulación.

1.2. EMPUJE Y ARRASTRE DE LAS PLACAS A medida que una placa recién formada de corteza oceánica se separa de la cresta de la dorsal, se enfría de manera gradual y aumenta su densidad. Cuando la placa oceánica fría se hace más densa que la astenosfera empieza a hundirse. Cuando esto ocurre, la placa fría que se hunde empuja consigo a la litosfera que tiene detrás. Este mecanismo denominado arrastre de las placas se piensa que es un mecanismo importante de transporte de material frío de vuelta al manto. (El peso de la placa que se está hundiendo arrastraría tras de sí al resto de la misma. Por este motivo, aquellas placas con zonas de subducción se desplazan más rápidamente que las que carecen de este tipo de bordes). Se cree que la fuerza de la gravedad es la responsable del rápido movimiento de la litosfera oceánica y de su subducción. En las zonas de dorsal se produce el ascenso de magma y eso hace que la placa recién formada quede a mayor altura en el borde de expansión. Esta diferencia de altura permite que la gravedad genere una fuerza de empuje (isostasia) desde la dorsal hacia la zona de subducción. (La litosfera generada en la dorsal tendería a deslizarse a ambos lados por efecto de la gravedad). El material que asciende por las dorsales produciría un empuje lateral en las placas produciendo su movimiento. Se podrá dar el empuje en las dorsales y el arrastre en las zonas de subducción siempre y cuando en el interior el material fundido siguiese trasladándose formando un flujo térmico. Plumas ascendentes y placas descendentes: Las plumas calientes y flotantes de roca son las ramas del flujo ascendente del mecanismo convectivo que actúa en el manto. Se supone que estas plumas calientes se extienden hasta arriba desde la proximidad del límite manto-núcleo. Tras alcanzar la litosfera, se expanden lateralmente y facilitan la separación de las placas sobre la zona de ascenso. Se ha identificado una docena más o menos de puntos calientes a lo largo de los sistemas de dorsales donde pueden contribuir a la divergencia de las placas. Sin embargo, muchos puntos calientes, entre ellos el que generó las islas Hawai, no están localizados en áreas de dorsal.

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV 2 TEORIAS OROGÉNICA S

Explican los procesos implicados en la formación de los orógenos o cordilleras. Estos son: - Fijistas o verticalistas suponen que la elevación, y por tanto las fuerzas verticales son la causa inicial de la orogenia. - Movilistas u horizontalistas La elevación es a causa de movimientos horizontales de los continentes. 2.1. TEORÍAS FIJISTAS 2.1.1. GEOSINCLINAL Se debe al geólogo americano Asaph Hall. Un geosinclinal es una larguísima cuenca sedimentaria donde se acumulan grandes espesores de sedimentos (hasta 10 km de espesor); las montañas se forman por subsidencia o hundimiento, de la cuenca que funde las rocas más profundas originando magmatismo que al elevarse pliega las rocas no fundidas. Dana introdujo modificaciones en esta teoría, y consideró la presencia de fuerzas horizontales en el proceso, el origen de estas fuerzas sería la contracción de la Tierra por efecto del enfriamiento de la misma. Esta teoría no explica la formación de cordilleras como los Alpes. 2.1.2. TEORÍA DE LA UNDACIÓN Definida por Van Harman, las montañas se forman en dos fases: 1) Ascenso de magmas graníticos que abomban la corteza. 2) Deslizamientos y mantos de corrimiento por efecto del abombamiento. Esta teoría no explica el origen de la energía con la que se levantan y deforman las rocas ni tampoco la naturaleza de los magmas. 2.1.3. TEORÍA DE LA OCEANIZACIÓN Esta teoría fue propuesta por el geólogo ruso Viktor V. Beloussov, explica la naturaleza basáltica de los magmas del manto. Grandes masas de material basáltico invadirían la corteza continental, y los granitos serian englobados en la roca basáltica, que se hundiría formándose una nueva cuenca oceánica en el lugar donde antes había un continente. El mecanismo orogénico consiste en la elevación de los bordes de la cuenca hundida, que formarán una cadena montañosa.

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2.2. TEORIAS MOVILISTAS 2.2.1. DERIVA CONTINENTAL Propuesta por Alfred Wegener (1915), según ésta teoría los continentes se deslizan sobre la corteza oceánica movidos por la fuerza de inercia y la rotación de la Tierra, en un movimiento conocido como deriva. Las pruebas en que se basó para elaborar esta teoría fueron:

Fig. 2 Deriva Continental Hace unos 300 millones de años los actuales continentes est uvieron unidos en una sola gran masa de tierra d enominada Pangea. La Pangea se separó dando lugar a otros nuevos continentes sujetos a un movimiento de deformación y deriva que todavía perdura.

Geográficas: Observando el parecido litoral de los continentes africano y de América del Sur, pensó que en algún pasado remoto, estuvieron unidos. Wegener estimó que a finales del paleozoico había un supercontinente, al que llamó Pangea, que se dividió en dos continentes Laurasia y Gondwana, separadas por el mar de Thetys.

Geológicas y estratigráficas: Correspondencia y continuidad entre formaciones montañosa de continentes distintos, Apalaches, y Montes Escandinavos. Alineaciones tectónicas como el Geosinclinal de Samfrau, que abarca actualmente territorios de Argentina Sudáfrica y Australia. Los yacimientos de carbón en Norteamérica, Europa y Asía.

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV Paleoclimáticas: Similitud de depósitos glaciares y formaciones sedimentarias. La meseta africana de Gneis, se continúa con la meseta de Brasil. A partir de depósitos sedimentarios glaciares, se ha sabido que Brasil, Sudáfrica, India y Australia formaron Gondwana. Paleontológicas: El registro fósil ha determinado que hubo seres vivos que en una misma época poblaron estos continentes, con la particularidad de que si no hubiesen estado unidos los continentes, tal coincidencia no se habría producido Mesosaurus (América y África) Lystrosaurus (África, India y Australia) Biogeográficas: Coincidencia de grupos fósiles en los continentes antes de la separación. La coincidencia de especies vivas de fauna y flora actual; por ejemplo Marsupiales en Australia, la presencia de peces pulmonados en Australia, Sudamérica y África, y la de cocodrilos en Australia, África, Asia y Sudamérica. El error de la teoría de Wegener radica en las causas de los movimientos de los continentes, que son insuficientes para explicar dicho movimiento. 2.2.2. TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS (Hess, Vine, Mattheus, 1962) En 1959 Gutemberg pública un estudio detallado de propagación de las ondas sísmicas, se sabía que la velocidad de dichas ondas aumenta al aumentar la rigidez de las rocas. En el manto encontró una zona de baja velocidad de dichas ondas llamada astenosfera, que presentaba una rigidez mucho menor que la capa rocosa superior la litosfera. Con estos hallazgos dijo que la litosfera se rompe por efecto de esfuerzos que se le aplican desde la astenosfera. Además la litosfera es una capa frágil y por tanto discontinua. Placa litosférica es una porción sólida y rígida formada por litosfera, su profundidad puede ser de unos 100 km, que flotan sobre la astenosfera.

Fig. 3 Dirección de empuje de las placas tectónicas

Esta teoría se basa en los siguientes puntos: - La superficie terrestre, está dividida en placas litosféricas.

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV - La tectónica sería una consecuencia del movimiento de las placas litosféricas, de tal forma que el movimiento de una repercute en las demás. - El movimiento de las placas se debe a células convectivas que van a lo largo del manto hasta la astenosfera. - La corteza oceánica se forma en las dorsales oceánicas, y se destruye en las fosas oceánicas. PRUEBAS DE LA TECTÓNICA DE PLACAS Esta teoría toma como suyas las pruebas de la deriva continental, y además aporta otras basadas en los avances tecnológicos, estas últimas son: La cartografía de los fondos oceánicos: Muestra la existencia de dorsales oceánicas y fosas marinas. Lavas almohadillas: En los rifts, o depresiones de las dorsales oceánicas, lo que prueba que de allí surgen las rocas incandescentes de tipo basáltico que forman la corteza oceánica, Edad de las rocas de los fondos marinos y su distribución: Las rocas de la corteza oceánica son mucho más jóvenes que las rocas de la corteza continental. Las rocas más próximas a la dorsal son más jóvenes, y la edad máxima es de 180 m.a. Bandeado magnético: La corteza oceánica presenta una serie de bandas magnéticas paralelas y simétricas con respecto a la dorsal. Su orientación es alternativamente coincidente y opuesta con el campo magnético actual.

3 CICLO OROGÉNICO

En cada continente existen sistemas montañosos y zonas orogénicas más viejas, cuya edad es muy diferente entre ellas. Cada uno de los escudos precámbricos representa la reunión de zonas orogénicas sucesivas cuya superestructura fue arrancada por erosión hace mucho tiempo es así como se desarrollan los continentes por las sucesivas adiciones orogénicas a sus escudos respectivos. El detallado estudio de muchas de estas zonas orogénicas ha demostrado que, aunque no haya dos que sean exactamente iguales, todas ellas pueden considerarse como variaciones de un mismo tema. Este tema en sí, o, dicho con otras palabras, la sucesión habitual de acontecimientos involucrados en la evolución de una zona orogénica, se llama ciclo orogénico. En términos generales se puede resumir como sigue: A. B.

Formación de un geosinclinal con abundante sedimentación y ocasional actividad volcánica. Comprensión de la zona por una primera fase orogénica, que lleva a la formación de raíces en la profundidad, plegado y corrimiento de la superestructura, y levantamiento de la zona comprimida como reacción al efecto de flotación de la raíz.

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV C.

D. E.

Crecimiento lateral del geosinclinal por formación de un nuevo trozo al exterior de las montañas nacientes. Más tarde estas serán modeladas hasta formar picos y valles por denudación, proporcionando muchos sedimentos que sirven para rellenar la depresión. Comprensión orogénica renovada de la zona completa. En las zonas más complicadas las etapas B y C pueden ocurrir hasta tres veces (raramente más). Durante las fases orogénicas más vigorosas, y particularmente durante el periodo culminante de la revolución, las rocas más profundas están intensamente metamorfizadas y los fluidos emigrantes calientes forman migmatitas. Más tarde son emplazados los batolitos graníticos, siguiendo en algunos casos la introducción de valiosos depósitos metálicos. Gradualmente estos se ponen al descubierto por la denudación y si el levantamiento acumulativo de la zona orogénica completa se mantiene por un tiempo suficientemente largo.

Fig. 4 Principales etapas del ciclo orogénico

Algunas veces ocurre, sin embargo, que un sistema montañoso queda reducido a una tierra baja e incluso es sumergido mucho antes de que la zona sea erosionada. En tales casos, la acción de equilibrio isostático debe de haber dejado de funcionar muy pronto, es decir, las mismas raíces deben de haber desaparecido, probablemente por haber adquirido tal plasticidad que incapaces de soportar la presión de arriba, se han deslizado lateralmente. En reacción a este tipo de cambios, el comportamiento posterior de una zona orogénica esta generalmente dominada por movimientos epirogenicos, acompañados de frecuente actividad volcánica.

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV 4 OROGENOS

Los orógenos son estructuras lineales, situadas en el límite entre una placa continental y otra oceánica, o bien en la unión de dos placas continentales. Presentan pliegues, mantos de corrimiento y fallas inversas. En la capa superficial pueden contener sedimentos de origen marino. Estas características nos indican cómo se produce la orogénesis. En una cuenca oceánica, limitada por el continente, se acumulan los sedimentos. Después, los movimientos convergentes de las placas adyacentes provocan la deformación y el metamorfismo de los materiales. Mientras una placa se introduce bajo la otra, la corteza sufre un engrosamiento y emerge la cadena montañosa, que se incorpora al continente. Durante la orogénesis descrita puede haber manifestaciones volcánicas, como ocurre en la formación de los orógenos térmicos; éste es el caso de los Andes. En los orógenos mecánicos o de colisión, como los Alpes, no aparecen volcanes y sí grandes mantos de pliegues y zonas de engrosamiento porque una placa continental se sitúa sobre la otra. Una orogenia abarca un tiempo de decenas de millones de años y no es sorprendente, por lo tanto, que la mayoría de los períodos orogénicos tengan varios máximos que se desarrollan frecuentemente en diferentes partes de la zona orogénica. La correlación de orogenias es un proceso difícil en ausencia de una datación radiactiva fiable. Las orogenias, en su totalidad, parecen ser sucesos de amplitud más o menos universales, si bien los máximos individuales suelen estar muy localizados. Parece que existe un intervalo medio de 200300 millones de años entre las orogenias, pero hay escasa evidencia de una marcada periodicidad en su aparición. Por ejemplo: La Alpina y la Andina están teniendo lugar en los últimos 65 millones de años. La Caledoniana y la Herciniana tuvieron lugar hace más de 200 millones de años, al comienzo y al final de la Era Paleozoica.

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5 ZONAS OROGENICAS

La mayor parte de las zonas orogénicas se levantan en los emplazamientos de Geosinclinales y las montañas que resultan constan, por lo tanto, de sedimentos y rocas volcánicas, más o menos deformadas, y metamorfizadas de acuerdo con su posición y profundidad en dicha zona. En los niveles más profundos de una zona orogénica se encuentran siempre metamorfismos regionales y emplazamientos de granito. Sobre las deformaciones de la corteza terrestre producidas durante una orogenia actúan los agentes erosivos y, como resultado de la sucesión de ambos procesos, surgen las principales formas del relieve continental, que son: 5.1. ESCUDOS O ZOCALOS Los escudos son viejos macizos montañosos formados durante la era primaria hace más de 500 millones de años y arrasados por la erosión durante la era secundaria, que constituyen los núcleos de los actuales continentes. Están formados por rocas magmáticas y metamórficas muy antiguas, aunque en algunos lugares pueden estar recubiertas por coberteras sedimentarias más modernas. Desde épocas muy remotas los escudos han permanecido estables, sin sufrir ningún plegamiento, aunque han sido afectados por dislocaciones, abombamientos y fracturas. Los actuales escudos se agrupan en dos conjuntos: septentrional, que incluye los escudos báltico, rusosiberiano y canadiense, entre otros; y meridional, que comprende los escudos sudamericano (guayanobrasileño), africano, arábigo, australiano, etc.

Fig. 5 Escudos o zócalos Los actuales escudos se agrupan en dos conjuntos: septentrional, que i ncluye los escudos báltico, ruso – siberiano y canadiense, entre otros; y meridional, que comprende los escudos sudamericano (guayano – brasileño), africano, arábigo, australiano, etc.

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV 5.2.

CUENCAS SEDIMENTARIAS O GEOSINCLINALES Las cuencas sedimentarias son zonas deprimidas o hundidas de la corteza terrestre sobre las cuales se han acumulado sedimentos procedentes de la erosión de los escudos, que posteriormente serán plegados y darán origen a una cordillera de montañas.

Fig. 6 Estructura de un geosinclinal

5.3.LAS CORDILLERAS Las cordilleras son series de montañas, enlazadas entre sí y de características geológicas o morfológicas comunes, que constituyen una unidad geográfica claramente delimitada. Las más jóvenes y altas son las cordilleras alpinas aparecidas hace 65 millones de años durante la era terciaria.

Fig. 7 Cordillera de los Andes

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV CAPITULO III

1 TIPOS DE OROGENIA

1.1. Orogénesis simétrica Se produce por el choque de dos placas litosferas continentales y se forma al ser comprimido un geosinclinal localizada entre las dos masas continentales durante su aproximación. Ejemplo: la cordillera de los Pirineos, Alpes e Himalaya.

1.2. Orogénesis asimétrica Se produce por la colisión de una placa continental con una oceánica y se forma por el plegamiento de los sedimentos acumulados en la zona de subducción de una placa oceánica por debajo de la continental. Ejemplos: la cordillera de los Andes y de las Rocosas 2 MODELO DE FORMACION DE MONTAÑA

2.1. MODELO GENERAL Los geólogos han desarrollado un modelo general para explicar la formación de la mayoría de montañas. Este modelo implica tres etapas: -

Acumulación de sedimentos. Un periodo orogénico de deformación de las rocas y engrosamiento de las rocas. Un periodo de elevación de la corteza causada por el rebote de isostático y fallamiento en bloques.

A su vez, estas últimas dos etapas implican la convergencia de placas tectónicas de la corteza que proveen los esfuerzos de tensión y comprensión que producen la deformación, el levantamiento y fallamiento de las rocas Normalmente, los cinturones de montañas contienen numerosos estratos de rocas sedimentarios y rocas volcánicas e ígneas. Estas acumulaciones pueden ser de varios kilómetros de espesor y la mayor parte fue depositada originalmente en un ambiente marino. Las capas de las rocas sedimentarias están compuestas de partículas que provinieron de masas terrestres cercanas. Estas partículas fueron liberadas de rocas por intemperismo y luego transportadas por fuerzas erosivas al borde de la corteza continental. Más allá del borde de los continentes, estos sedimentos son litificados y forman lutitas, calizas y areniscas que constituyen las plataformas continentales, taludes y elevaciones. Las acumulaciones de roca volcánica se desarrollan a lo largo de los márgenes convergentes donde la subducción origina plumas de magma que van a formar plutones y volcanes. Los volcanes por lo común se organizan en filas llamados arcos de isla.

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En la etapa orogénica de la formación de montañas, los sedimentos acumulados se deforman por las fuerzas compresivas de la colisión de placas tectónicas. Esta convergencia tectónica puede ser de tres tipos 2.1.1. CONTINENTE – ARCO La convergencia continente arco ocurre cuando un arco de las islas choca con el borde de una placa continental. En esta convergencia, el área de la placa entre el arco y el continente es destruida o subducida en la astenosfera y las rocas volcánicas, además los sedimentos asociados con la isla y el arco son incrementados al borde del continente con el paso del tiempo. Este tipo de colisión, según algunos investigadores, pudo haber sido responsable de la creación de Sierra Nevada en California, durante la era mesozoica. 2.1.2. CONTINENTE – OCEANO En tanto que en una convergencia continente océano, la colisión de océano y las placas continentales causa de la acreción de depósitos sedimentarios marinos en el borde de los continentes. 2.1.3. CONTINENTE – CONTINENTE La convergencia continente - continente ocurre cuando una cuenca oceánica se cierra y dos placas continentales colisionan, de este tipo de convergencia surgieron los Himalaya, los Urales y los Apalaches.

Fig. 8 Tipos de convergencia

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV 3 FORMACION DE MONTAÑAS EN LOS MARGENES DE PLACAS

La formación de montañas está asociado con los tres tipos de bordes de placas divergentes, convergente y transformante. El ciclo de Wilson explica que los acontecimientos comienzan con márgenes de placas divergentes (la tensión produce separación) y acaban en los márgenes de placas convergentes (la comprensión conduce a colisión). 3.1.OROGÉNESIS EN MÁRGENES CONVERGENTES Las montañas aparecen formadas en "cinturones" porque la tectónica complexional afecta los márgenes de la placa. La orogénesis en márgenes convergentes es de cuatro tipos y se muestra en la siguiente tabla

CATEGORIA Subducción Colisión

CONVERGENCIA Océano – océano Océano – continente Oceáno – continente Continente – continente

TIPO DE OROGENESIS Aleutiano Andino Terrenos sospechosos Himalayo

3.1.1. OROGENESIS DE TIPO ALEUTIANO En este tipo orogénico, dos placas oceánicas convergen y una es subducida debajo de la otra .El magma de la placa subducida crea los volcanes. Dado que ambas placas son basálticas, la mayoría del volcanismo es basáltico. En un inicio, el resultado es una cadena de islas, pero la subducción raramente sostenida y la acumulación de rocas volcánicas y sedimentos pueden crear una gran extensión de tierra firme. Ejemplos de esta convergencia son las Islas Aleutianas, las Marianas y las Antillas Menores. La pregunta es si en el pasado lo fueron el istmo de Panamá, Cuba y las Antillas Mayores. El arco de las islas volcánicas se forma con la subducción continuada de la litosfera oceánica y pueden tener rasgos muy grandes. La mayoría de estas se encuentran en el Pacifico. El prolongado desarrollo da como resultados una topografía montañosa compuesta por rocas ígneas y metamórficas. Japón, por ejemplo, es un arco de islas.

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Fig. 9 Proceso de formación de montañas (subducción)

3.1.2. Orogénesis de tipo andino Es la formación de montañas a lo largo de márgenes continentales. Involucra la convergencia de una placa oceánica que desciende y una placa cuyo borde frontal contiene corteza continental que se escurre encima de la otra. La placa descendiente es de corteza oceánica. Se trata del cinturón de fuego más 'típico". El volcanismo inicial es basáltico; pero por fusión de las rocas incrementada al mezclarse termina siendo acido (se forman riolitas) Ejemplos: la Cordillera de los Andes, Indonesia y Japón. En el pasado, seguramente lo fue la cadena de la costa de California. La Cordillera de los Andes Es uno de los mejores ejemplos de un cinturón orogénico activo de tipo andino. Se presenta la subducción de la placa de Nazca bajo el borde occidental de la placa Sudamericana. Los volcanes activos de Arequipa, Moquegua y Tacna son una parte del arco volcánico continental

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3.1.3. OROGENESIS DE TIPO SOSPECHOSO Es un tipo de orogénesis recientemente descubierto y ocurre eventualmente, en la mayoría e cinturones orogénicos .Los fragmentos pequeños de corteza chocan y se unen a los márgenes continentales; como resultado, muchas regiones delimitadas por fallas y rocas adyacentes son abruptamente diferentes, los bloques acrecionados de corteza se llaman `terrenos sospechosos`. A menudo, la subducción del océano bajo el continente pondrá en contacto un continente con un arco de islas o un fragmento continental pequeño. Este tipo de orogénesis es responsable de muchas de las regiones montañosas que circundan el pacifico. Ejemplos: la actual `cola` oriental de nueva guinea y en el pasado la zona occidental de América del Norte y China.

3.1.4. OROGENESIS DE TIPO HIMALAYO Es la colisión entre dos placas litosfericas que arrastran corteza continental y que da como resultado la formación de un cinturón orogénico en la mitad de un continente. Ambos lados de este cinturón están separados por una `sutura` marcada por el metamorfismo de esquistos azules, malange, ofiolitas y grandes fallas. Las rocas de cada lado de las suturas pueden mostrar historias diferentes. La subducción del océano - continente algunas veces pondrá a un continente en contacto con otro. Ejemplo: los Alpes, el Himalaya y el Golfo Pérsico; en el pasado, los Apalaches y los Urales.

Fig. 10 Proceso de formación del Himalaya

Las montañas del Himalaya son una cordillera juvenil formada por la colisión continuada de la placa India con la placa Euroasiática. La colisión empezó en el Eoceno, hace aproximadamente 45 millones de años. Los Apalaches se formaron aproximadamente entre 250 y 300 millones de años atrás, fue el resultado de la colisión de América del Norte, Europa y África .La orogénesis producida aquí es compleja, incluye subducción, actividad ígnea, colisión de bloques continentales plegamiento y levantamiento de la corteza...

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV CAPITULO IV

Es importante comprender que las fases orogénicas se componen de pliegues y fallas conjuntamente.

1 PLIEGUES

Son ondulaciones desarrolladas sobre materiales estratificados dotados de suficiente flexibilidad y plasticidad como consecuencia de esfuerzos tectónicos compresivos. En general dentro de un plegamiento. La ondulación hacia arriba se llama anticlinal, la ondulación hacia abajo se llama sinclinal 1.1.PARTES DE UN PLIEGUE -

Charnela: Es la línea que une los puntos de máxima curvatura de los estratos superpuestos Flancos: Son las dos partes laterales del pliegue Núcleo: Es la zona más interna del pliegue Plano Axial: Es el plano imaginario que pasa por las charnelas de los estratos que constituyen el pliegue Eje del pliegue: Es la intersección del plano axial con la superficie del terreno Cresta: Es la línea topográficamente más alta de un pliegue anticlinal y la más baja de un pliegue sinclinal Buzamiento: Es el Angulo que forma un flanco con la horizontal del suelo Vergencia: Es el ángulo que forma el plano axial con la horizontal del terreno

1.2. Tipos de plegamientos: - Isoclinales: cuando sus flancos quedan paralelos. - Inclinados: cuando el plano axial no es vertical. - Volcado: cuando la inclinación del plano axial es grande. Mantos de corrimiento se producen cuando los pliegues constituidos por espesos paquetes de estratos son empujados hasta grandes distancias. La zona en la que se origina este empuje y en la que quedan materiales se llama zona de raíces y la parte anterior del manto se llama frente. Cuando el anticlinal se erosiona por la charnela y quedan los flancos, da lugar a una combe. Cuando lo que se erosiona son los flancos se produce un barranco y da lugar a una cluse.

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV 2 FALLAS

Cuando sobre las rocas actúan fuerzas de gran intensidad, se va acumulando el esfuerzo, y llega un momento en el que se fracturan. Uno falla se origina cuando hay una ruptura de estratos, seguido del desplazamiento de los bloques resultantes de dicha fractura 2.1. PARTES DE UNA FALLA - Plano de falla: Es la superficie sobre la que se produce la rotura - Los labios de falla: Son los bloques desplazados según el plano de la falla - El salto de falla o escarpe: Es el desplazamiento que sufre los bloques medido en la vertical - Buzamiento: Es el ángulo que forma el plano de falla respecto a la horizontal. 2.2. CLASES DE FALLA 2.2.1

FALLAS CON DIRECCIÓN DEL ECHADO

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Fallas normales Las fuerzas actúan en la misma dirección y en el sentido contrario. Uno de los bloques se hunde a favor del plano de falla. Se producen por movimientos de distensión y se caracterizan porque hay un aumento en la superficie total del terreno.

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Fallas inversas Las fuerzas actúan en la misma dirección y en el sentido contrario .Uno de los bloques se eleva en contra del plano de la falla. Se generan por fuerzas de comprensión y en consecuencia se produce un corte del terreno.

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Fallas de desplazamiento con dirección del rumbo Estas son causadas por la fuerza de cizalla, los bloques se deslizan uno al costado del otro; todo movimiento se genera en dirección del rumbo del plano de la falla. Éstos pueden dividirse en laterales derechos o izquierdos dependiendo de la dirección aparente del desplazamiento.

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Falla de desplazamiento oblicuo Esto se da cuando el desplazamiento sobre una falla muestra ambos tipos de movimientos, es decir, el de dirección al rumbo y dirección del echado combinándose movimientos lateral derecho y normal y el lateral izquierdo e inverso .Cuando presentan ambos movimientos son llamadas fallas de desplazamiento oblicuo.

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Desplazamientos Los desplazamientos se derivan del carácter comprensivo propio de la tectónica orogénica .esto genera unas estructuras en las que el desplazamiento y superposición de importantes complejos rocosos tienen un papel fundamental ,a estas unidades se les denomina unidades desplazadas .En si las unidades desplazadas pueden definirse como superposiciones a gran escala de conjuntos litológicos que han sido sacada por la orogénesis de su lugar originado y emplazadas sobre otra área del orogeno más o menos alejada de el

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV -

Cabalgamientos y mantos de corrimiento Bajo un régimen de fuerzas de comprensión, los pliegues vergentes, según la dirección predominantes de las fuerzas, evolucionan y se forman fallas inversas, si el proceso continua, el labio superior del pliegue-falla volcado se desliza sobre el inferior; formándose así un cabalgamiento. En función de la importancia de la fuerza tectónica, se originaran mantos de corrimiento, en los que una gran masa de materiales, se desliza sobre las capas inferiores .El desplazamiento puede ser de grandes dimensiones .En las cordilleras de la orogenia alpina se han observado estos mantos y en ocasiones resulta difícil localizar las raíces del mato de corrimiento.

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV CAPITULO V

El origen de las montañas está en fuerzas endógenas, posteriormente modificadas por factores exógenos, como la erosión. Las orogénesis que han dejado más huellas en el relieve y en la configuración actual de los continentes derivan del plegamiento herciniano, en la Era Primaria, y del plegamiento alpino, en la Era Terciaria. En la Era Cuaternaria las glaciaciones han erosionado las cadenas montañosas, dando lugar a muchos de los paisajes montañosos característicos. En la historia de la Tierra ha habido al menos tres períodos de formación de montañas: - Orogenia caledoniana. - Orogenia herciniana o varista. - Orogenia alpina.

1 OROGENIA CALEDONI A

Se produjo en Escocia, Irlanda, Inglaterra, Gales y el oeste de Noruega durante periodos Silúrico y Devónico (Paleozoico), aproximadamente hace 444-416 millones de años.

los

La orogenia caledoniana ocurrió durante el ensamblaje de diversos continentes que convergían para formar Pangea. Durante el anterior periodo Ordovícico, un gran continente llamado Gondwana, formado por la masa continental que posteriormente, tras dividirse, constituirá África, Sudamérica y la Antártida, se situaba entre el Polo Sur y el Ecuador; una segunda masa de tierra, Laurentia, que contenía la futura sección noreste de Norteamérica, se encontraba sobre el Ecuador. Al noreste se encontraba la placa siberiana separada de Gondwana por el Océano Uraliano. Al sureste, la placa Báltica estaba separada de Gondwana por el Océano Iapetus. Un pequeño continente formado por islas, Avalonia (que contenía la actual Nueva Inglaterra, Nueva Escocia, y una parte de Europa occidental incluidas las Islas Británicas) estaba al oeste de la placa Báltica, separada de ella por el Océano Torquist. El Océano Rheico se situaba entre Avalonia y Báltica, y Gondwana. En el periodo Ordovícico, el Océano Rheico comenzó a expandirse, empujando a Báltica y Avalonia en dirección a Laurentia. Báltica y el norte de Avalonia chocaron en primer lugar, produciendo la Orogenia caledónica durante el periodo Silúrico. Al final de dicho periodo, y durante el siguiente Devónico, el resto de Avalonia también colisionó, provocando la Orogenia Acadia, durante la cual se formaron los Apalaches.

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV 2 OROGENIA HERCINI ANA O VARIST A

Se produjo al final del Paleozoico, entre finales del Devónico (hace unos 380 millones de años) y mediados del Pérmico (unos 280 millones de años), durando en total unos 100 millones de años. Fue el producto de la colisión entre las grandes masas continentales de Euramérica (o Laurussia) y Gondwana, incluyendo las masas más pequeñas de Armórica y Avalonia, y supuso una parte significativa en la integración del supercontinente Pangea. En las zonas donde los continentes colisionaron se estima que se debieron formar sistemas montañosos de similar altitud al actual Himalaya. Las cordilleras formadas por el plegamiento varisco se desmantelaron por la erosión de sus relieves entre el final del Pérmico y parte del Mesozoico, formándose penillanuras que sirvieron de zócalo rígido para la sedimentación mesozoica y cenozoica posterior. Los restos se han dividido en macizos independientes a causa de la fragmentación posterior de Pangea por la apertura del Atlántico, la formación del Mediterráneo y la orogenia Alpina. El orógeno varisco tiene una distribución europea, desde la península ibérica hasta los Balcanes, lo que representa una longitud de más de 3000 km, con una anchura de entre 700 y 900 km. Sin embargo, en la formación de Pangea se asocian también otros orógenos relacionados y de edades similares, como los del norte de África, Mauritania, los Urales y sur de los Apalaches (orogenia alegenia) La sección de la orogenia varisca más completa y mejor expuesta para su estudio se encuentra en el Macizo Ibérico, en la península ibérica, en el que afloran rocas y estructuras tanto de las zonas internas como de los dos flancos de la antigua cordillera.

3 OROGENIA ALPINA

Se produjo durante el Mesozoico, cuando África, el subcontinente indio y la pequeña placa de Cimmeria chocaron contra Eurasia. Formó las principales cadenas montañosas del Sur de Europa y Asia, comenzando en el Atlántico, pasando por el Mediterráneo y el Himalaya y terminando en las islas de Java y Sumatra. En concreto, se formaron de oeste a este: Atlas, Rif, Cordilleras Béticas, Cordillera Cantábrica, Pirineos, Alpes, Apeninos, Alpes Dináricos, Pindo, Montes Cárpatos, Montes Balcanes, Montes Tauro, Cáucaso ,Montes Elburz, Zagros, Hindu Kush, Pamir, Karakórum e Himalaya. Los movimientos convergentes entre las placas tectónicas comenzaron ya en el Cretácico Inferior, pero las grandes etapas de formación de montañas se iniciaron del Paleoceno al Eoceno. La mayoría de la orogenia se produjo durante el Oligoceno y Mioceno, continuando en la actualidad en algunas de las cadenas montañosas alpinas. La India comenzó a chocar con Asia hace cerca de 55 millones de años, comenzando así la formación del Himalaya hace entre 52 y 48 millones de años y cerrando finalmente el extremo este de la vía marítima de Tetis. Al mismo tiempo, la placa africana comenzó a cambiar su dirección, del oeste al noroeste hacia Europa. Las etapas centrales, que abarcan la formación de los Alpes y Cárpatos en Europa y el Atlas en el norte de África, se produjeron entre 37 y 24 millones de años atrás. Esta colisión aún continúa hoy.

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV 4 FORMACION Y ESTRUCTURA DE LOS APALACHES

Estas montañas aparecen como un complejo formado por la unión intima de los sistemas que corresponden aproximadamente al caledoniano y herciniano de Europa, aunque en cada caso la orogénesis principal fue de la edad ligeramente posterior. Originariamente los Apalaches fueron considerados como el ejemplo típico del sistema montañoso unilateral, con las estructuras dirigidas hacia el escudo canadiense y su continuación que se encuentra enterrada debajo de las tierras bajas del interior.

Fig. 11 Mapa tectónico de Norteamérica

Fig. 12 Corte geológico de la zona orogénica compleja de los Apalaches meridionales

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV 5 FORMACION Y ESTRUCTURA DE LOS ALPES

5.1. ALPES OCCIDENTALES Las estructuras plegadas de los Apalaches son sencillas y rectas, comparadas con la sorprendente complicación de los pliegues tumbados y mantos de corrimiento de las principales cordilleras alpinas. Desde que Escher descubrió en 1841 los gigantescos corrimientos de los Alpes suizos. Geológicamente los Alpes se dividen en Alpes Occidentales, que forman un ancho arco que se extiende desde el mediterráneo a los lago de Constanza y Como, y Alpes Orientales, que los continúan en una curva más suave hacia el Danubio.

Fig. 13 Corte tectónico a través de los Alpes Occidentales

5.2. SUBDIVISIONES DE LOS ALPES OCCIDENTALES Cada una de ellas tiene su topografía distintiva, apareciendo sucesivamente de noreste a sudeste 5.2.1. MONTAÑAS DE JURA Agrupación arqueada de montañas, semejante a un mantel arrugado, empujada hacia adelante (mientras los Alpes iban avanzando) a través de la brecha entre la meseta central de Francia por un lado, y los Vogos y la selva negra por el otro, quedando de este modo alineada en el frente de los Alpes propiamente dichos.\ 5.2.2. LLANURA SUIZA Ancha tierra baja, rellenada con sedimentos flojos del terciario llamados molasas, procedentes de la denudación de los Alpes naciente. Mas al sudeste a distancia de los altos Alpes calizos, a modo de una gran muralla. 5.2.3. PREALPES Se extiende entre el lago Thun y el rio arve. Se componen de un apilamiento aislado de mantos corridos, muy plegados y laminados por otros corrimientos de menor importancia, que los lanzaron sobre la molasa lejos de sus raíces en el sudeste. Los estratos comprenden tipos enteramente diferentes de todos los que se ven en el Jura o en los Altos Alpes calizos. Los prealpes son, pues completamente extraños al territorio en que se encuentran.

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5.2.4. ALTOS ALPES CALIZOS Elevada cadena de ásperas montañas cuya estructura está dominada por una serie de mantos de corrimiento bien definidos. La zona comprende el Oberland bernes con sus campos de nieve y glaciares y sus muchos y conocidos picos (por ejemplo el jungfrau). 5.2.5. MACIZOS HERCINIANOS Cadena arqueada de bloques largos y aislados que se componen en buena parte de rocas cristalinas. Su silueta aparece característicamente dentada, como en las que de un modo apropiado se llaman las aiguilles rouges. 5.2.6. ALPES PENINOS Serie de seis grandes mantos de corrimiento, todos los cuales fueron comprimidos y expulsados del geosinclinal principal en forma de gigantescos pliegues tumbados. Cada manto tiene un núcleo de rocas más antiguas, principalmente gneises cubierta de pizarras satinadas y calizas cristalinas. -

Mantos del simplón: Fueron comprimidos contra las masas situadas más arriba del Mont Blanc y las Aiguiles Rouyges y debido a esto fueron plegados en tan intrincadas circunvalaciones que su estructura no pudo explicarse claramente , hasta que fue atravesada por el túnel del simplón.

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Manto del Gran San Bernardo: Que cabalga sobre los mantos del Simplón y debido a esto envía hacia atrás una notable arruga como reacción al empuje ejercido por el mato del Monte de Rosa.

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Manto Monte de Rosa: El cual luchando por extenderse en e interior de un complejo retorcido de rocas plásticas a falta de espacio encontró más fácil zambullirse por detrás del manto del gran San Bernardo que cabalga sobre él.

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Manto de Dent Blanche: Extenso caparazón que cubre todos los mantos que constituyen todo el frente. La mayor parte de este manto ha sido arrancado por la erosión. 5.2.7. ZONA DE RAÍCES Larga y estrecha zona cerca de la frontera italiana, donde las capas peninas se hunden verticalmente, y así aparecen enraizarse en el subsuelo. Dara cierta idea de la titánica compresión que intervino en la formación de los Alpes el contraste de esa zona estrechamente comprimida y la anchura geosinclinal que se comprende implícitamente por el espesor de los estratos sedimentario de los mantos.

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5.3. ZONAS OROGÉNICAS DE LA REVOLUCIÓN ALPINA El termino revolución alpina se ha convenido en adoptarlo para designar el efecto acumulativo de todos los movimientos orogénicos que han ocurrido a intervalos desde los últimos tiempos del jurásico. -

Jurásico superior: Atlas, Cáucaso, Sierra Nevada de California, Japón, Nueva Zelanda Cretácico Superior: Pirineos, Alpes dinaricos, Montañas tauricas, Montañas malayas, Sumatra y Nueva Zelanda, Montañas rocosas, Grandes Antillas y Andes Terciario inferior y medio: Pirineos, Alpes, Carpatos, Himalaya y festones de islas asiáticas Terciario superior hasta nuestros días: Piedemonte del Himalaya, Arco de Banda en la Insulindia, San Elías y otras cordilleras de la costa norteamericana del pacifico, Grandes Antillas, Nueva Zelanda.

Fig. 14 Distribución geográfica de las zonas orogénicas Alpina y Circumpacifica

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CAPITULO VI

La colisión de las placas sudamericana y de nazca ha dado origen a la ocurrencia de importante actividad volcánica y a la formación de un gran número de fallas geológicas. Pero como característica principal este proceso (subducción) produjo el arrugamiento y levantamiento del margen continental durante un periodo orogénico muy complejo hasta formar una superficie topográfica muy accidentada y cuyo resultado final fue la formación de una cadena montañosa que se extiende, de Norte a Sur, a lo largo de todo el borde Oeste de Sudamérica, desde Venezuela hasta la Tierra del Fuego en Chile, siendo conocida como “La Cordillera de los Andes”. Es por eso que se dice que la interacción de ambas placas ha influido significativamente sobre el modelado del relieve peruano. Fig. 15 Proceso de convergencia de la placa de Nazca y la placa sudamericana

El proceso de deformación de la corteza continental, como consecuencia del levantamiento de la Cordillera Andina, ha dado origen a la formación de diferentes sistemas de fallas distribuidas sobre todo el territorio peruano. Al territorio peruano morfológicamente podemos dividirlo en once zonas. Geotectónicamente hubo una Orogénesis Hercínica en la Cadena Costera en la Cordillera Oriental con un tectonismo Eohercínico en el Devónico Superior, tectonismo Neohercínico en el Permiano Medio; Orogénesis Andina en la Cordillera Occidental, Central y Subandina del Cretáceo Superior al Terciario Superior. Los yacimientos metálicos tienen una distribución en franjas paralelas a la Cordillera de los Andes conocido como Provincias Metalogenéticas; de Oeste a Este se tiene: fierro, cobre dentro de ella oro en un cierto sector, plata y polimetálico, polimetálico, oro y polimetálico, lavadero de oro, con una geología peculiar en cada una de ellas. Estas Provincias Metalogenéticas se han mineralizado en diferentes Épocas conocido como Épocas Metalogenéticas, ellas se realizaron con el Paleozoico, Cretáceo Superior - Terciario Inferior, Terciario Superior, y el Cuaternario. Todo lo expresado se realizó por efecto del Tectonismo de Placas de convergencia conocido como Placa de Nazca y Placa de América que dio lugar a la formación de la Cordillera de los Andes, a su magmatismo y a su mineralización.

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1 ZONAS DEL PERU

1.1.CORDILLERA DE LA COSTA Viene de Paracas a Chile, con un ancho de 20 a 30 Km altura de 1,000 a 1,500 msnm. Al NW continua con restos en el Cerro Illescas, Silla de Paita y Cerro Amotape, con rumbo de NW a NE. 1.2.LLANURAS Y DEPRESIONES COSTANERAS Pampas Costaneras al Sur de 15 a 45 Km de ancho, parte Central de 5 a 20 Km. de ancho, parte Norte en Sechura con 100 Km ancho. 1.3.CORDILLERA OCCIDENTAL Montaña de plegamientos formado en el Mesozoico-Cenozoico con pliegues, fallas, elongamiento de intrusivos, de rumbo NW, su presente altura se formó por movimientos epirogénicos hasta el Terciario Tardío y Cuaternario. Cordillera Occidental, se halla entre las pampas Costaneras por el Oeste y el eje de los valles interandinos por el Este como el Valle del Marañón al N, Valle del Mantaro en el Centro, los valles de Apurímac, Vilcanota y Ayavirí al Sur. Al N el ancho de la Cordillera es de 130 a 150 Km, elevación máxima en el Paso de Porcuya con 2,138 msnm. Al S el ancho de la Cordillera es de 150 a 250 Km, la mayor cota en el Huascarán con 6,768 msnm. de altura. 1.4.CADENA DE CONOS VOLCÁNICOS Desde el paralelo 15ºS hasta la frontera con Chile, de 500 a 600 Km de longitud, hay volcanes, ejemplo: Yucamane, Tutupaca, Ubinas, Misti, Ampato, Solimana, su ancho es de 20 a 30 Km; de dirección al NW; todo esto se formó entre fines del Terciario y el Pleistoceno. 1.5.VALLES Y DEPRESIONES INTERANDINAS Se ubica entre la Cordillera Occidental y la Cordillera Oriental, figura el Valle del Marañón de 550 Km. de largo, el Valle del Mantaro con 300 Km. de largo desde la meseta de Junín hasta Huanta, los valles de Apurímac, Vilcanota y Ayavirí con 350 Km. 1.6.CUENCA DEL TITICACA Entre las Cordilleras Occidental y Oriental de origen tectónico. 1.7.CORDILLERA ORIENTAL Está al E de los valles interandinos, con montañas formadas en el Paleozoico. Al Norte con poca altitud, al Sur más elevada hasta 6,000 m de altura. 1.8.CORDILLERA SUBANDINA Al E de la Cordillera Oriental, se formó a fines del Terciario, por plegamiento de los sedimentos Mesozoicos, Cenozoicos. Desde Tingo María (Huánuco) hasta la frontera con el Ecuador con cotas de 1,800 a 2,000 msnm. y cumbres hasta 3,000 msnm. de altura. Parte S entre el río Huallaga al Oeste y el río Ucayali al Este. 1.9.LLANURA DEL AMAZONAS Una vasta penillanura al E de la Cordillera Subandina y al N de las suaves colinas de Fitzcarrald que la separa de la llanura de Madre de Dios, altura de 100 a 400 msnm.

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV 1.10. MONTAÑA DEL SHIRA Su rumbo es de N-S la cumbre más alta tiene 1,800 msnm. 1.11. LLANURA DE MADRE DE DIOS Drenada por el río Madre de Dios, al Sur está la Cordillera Oriental, al W y NW las colinas de Fitzcarral.

2 CORDILLERA DE LOS ANDES

Formación orogénica más importante del Perú y de América, formada por una cadena de montañas unidas y plegadas por su base. Esta cordillera fuertemente deformada, comprende un conjunto de diversas estructuras, tales como montañas, volcanes, anticlinales, sinclinales, mesetas y otras que se encuentran emplazados entre la línea de fosa peruanochilena y el llano Amazónico. Como ya se ha mencionado, Los Andes se originaron durante la migración de la placa Sudamericana hacia el oeste al chocar con la placa oceánica Pacífica, ésta se hundió bajo la anterior. Este choque tuvo como resultado la formación de fosas sudamericanas (como la fosa del Perú, de 8.050 metros de profundidad) y la elevación de las cordilleras andinas. Actualmente, continúan los movimientos orogénicos, lo que supone un elevado riesgo sísmico para la región. Los movimientos tectónicos del Mesozoico y Cenozoico son los responsables de la formación de los Andes. Fig. 16 Cordillera de los Andes

El periodo orogénico durante el cual se produjo la formación de la Cordillera Andina pudo tener una duración de aproximadamente 10 millones de años en promedio. La formación de la Cordillera Andina fue acompañada por una sucesión de periodos de subsidencias y levantamientos relacionados con regímenes tectónicos de extensión y compresión que produjeron consecuentemente el acortamiento y engrosamiento de la corteza. Todo el proceso geodinámico que ha soportado el Perú se ha desarrollado en dos periodos claramente identificados por los diferentes acontecimientos geológicos que en ellos ocurrieron:

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2.1. PRIMER PERIODO DE FORMACIÓN Se desarrolla, durante el Paleozoico y se caracteriza por producirse en un régimen de deformación netamente extensional que fue perturbado por la ocurrencia de los siguientes sucesos: - Variaciones en la velocidad del movimiento de las placas. Se asume que durante este periodo, la velocidad de la placa de Nazca era menor que la continental. En la actualidad, la placa de Nazca se desplaza a una velocidad de 8-10cm/año. - Variaciones en la dirección de expansión de la corteza oceánica. En la actualidad, la placa de Nazca se desplaza en dirección NE. - Presencia de obstáculos en el proceso de subducción. En la actualidad, el obstáculo más importante es la Dorsal de Nazca. - Cambios en la densidad de la placa oceánica según su edad. Variaciones puestas en evidencia por estudios de Paleomagnetismo. - Aumento en la capacidad de la fricción entre las superficies de la placa de Nazca y Sudamericana. 2.2. SEGUNDO PERIODO Se produjo durante el Triásico – Pleistoceno y se caracteriza por ser totalmente de régimen compresional con la consecuente formación y evolución de la Cordillera Andina hasta presentar los rasgos topográficos que restan hoy en día.

Fig. 17 Proceso de evolución de la Cordillera de los Andes

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3 ZONIFICACION DE LA CORDILLERA DE LOS ANDES

La cordillera Andina, desde el punto de vista geomorfológico, puede ser zonificada en una serie de siete unidades morfo estructurales, paralelas a la línea de costa. Se puede identificar la Cordillera de la Costa, la Zona Costanera, la Cordillera Occidental, el Altiplano, la Cordillera Oriental, la Zona Subandina y la Llanura Amazónica.

3.1. CORDILLERA COSTANERA Tiene su origen durante las fases tectónicas del Pre-Cámbrico (aproximadamente hace 4500 años) habiendo sido plegada hasta alcanzar elevaciones máximas de 1200msnm y posteriormente erosionada parcialmente. Actualmente, esta unidad se presenta segmentada a lo largo y próximo al litoral siguiendo una dirección NW-SE. El segmento Sur de esta cordillera, está formada por el macizo de Arequipa ubicado entre los 14º y 18° Sur como parte de la deflexión ubicada en el extremo SE del territorio peruano y el segmento Norte entre 2º y 7º Sur, el mismo que forma parte de la deflexión ubicada al Nor-Oeste del territorio peruano y que se proyecta sobre el territorio ecuatoriano. Entre las latitudes de 6° a 14º Sur, esta unidad desaparece debido posiblemente a la subsidencia de una parte del margen continental por efectos tectónicos. Fig. 18 Principales unidades geomorfológicas

3.2. ZONA COSTANERA Presenta elevaciones entre 50 y 1500 metros sobre el nivel del mar. Esta unidad presenta un ancho máximo de 100 km en la región Norte y de 40 km en la región Sur de Perú. La Zona Costanera está constituida por materiales volcánicos y rocas sedimentarias con la presencia de plegamientos suaves en la región Norte-Centro y basamentos fuertemente plegados en la región Sur.

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3.3. CORDILLERA OCCIDENTAL Con una elevación máxima de 5000msnm, se caracteriza por constituir el batolito plutónico andino de mayor volumen. En general, esta cordillera se orienta en dirección NW a SE; sin embargo, algunas estructuras regionales tienden a cambiar su orientación hacia el Oeste en las proximidades de la deflexión de Abancay (Entre 13º y 14º Sur) y en el extremo NE cerca de la deflexión de Huancabamba ( 5.0ºSur). Esta unidad está compuesta principalmente por rocas volcánicas y plutónicas medianamente deformadas, además de la presencia de fuertes plegamientos, fallas normales, inversas y grandes sobrecorrimientos. En la región Sur, esta unidad se caracteriza por presentar una alineación de conos volcánicos sobre una longitud de aproximadamente 300 km en dirección NW-SE.

3.4. ALTIPLANO Presenta elevaciones medias del orden de 3000msnm y anchos que varían entre 10 a 50 km en la región Central y de 140 a 200 km en la región Sur. Esta unidad se extiende desde la latitud de 9º Sur (Ancash) hasta cubrir todo el Altiplano peruano-boliviano siguiendo una orientación NW a SE. El Altiplano, está formado por una serie de depresiones (cuencas intra-montañosas) y elevaciones (altas mesetas) que se prolongan hacia el altiplano boliviano. En la región Sur, se puede identificar la cuenca del lago Titicaca y las depresiones intra-montañosas a lo largo de los valles longitudinales interandinos. 3.5. CORDILLERA ORIENTAL En promedio presenta elevaciones medias de 3700 a 4000msnm y anchos que varían entre 70 a 100 km aproximadamente. En general, esta cordillera se extiende de Norte a Sur siguiendo una orientación NW-SE; sin embargo, soporta un fuerte arqueamiento en dirección Este-Oeste a la altura de la latitud de 14° Sur conocida como deflexión de Abancay. En la región Norte, la Cordillera Oriental aparentemente desaparece debido a la deflexión de Huancabamba ( 5° Sur). Esta cordillera corresponde principalmente a un extenso anticlinal formado esencialmente por depósitos intrusivos y cuyo levantamiento fue controlado por fallas regionales longitudinales distribuidas a lo largo de su límite con la zona Subandina. 3.6. ZONA SUBANDINA Presenta una anchura variable debido a que en ella se amortiguan las estructuras andinas formando una gruesa serie continental de terrenos sedimentarios fuertemente plegados como producto de la subsidencia del escudo brasileño bajo la Cordillera Andina. Este proceso permite observar una topografía accidentada con la presencia de numerosos sistemas de fallas inversas, sobrecorrimientos y plegamientos de estratos con trazas de falla y ejes de plegamiento orientados en dirección NW-SE. 3.7. LLANURA AMAZÓNICA Se extiende desde la zona Subandina sobre todo el escudo brasileño y desde el punto de vista geomorfológico, esta unidad representa una amplia zona llana formada por una importante secuencia de sedimentos.

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CAPITULO VII

La evolución de ciertas fajas de las zonas orogénicas pertenecientes a la revolución alpina se encuentra todavía en progreso activo. La diferencia del Mediterráneo occidental, que es una zona media hundida, el Mediterráneo oriental, el Adriático y la llanura de Normandía son regiones deprimidas que jalonan el frente africano del sistema alpino. Al sur del Atlas, esta depresión marginal continúa en el continente, donde está marcada por los shotts o sebjas de Argelia y Túnez. Hacia el este, existe una zona similar de depresión a través de la llanura aluvial de Mesopotamia, golfo pérsico y golfo de Omán. Todavía más al este, enfrente del Himalaya, la depresión parece reaparecer en las llanuras aluviales del Indo y el Ganges. Esta larga zona de subsidencia y sedimentación constituye probablemente el mejor ejemplo de un geosinclinal marginal actualmente en curso de formación. Es un ejemplo de repetición tardía del ciclo orogénico En insulindia, la continuación de este geosinclinal se puede seguir durante más de 6 400 km enfrente del arco de Banda. Pero aquí la zona activa es muy estrecha y la etapa de compresión orogénica ha sido alcanzada ya. El rumbo de esta larga faja está indicado por una cadena submarina arqueada desde la cual emergen en filas una serie de islas en los intervalos en que se destaca sobre el nivel del mar. La prueba de haber ocurrido movimiento recientes y de que todavía se prosiguen, está proporcionada por la presencia en estas islas de terrazas de arrecifes coralinos levantados a alturas que en Timor alcanzan más de 1200 m sobre el nivel del mar; por fracturas transversales y fallas horizontales, que indican movimientos asimismo horizontales, probablemente sintomáticos del avance de mantos de corrimientos o pliegues tumbados; y por la peligrosa tendencia de esta faja a frecuentes y poderosos terremotos, algunos de los cuales se originan a profundidades muy grandes

Fig. 19 Lecho de coral a 2200 pies de altura

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV A todo esto, Vening Meinesz ha añadido un descubrimiento de fundamental importancia, hecho en el curso de una expedición (1926) llevada a cabo en un submarino de la Marina militar holandesa, con el objetivo de efectuar medidas gravimétricas sobre el fondo del mar de las Indias Orientales. Meinesz descubrió que la larga faja en cuestión está caracterizada en toda su longitud, aunque solamente en una anchura de 95 a 110 km por un sorprendente y enorme déficit de la gravedad. Esta asociación de lo que se han llamado anomalías negativas de la gravedad implica que allí existe una correspondiente deficiencia de densidad en los materiales de la corteza situados debajo. Solamente una explicación geológica de tal deficiencia está en consonancia con los hechos observados: las capas más ligeras de la corteza deben de haberse doblado en un gran pliegue o raíz descendente.

Fig. 20 Relación entre las anomalías gravimétricas y la inflexión de la corteza La línea de trazos que une los puntos negros representa las anomalías y las flechas blancas de la corteza sugieren las direcciones en que es de suponer se efectuaron

Es evidente que una faja cortical de esta naturaleza está lejos de encontrarse en un equilibrio isostático. Si fuera libre de hacerlo, estaría flotando en forma de alta alineación montañosa, y en realidad, como las islas atestiguan, habría ocurrido ya una larga serie de cataclismos. Las islas son el primer síntoma visible de una cadena montañosa embrionaria. Pero el levantamiento sería mucho más espectacular y continuo que en la actualidad, si no fuese porque, incluso ahora, está en acción un proceso compresivo intensamente poderosos y que produce una aspiración hacia abajo, restringiendo la tendencia de la faja a elevarse a una posición de equilibrio. Todos los indicios parecen coincidir en la misma conclusión: los procesos causantes de la orogénesis se encuentran todavía en actividad.

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV Un estudia gravimétrico de la región caribe (1928 – 1937), llevado a cabo por Meinesz y un grupo de colaboradores norteamericanos a bordo de un submarino de la Marina de los Estados Unidos, descubrió la existencia de una faja muy similar de anomalías negativas que se extiende desde el norte de Haití, rodeando el arco volcánico de la pequeñas Antillas, hasta Trinidad y América del sur. Si la guerra no hubiese interrumpido este nuevo método de explorar las profundidades, muchas otras zonas prometedoras, tales como las guirnaldas de islas asiáticas, el arco e Nueva Zelanda – Nueva Guinea y el arco de las Antillas del Sur entre Sudamérica y la Antártida, pudieran haberse investigado de este modo.

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Haber explicado y logrado el entendimiento sobre el tema Orogénesis Saber el significado y diferencia entre orogénesis, orógeno, zona orogénica y orogenia La parte norte de la cordillera presenta relieves de tipo orogénico mientras que el lado sur de esta es tipo epirogénico Actualmente la teoría aceptada es la de tectónica de placas El origen de movimiento de placas es el movimiento magmático que se debido a las diferentes densidades que posee el magma

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Anticlinales Son aquellos en el cual los estratos más modernos envuelven a los más antiguos (es opuesto a sinclinal). Presentan la parte convexa hacia arriba, con aspecto de bóveda. Los flancos se inclinan en sentido divergente. Los extractos más antiguos se sitúan en el núcleo. Astenosfera Capa del interior de la Tierra que se extiende aproximadamente entre los 50 y los 150 km de profundidad, formada principalmente por rocas plásticas parcialmente fundidas que pueden deformarse: la astenosfera está situada entre la litosfera y la mesosfera.

Convergencia Son límites en los que una placa choca contra otra, formando una zona de subducción (la placa oceánica se hunde bajo de la placa continental) o un cinturón orogénico (si las placas chocan y se comprimen). Son también conocidos como "bordes activos".

Escudos Son núcleos de las masas de los continentes que están constituidos por rocas muy antiguas. Desde sus orígenes han permanecido estables y conservando su rigidez.

Equilibrio isostático Es la condición de equilibrio que presenta la superficie terrestre debido a la diferencia de densidad de sus partes. Es fundamental para el relieve de la Tierra.

Geosinclinal Ha sido usado principalmente para un concepto geológico ahora obsoleto que intentaba explicar el movimiento vertical de la corteza terrestre y otras observaciones geológicas. Este concepto fue superado al aceptarse la teoría tectónica de placas. Golfo Es una porción amplia del océano que está encerrada por puntas de tierra (los cabos). La noción de golfo está vinculada a la de bahía (una entrada del mar que está cercada por tierra con la excepción de que existe una apertura).

Intemperismo Acción combinada de procesos (climáticos, biológicos, etc) mediante los cuales la roca es descompuesta y desintegrada por la exposición continua a los agente atmosféricos, transformando a las rocas masivas y duras en un manto residual finamente fragmentado.

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Llanura aluvial Son características geográficas que se producen naturalmente, que se forman adyacentes a riachuelos o ríos y se inundan cuando el volumen de agua que el río contiene se vuelve particularmente grande

Mantos de corrimiento Son pliegues-falla (pliegues tumbados), en los cuales se producen cabalgamientos cuyo desplazamiento alcanza varios kilómetros de longitud. En este tipo de pliegues, los materiales superiores se desplazan de su origen (materiales alóctonos) mientras los materiales inferiores permanecen en su posición inicial (autóctonos). Movimientos epirogenicos Movimientos de ascenso y descenso lento de las placas continentales que lentamente producen irregularidades en el terreno. En los de descenso las aguas invaden las superficies continentales y al ascender, las aguas se retiran dejando depósitos de sedimentos. Movimientos orogénicos Es un proceso que transforma la corteza terrestre, con fuerzas y presiones, provocando la aparición de las montañas. las grandes orogenias han afectado a todo el globo, pero se expresan puntualmente y en forma de crisis. Son movimientos relativamente rápidos.

Orogénesis Se llama orogénesis al proceso geológico mediante el cual la corteza terrestre se acorta y pliega en un área alargada producto de un empuje. Orogenia Época de la historia de la Tierra en la que se levantan montañas. La Alpina y la Andina están teniendo lugar en los últimos 65 millones de años. La Caledoniana y la Herciniana tuvieron lugar hace más de 200 millones de años, al comienzo y al final de la Era Paleozoica. Orogenos Estructuras lineales, situadas en el límite entre una placa continental y otra oceánica, o bien en la unión de dos placas continentales. Presentan pliegues, mantos de corrimiento y fallas inversas. En la capa superficial pueden contener sedimentos de origen marino. Estas características nos indican cómo se produce la orogénesis.

Pangea Fue el supercontinente que existió al final de la era Paleozoica y comienzos de la Mesozoica que agrupaba la mayor parte de las tierras emergidas del planeta. Se formó por el movimiento de las placas tectónicas. Este nombre aparentemente fue usado por primera vez por el alemán Alfred Wegener, principal autor de la teoría de la deriva continental, en 1912.

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GEOMORFOLOGIA ǀ UNFV Placas tectónicas Aquellas porciones de litósfera que se ubican debajo de la superficie o de la corteza terrestre del planeta. Son de material rígido y se ubican sobre la astenósfera, una porción del manto terrestre mucho más profundo y complejo Penillanuras Designa una amplia llanura casi uniforme, con ligeras desnivelaciones producto de una prolongada erosión y de la coalescencia de cuencas hidrográficas, originada en un modelado horizontal Plegamientos Ocurre en la corteza planetaria cuando una presión horizontal afecta a las rocas. Esto provoca una compresión que crea ondulaciones en las rocas, sin quebrarlas. Cuando las rocas se rompen, no se habla de plegamiento, sino de falla. Pliegues tumbados Son pliegues tumbados cuando uno de los flancos se apoya sobre la parte superior del siguiente pliegue. El ángulo formado por el plano axial con la horizontal es menor de 45º. Procesos endógenos Son aquellos que se originan en el interior de la Tierra debido a las altas temperaturas y presiones que allí se generan, y se pueden clasificar en dos tipos: orogénicos y epirogénicos.

temperatura, la lluvia y el hielo) sobre las rocas; es decir, estos procesos comprenden a aquellos que se originan en el exterior de la corteza terrestre.

Sinclinales Son aquellos en el cual los estratos más antiguos envuelven a los más modernos. Sus flancos forman una U característica. Tienen la convexidad hacia abajo (hacia el interior de la tierra), con forma de cuenca o cubeta. Los flancos se inclinan en sentido convergente. Los extractos más jóvenes se sitúan en el núcleo. Shotts o sebjas Término con el que en África del Norte se denominan los lagos salados situados en regiones semiáridas, principalmente de Argelia, Marruecos y Túnez. En geomorfología se utiliza el término tanto para la parte inundada del lago como la descubierta alrededor de él

Zona de subducción Se refiere a aquellas zonas donde las placas chocan entre sí, en esta zona estas placas se consumen entre si. Se localizan en las fosas oceánicas, de los márgenes continentales activos. La subducción es un mecanismo consistente en la introducción de la placa bajo otra a favor de un plano de fallo.

Procesos exógenos Se producen por la acción de los agentes atmosféricos (como el viento, los cambios de

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Movimientos Orogenicos

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