Procesos geológicos de geodinámica interna

PROCESOS GEOLÓGICOS PROCESOS DE GEODINÁMICA INTERNA LACHERRE PUJADA José Antonio INGENIERO GEÓLOGO CONSULTOR CONSULTOR GEOTÉCNICO GEOTÉCNI CO – GEOMECÁNICO CIP 067296 [email protected]

I. CONCEPTOS GENERALES

1.1. GEODINÁMICA O GEOLOGÍA DINÁMICA La Geodinámica o Geología Dinámica es una rama de la Geología Física o Geomorfología que estudia los fenómenos y los agentes geológicos que intervienen en los procesos dinámicos de la Tierra, los mismos que provocan modificaciones en la superficie terrestre por acción de fuerzas endógenas o de orden interno (en el interior o por debajo de la corteza terrestre) y de fuerzas exógenas o de orden externo (sobre su superficie).



los los proceso procesos s endóge endógenos nos como los procesos exógenos son los causantes del relieve actual del planeta, así como de los paleorelieves, es decir, los relieves antiguos.

anto Tanto

decir, que los procesos geodinámicos en su conjunto son los responsables de la fisiografía del globo terráqueo.

Es


1.2. GEODINÁMICA EXTERNA Y GEODINÁMICA INTERNA Geod Geodin inám ámic ica a Exte Externa rna estudia los procesos exógenos , sus causas y sus consecuencias, de la misma manera que la Geodinámica Interna estudia lo propio en los procesos endógenos .

La

Pero

existe una diferencia fundamental entre ambas categorías de fenómenos: los procesos exógenos pueden observarse y estudiarse en la superficie terrestre, en tanto que los proce proceso sos s endó endóge geno nos s no son directamente obs observ ervables bles y sólo sólo se pued puedee deduc educir ir su meca mecani nism smo o por por métodos indirectos, mediante la interpretación de sus efectos sobre los materiales que conforman el planeta. ello, en el campo de la Geodinámi Geodinámica ca Interna Interna las teorías se han ido sucediendo unas a otras, a medida que han progresado nuestro tros conocimientos de las zonas más

Por


1.3. PROCESOS DE GEODINÁMICA INTERNA Geodinámica Interna se encarga del estudio de los procesos que han dado lugar a la formación de la estructura de la Tierra.

La

procesos endógenos tienen su origen en la energía acumulada en el interior del globo terrestre.

Estos

Dichos

procesos están muy relacionados entre sí, de manera que resulta imposible estudiarlos de forma separada.

principales procesos endógenos son: el tectonismo (movi (movimie miento ntoss orogén orogénic icos os y epirog epirogén énico icos), s), el magmat magmatism ismo o (plu (pluto toni nism smo o y vulc vulcan anis ismo mo), ), el dias diastr trof ofis ismo mo y la ac acti tivvidad idad sísmica.

Los


1.3. PROCESOS DE GEODINÁMICA INTERNA puede describir a estos procesos endógenos en base a la siguiente explicación:

Se


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA necesario conocer la estructura interna de la Tierra para poder entender de qué manera los procesos endógenos han influido en su formación, en la composición de sus capas y en el comportamiento mecánico de tales capas.

Es

Estru ctu ra interna de la Tierra


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA El

interior de la Tierra es variable, y consiste en zonas concéntricas que difieren en composición, densidad, elasticidad y estado físico.

Estr uc tu ra in tern a de l a Tierra: Zo nas co nc é nt ric as



comportamiento de las ondas sísmicas demuestra la existencia de dichas zonas. Según viajen de una zona a otra, las ondas sísmicas cambian de velocidad de acuerdo al material que atraviesan, y son reflejadas y refractadas en los límites de cada zona (las ondas “S” son reflejadas completamente).

Iden tif ic aci ón d e zo n as p o r m é to d o s sísm ic o s


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA Tales

límites reciben el nombre de discontinuidades .

Discontinuidades


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA Para

comprender la estructura interna y la composición de la Tierra conviene recordar su proceso de formación desde el origen.

Luego

de formarse la Tierra, el calor liberado por las colisiones entre partículas y por las desintegraciones radioactivas provocó la fusión del interior del planeta; los elementos más densos, como el hierro y el níquel, se fundieron y quedaron atrapados en el interior, mientras que otros elementos más ligeros quedaban distribuidos en capas más superficiales.

Durante

este proceso de diferenciación química, parte de los gases contenidos en las rocas fueron escapando también hacia la superficie, para terminar creando la atmósfera primitiva en la que se inició la vida.


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA Así,

la estructura, composición y comportamiento mecánico de la Tierra han ido cambiando progresivamente hasta llegar a la configuración actual.

Estru ctu ra interna, co m po sici ón y co m po rtamien to m ecánic o de la Tierra



radio terrestre tiene aproximadamente 6,370 Km. La densidad promedio es de 5.52 gr/cm 3; ya que las rocas de la superficie tienen gravedades específicas entre 2.5 gr/cm 3 y 3.0 gr/cm3, es evidente que el material infrayacente tiene densidades mayores.

Estructura in terna de la Tierra: Profun did ades


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA Los

factores que han tenido más influencia sobre la estructura de las capas de la Tierra son la temperatura y la presión.

Se

calcula que la temperatura de la Tierra a unos 100 Km de profundidad varía de 1,200 C a 1,400 C; en el límite entre el manto y el núcleo es de unos 4,500 C; y, en la zona más interna es de más de 6,700 C.

El

efecto de la presión sobre el comportamiento mecánico de las capas tiene también importancia al influir en la dinámica de las placas litosféricas o determinar el estado, sólido o líquido, de tales capas.


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA A

modo de ejemplo, el núcleo interno, donde se alcanzan las mayores temperaturas, se encuentra en estado sólido debido, precisamente, a la elevadísima presión a que se encuentra sometido (11 gr/cm 3).

Existen

dos modelos que explican la estructura y composición interna de la Tierra: el modelo estático o geoquímico y el modelo dinámico .

Esta

diferencia de modelos se ha desarrollado según se haga referencia a la composición química de la Tierra o a su comportamiento mecánico en el contexto de la tectónica de placas.


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA

Mo d elo es tátic o y m o d elo d in ám ic o


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA 1.4.1. MODELO ESTÁTICO O GEOQUÍMICO también modelo de Bullen , considera que la diferenciación química que han tenido los elementos que componen la Tierra desde sus orígenes ha llevado a que se estructure formando tres capas: corteza , manto y núcleo .

Llamado

Corteza •

•

Es la capa más superficial de la Tierra, la cobertura del globo terrestre. Consiste en una capa de roca sólida. Se divide en dos unidades: corteza superior , denominada SIAL o capa granítica (por su composición rica en sílice y aluminio); y, corteza inferior , también denominada SIMA o capa basáltica (rica en sílice y magnesio). Ambas



Mo d elo g eo q u ím ic o o es táti co


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA •

•

•

También se suele hablar de corteza corteza contin continent ental al y corteza oceánica , según se trate de áreas continentales o de los fondos oceánicos. La corteza en conjunto tiene un espesor promedio de 30 Km. La corteza continental tiene un espesor variable de 20 a 90 Km y una densidad media de 2.7 gr/cm 3. Es rica en sílice y aluminio. Su composición media es equivalente a la de una roca granítica. Las edades más antiguas que registra datan de unos 3,800 ma. La corteza oceánica tienen un espesor de entre 3 y 15 Km y una densidad media de 3.0 gr/cm 3. Su composición es mayoritariamente basáltica (sílice y magnesio). Su edad es mucho más joven, con dataciones de 180 ma en las rocas más antiguas.



La co rteza terrestre en el co ntexto de la estru e stru ctu ra interna de la Tierra Tierra



La c or teza terrestre: 1. co rteza co nt in ental ; 2. oc é ano ; 3. m anto extern o; 4. co rteza


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA Manto •

•

•

Es la capa que sigue en profundidad a la corteza y envuelve al núcleo terrestre. Es separado de la corteza por la Disconti Discontinuida nuidad d de Mohorov Mohorovicic icic , y del núcleo por la Discontinuidad de Wicchert – Gutenberg . Representa el 83% del volumen de la Tierra. Se extiende hasta una profundidad de 2,885 Km y tiene una densidad media de 3.3 gr/cm 3 a 5.7 gr/cm3. Se encu encuen entr traa div dividid ididaa en dos dos zona zonas: s: manto externo o zona peridotítica y manto interno o zona palasítica . El manto externo va desde la base de la corteza hasta una profundidad de unos 600 Km; el manto interno se localiza entre los 660 Km y los 2,885 Km.



El manto terrestre en el con texto de la estructu ra interna de la Tierra



•

•

Entre el manto externo y el manto interno existe una zona de transición de aproximadamente 60 Km de longitud. La zona peridotítica está constituida esencialmente de magma peridotítico; su grosor es de aproximadamente 1,300 Km, con una densidad que varía de 3.0 gr/cm 3 a 4.5 gr/cm3. La zona palasítica es de una composición bastante más densa; tiene un espesor aproximado de 1,400 Km, con una densidad de 4.5 gr/cm 3 a 8.0 gr/cm3. La diferenciación entre el manto externo y el manto interno tiene mucha relevancia en cuanto al comportamiento mecánico de las rocas.


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA Núcleo •

•

También conocido como NIFE , es la capa más interna de la Tierra. Forma una esfera de 3,485 Km de radio y se localiza entre los 2,885 Km y 6,370 Km de profundidad. Su densidad estimada varía de 10 gr/cm 3 a 13 gr/cm3. La presión en el centro es un millón de veces mayor que la presión del aire en la superficie, con temperaturas que pueden superar los 6,700 C. Su composición es una aleación de hierro con algo de níquel (de 5% a 10% éste último). Existirían también otros elementos más ligeros, como el azufre y el oxígeno, pero en menores cantidades.



Se divide en dos zonas: núcleo externo , que se piensa se encuentra en estado líquido, y núcleo interno , el que se encontraría en estado sólido.

El núcleo terrestre en el co ntexto de la estruc tur a interna de la Tierra


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA 1.4.2. MODELO DINÁMICO Haciendo

referencia a la respuesta mecánica en relación con la tectónica global, este modelo establece las siguientes capas: litósfera, astenósfera, mesósfera y endósfera.

Litósfera •

•

•

Es la capa más superficial de la Tierra y se comporta como un cuerpo sólido y rígido. Está formada por la corteza y la parte más superficial del manto. Su espesor medio es de 100 Km, aunque puede alcanzar unos 250 Km en zonas de grandes cadenas montañosas.



Estru ctu ra interna d e la Tierra: com paración entr e el mo delo estático y el m od elo



•

•

Se habla de litósfera continental al conjunto formado por la corteza continental y parte del manto en estado sólido, y de litósfera oceánica al conjunto formado por la corteza oceánica y también parte del manto superior en estado sólido. La litósfera se mueve sobre la astenósfera en la que se apoya. La parte inferior de la litósfera tiene idéntica composición que la astenósfera.


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA Astenósfera •

•

•

•

Es la capa del manto que se encuentra entre la litósfera y el manto inferior o mesósfera. Los 150 Km más superficiales se encuentran en unas condiciones de fusión parcial y definen un canal de baja velocidad; este canal se reconoce por un descenso de las ondas sísmicas cuando lo atraviesan. La fusión parcial dentro de la astenósfera hace que se formen magmas que ascienden hacia la litósfera. Su composición es idéntica al del resto del manto. Tiene un comportamiento plástico.



La astenósfera en el con texto d e la estruc tur a interna de la Tierra


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA Mesósfera •

•

•

Corresponde al manto inferior y está comprendido entre el núcleo y la astenósfera. En el límite entre la mesósfera y el núcleo, en los 200 Km inferiores, hay una región conocida como capa D o zona D , dond dondee la vel elo oci cid dad de la lass onda ndas “P” experimen experimenta ta un descenso importante. Este descenso de velocidad se podría expl ex plic icar ar si el mant manto o infe inferi rior or se enco encont ntra rara ra parc parcia ialm lmen ente te fundido. De ser cierto, es posible que desde esas zonas fundidas asciendan plumas o penachos de magma a través del manto sóli sólid do y lleg llegue uen n a la super uperfi ficcie. Est Esto pod podría ría ex exp plica licarr la formación de islas como Hawa waiii asociadas a puntos



La mesósfera en el co ntext o de la estruc tura in terna de la Tierra Tierra


1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA Endósfera •

•

•

Se corresponde con el núcleo. Consta de una parte interna que se comporta rígidamente, como un sólido, y otra externa que se comporta como un fluido, donde se cree que pued puedee habe haberr corr corrie ient ntes es de conv convec ecci ción ón que que ex expl plic icar aría ían n la existencia del campo magnético terrestre. Estas corrientes estarían provocadas por la diferencia de temp temper erat atur uras as ca caus usad adas as por por la dist distin inta ta ac acum umul ulac ació ión n de elementos radioactivos. Los Los mate materi rial ales es más más ca cali lien ente tess as asce cend nder ería ían n haci haciaa la part partee superior de la endósfera, enfriándose por el contacto con la mesósfera, y posteriormente descenderían al núcleo interno arrastrados por corrientes frías.



Estru ctu ra interna d e la Tierra: Tierra: com paración entr e el mo delo estático y el m od elo

II. TECTONISMO

2.1. ACTIVIDAD TECTÓNICA 2.1.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS término tectonismo se refiere a todo el complejo conjunto de movimientos que afectan las partes sólidas de la Tierra, los procesos que generan estos movimientos y la interrelación que existen entre todos ellos (procesos y movimientos).

El

movimientos tectónicos producen deformaciones en las rocas de la corteza terrestre; esto se conoce como diastrofismo , y son: pliegues, fallas y el levantamiento o asentamiento de las rocas.

Los

movimientos tectónicos son de dos tipos: movimientos epirogénicos y movimientos orogénicos . Dichos movimientos dan origen a dos tipos de zonas: zonas

Estos

II. TECTONISMO

2.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS Movimientos epirogénicos •

•

Los movimientos epirogénicos son movimientos relativamente lentos, que producen levantamientos y hundimientos relativamente amplios que afectan grandes porciones de un continente, de los que se derivan ondulaciones de enorme radio. La corteza terrestre se encuentra en equilibrio isostático entre las masas corticales menos densas y el manto, pero este equilibrio tiende a romperse continuamente por la acción de agentes endógenos que provocan la denudación de los continentes, depositando los materiales producto de la erosión en las cuencas marinas epicontinentales y oceánicas.

II. TECTONISMO

2.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS •

•

•

Este desequilibrio tiende a ser continuamente compensado por movimientos verticales de las masas continentales y de los fondos oceánicos. Cuando una zona continental sufre una erosión considerable, se producen elevaciones que compensan el déficit de masa ocasionado; si en una cuenca marina se acumulan gran cantidad de sedimentos, tiende a producirse un hundimiento del fondo que compensa el mayor peso de los materiales allí acumulados. Estas compensaciones isostáticas se resuelven en una serie de movimientos de ascensos y descensos en la vertical, los movimientos epirogénicos , los que, aunque extremadamente lentos, tienen gran importancia en la dinámica del conjunto de la corteza terrestre.

II. TECTONISMO


•

•

Por una parte, estos movimientos son los responsables de que los macizos montañosos mantengan su altitud a pesar de los efectos destructivos de la erosión. Gracias a ellos, pueden aflorar en la superficie terrestre rocas formadas en zonas profundas de la litósfera; también las rocas sedimentarias pueden alcanzar grandes profundidades y sufrir allí los efectos de la presión y temperatura, que los transforma en rocas sedimentarias. Los movimientos epirogénicos pueden comprobarse en las costas, y son los que en gran escala y a largo plazo originan su hundimiento o su emersión. Efectos de este tipo tenemos en el Perú, en las terrazas marinas de Ica, levantadas varios cientos de metros por encima del nivel del mar, y en los tablazos de Piura.

II. TECTONISMO

2.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS Movimientos orogénicos •

•

Los movimientos orogénicos son movimientos más intensos que los epirogénicos y afectan áreas largas y angostas. Producen fuerte deformación en las rocas involucradas, por lo que originan una fisiografía montañosa, con predominio de fallamientos y plegamientos. Los sismos y la actividad ígnea se hallan generalmente asociadas a este tipo de movimientos. Si bien es cierto, son movimientos lentos, ocurren más rápido que los epirogénicos. De la observación directa de las estructuras y de la disposición de las rocas sedimentarias que forman la corteza terrestre, se deduce que han estado sometidas a fuertes presiones laterales y desplazamientos que han alterado su disposición inicial.

II. TECTONISMO


•

La mayor parte de las rocas sedimentarias que actualmente encontramos en las montañas, a centenares o miles de metros de altitud, se han formado en el seno del mar, como lo atestigua la presencia de fósiles marinos que se suelen encontrar asociados a ellas. Observando la estructura de un macizo montañoso, se llega a la conclusión de que no se trata simplemente de un levantamiento en bloque de los materiales de la litósfera, sino de una estructura compleja en la que los materiales sedimentarios están plegados y dislocados, como si hubiesen estado sometidos a fuertes presiones tangenciales que muchas veces han rebasado sus límites de elasticidad, produciendo fracturas y dislocaciones de gran envergadura.

II. TECTONISMO


•

•

Por tanto, en la corteza terrestre han debido suceder otra clase de movimientos de mayor complejidad que los epirogénicos, capaces de originar estas estructuras complicadas que se aprecian en los estratos, capaces también de elevarlos a altitudes considerables. Los procesos endógenos que han originado tales movimientos orogénicos -en estructuras, los contraposición a los epirogénicos, que sólo provocan desplazamientos en la vertical-, en esencia consisten en plegamientos y fracturas por presiones tangenciales. En el Perú, estos movimientos orogénicos son los responsables de la formación de la Cordillera de los Andes, faja alargada y angosta de cadenas montañosas que corren paralelas al borde litoral del Pacífico.

II. TECTONISMO

2.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS 2.1.2. ZONAS TECTÓNICAS Zonas cratógenas •

•

•

Son llamadas también de plataforma o de escudo. Son zonas estables que no han sufrido movimientos significativos de elevación o descenso (por lo menos en los últimos 500 ma). Se hallan emplazadas generalmente en el centro de los continentes. Cuando los movimientos epirogénicos se presentan, lo hacen en sus márgenes, y son de escasa intensidad. No hay ocurrencia de movimientos orogénicos. Se caracterizan porque las rocas sedimentarias que yacen sobre el basamento son de escaso espesor y porque su

II. TECTONISMO

2.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS Zonas orógenas •

•

•

Son porciones estructurales alargadas de la corteza terrestre, de considerables dimensiones, en las que tanto los movimientos orogénicos como lo epirogénicos alcanzan su mayor intensidad, y donde las rocas sedimentarias (que llegan a tener espesores de algunos miles de metros) se hallan fuertemente plegadas y falladas. Es en estas zonas donde se forman los sistemas montañosos, los que pueden encontrarse tanto en regiones continentales como marinas. La actividad magmática -plutónica manifiesta en sus diversas formas.

o volcánica- se

II. TECTONISMO

2.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS

Océano Pacífico

Cordillera de los andes Zona orógena

Brasil Zona Cratógena

Océano Pacífico

Zona orógena y zona cratógena en el Con tinente Sudamericano

II. TECTONISMO

2.2. TIEMPO GEOLÓGICO Y RELIEVE TERRESTRE A

través de evidencias geológicas y paleontológicas se ha podido establecer, con un cierto grado relativo de precisión, la edad de la Tierra y de los eventos que ocurrieron en cada una de las etapas que conforman la Escala del Tiempo Geológico .

Se

estima que la Tierra tiene 4,500 ma de existencia, desde el inicio de su formación. La vida sobre el planeta apareció hace aproximadamente 3,800 ma, en el Arqueozoico (Precámbrico).

A

lo largo de todo este tiempo, la forma de los continentes y de los océanos no ha sido la misma.

Muchas

hipótesis se han planteado acerca de la forma y relieves que debió tener la Tierra y los procesos que operaron en los cambios.

II. TECTONISMO

2.2. TIEMPO GEOLÓGICO Y RELIEVE TERRESTRE

Escala del Tiempo Geológico

II. TECTONISMO

2.3. MOVIMIENTO DE LAS PLACAS TECTÓNICAS En

la actualidad es ampliamente aceptada la teoría geológica que explica la forma en que está estructurada la litósfera. teoría explica la existencia de placas tectónicas que conforman la litósfera; también explica los desplazamientos que se observan entre ellas en su movimiento sobre la astenósfera, sus direcciones e interacciones.

Esta

También

explica la formación de cadenas montañosas (orogenia).

Así

mismo, explica satisfactoriamente el por qué los terremotos y los volcanes se concentran en regiones concretas del planeta, entre otros aspectos.

II. TECTONISMO

2.3. MOVIMIENTO DE LAS PLACAS TECTÓNICAS

Blo ck diagrama esqu emático del m ovim iento d e las placas tectónicas y s u

II. TECTONISMO

2.4. DERIVA CONTINENTAL Es

una teoría que formula el desplazamiento lento y continuo de las masas continentales, unas respecto de otras.

La

hipótesis fue desarrollada por el meteorólogo y geofísico alemán Alfred Wegener en 1915, quien justificó en su libro El origen de los continentes y océanos que los continentes se habían desplazado a lo largo de la historia geológica.

Wegener

consideraba que los continentes no habían ocupado siempre la posición actual, sino que ésta había variado en el tiempo.

Afirmaba

que en el Carbonífero (300 ma) todas las superficies emergidas formaban un único continente, al que llamó PANGEA (toda la tierra ) , rodeado de un vasto océano, denominado PANTHALASA

II. TECTONISMO

2.4. DERIVA CONTINENTAL

Pub licación d e Alfred Wegener: El o rigen de lo s c on tinen tes y oc é ano s, edición

II. TECTONISMO

2.4. DERIVA CONTINENTAL El

supercontinente primigenio se fragmentaría durante el Mesozoico (200 ma) en dos grandes bloques, LAURASIA y GONDWANA, separados por un mar intermedio, el MAR DE TETHYS .

Wegener

sugirió que si los continentes se movían verticalmente debido a los ajustes isostáticos, era porque flotaban de alguna manera sobre un substrato más denso y plástico, de forma que si se movían en la vertical, también podrían desplazarse en la horizontal sobre ese substrato, originándose así la deriva continental .

La

fuerza que produciría ese desplazamiento sería una fuerza centrífuga asociada con la rotación terrestre.

II. TECTONISMO


Pangea y Panth alasa

II. TECTONISMO

2.4. DERIVA CONTINENTAL Las

ideas de Wegener se basaron en una serie de pruebas paleontológicas, geológicas y geográficas que parecían evidenciar que los continentes habían sufrido un desplazamiento sobre la superficie. Estas pruebas son: •

•

Pruebas geográficas: Wegener resaltó la coincidencia casi exacta entre las líneas de costa de los continentes, especialmente las costas atlánticas de África y Sudamérica. Esta coincidencia es aún mayor si se tienen en cuenta los límites de las plataformas continentales. Pruebas paleontológicas: Wegener descubrió otro indicio sorprendente, la similitud en los fósiles carboníferos y triásicos existentes a ambos lados del Atlántico, en América y en África. Es difícil explicar esta coincidencia faunística en continentes alejados por océanos.

II. TECTONISMO


Pruebas paleon tológicas de la deriva continental

II. TECTONISMO

2.4. DERIVA CONTINENTAL •

•

Pruebas geológicas: En el continente africano y en el sudamericano existen una serie de estructuras geológicas que quedan cortadas o que terminan abruptamente en las costas, pero que si se unen los dos continentes muestran una clara continuidad. Pruebas paleoclimáticas: Durante el Carbonífero (300 ma) se desarrolló una importante glaciación cuyos depósitos morrénicos se encuentran actualmente en zonas tropicales de América de Sur, África, la India y Australia. Sin embargo, en América del Norte, Asia y Europa no existen evidencias de una glaciación durante ese período, sino, por el contrario, hay depósitos de evaporitas, arrecifes coralinos y depósitos de carbón, que indican un clima tropical común a todos ellos.

II. TECTONISMO


Fragm entación de la Pangea

II. TECTONISMO


La deriva con tinental

II. TECTONISMO

2.4. DERIVA CONTINENTAL En

su tesis original, Wegener propuso que los continentes se desplazaban sobre otra capa más densa de la Tierra, es decir, la capa que conforman los fondos oceánicos.

Este

planteamiento fue inicialmente rechazado por la gran mayoría de sus colegas. Las principales objeciones a este modelo eran de tipo mecánico. La enorme fuerza de fricción que este movimiento implicaba motivó el rechazo de tal explicación, pues era obvio que el rozamiento de los continentes sobre su substrato impediría su desplazamiento.

El

notable geofísico Harold Jeffreys atacó los mecanismos físicos de la hipótesis de Wegener, llegando a demostrar que la rotación terrestre era una fuerza muy débil como para provocar el movimiento horizontal de los continentes.

II. TECTONISMO

2.4. DERIVA CONTINENTAL Otra

objeción que planteó Jeffreys era que la resistencia del SIMA era muy grande para permitir cualquier desplazamiento horizontal sobre él.

Jeffreys

estaba en lo cierto, pero cometió el error de suponer que, puesto que el modelo físico era erróneo, todas las demás evidencias también debían ser falsas.

Debido

a la falta de un modelo físico adecuado que explicase el posible desplazamiento de los continentes se produjo, entre la década de los 30 ’s y la de los 50’s, un importante debate entre los científicos partidarios de la movilidad cortical (movilistas) y los que no lo eran (fijistas).

II. TECTONISMO

2.5. CORRIENTES DE CONVECCIÓN convección es una forma de transferencia de calor y se caracteriza porque se produce por intermedio de un fluido (líquido o gas) que transporta el calor entre zonas con diferentes temperaturas.

La

convección se produce únicamente en un medio de materiales fluidos. Lo que se llama convección en sí, es el transporte de calor por medio del movimiento del fluido.

La

La

transferencia de calor implica el transporte de calor en un volumen y la mezcla de elementos macroscópicos de porciones calientes y frías de un gas o un líquido. Ejemplo: al calentar agua en un recipiente, lo que está en contacto con la parte de abajo se mueve hacia arriba, mientras que el agua que está en la superficie desciende, ocupando el lugar que dejó la caliente.

II. TECTONISMO

2.5. CORRIENTES DE CONVECCIÓN

C o r r i en t e s c o n v e c ti v as e n u n m e d i o f l u i d o

II. TECTONISMO


C o r r i en t e s c o n v e c ti v as e n u n m e d i o f l u i d o

II. TECTONISMO

2.5. CORRIENTES DE CONVECCIÓN convección es el mecanismo que se produce en los fluidos cuando el calor es transportado desde zonas de mayor temperatura a otras con temperatura menor, debido a los cambios en la densidad de los materiales.

La

La

transferencia de energía comienza cuando una porción de materia se calienta y, al dilatarse, asciende desde los puntos más calientes a los más fríos. El proceso contrario tiene lugar cuando al enfriarse un material aumenta su densidad y desciende por efecto de la gravedad.

procesos convectivos son muy comunes en capas fluidas de la Tierra, como en la astenósfera, en donde porciones de magma “caliente” ascienden hasta la base de la litósfera, desplazando porciones de magma “frío” hacia el interior.

Estos

II. TECTONISMO


Modelos d e convección en el manto terrestre

II. TECTONISMO


Corrientes conv ectivas en el manto terrestre

II. TECTONISMO

2.6. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO hipótesis de Wegener de la deriva continental provocó polémicas y debates entre los científicos de la época.

La

Entre

las décadas de los 50 ’s y 60’s, nuevos datos geofísicos, especialmente los magnéticos, permitieron demostrar que los continentes habían estado desplazándose sobre la superficie de la Tierra, en ciclos sucesivos de fragmentación y aglutinación en un supercontinente, varias veces a lo largo de la historia geológica de la Tierra.

A

partir de 1950, los aparatos de sondeos acústicos (sonar) desarrollados en la Segunda Guerra Mundial se emplearon para conocer con precisión la fisiografía del relieve submarino. En 1956 se conocía con precisión la Dorsal Meso – Atlántica . Paulatinamente se fueron conociendo nuevas dorsales.

II. TECTONISMO

2.6. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO

–A tl án tic a La Dorsal Meso

II. TECTONISMO

2.6. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO También

se estudiaron con precisión las fosas oceánicas y los arcos insulares asociados con ellas.

En

1956, Maurice Edwing dio a conocer los resultados de varias campañas de estudios oceanográficos en los que se pusieron de manifiesto los siguientes datos: •

•

El espesor de los sedimentos oceánicos era anormalmente bajo, contrario a lo que se suponía. La presencia de un sistema de dorsales oceánicas con las siguientes características: elevado flujo térmico, vulcanismo submarino actual, sismicidad muy frecuente, ausencia de sedimentos sobre los escarpes volcánicos y velocidad de las ondas sísmicas anormalmente baja.

II. TECTONISMO


–A tl án tic a La Dorsal Meso

II. TECTONISMO

2.6. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO Partiendo

de estos datos, Robert Dietz (1961) y Harry Hess (196 (1962) 2) prop propus usie iero ron, n, inde indepe pend ndie ient ntem emen ente te,, la teor teoría ía de la expan xpansi sión ón del del fond fondo o oceá oceáni nico co , que planteó que las fracturas centrales de las dorsales oceánicas son zonas por las que salen magmas basálticos y éstos, al solidificarse, se añaden al fondo existente y lo empujan lateralmente, provocando de esta forma una expansión.

De

acuerdo a esta teoría, Hess hizo las siguientes predicciones: •

•

Sobre las dorsales existirían pocos sedimentos. Las rocas más profundas que descansan sobre la corteza oceánica serían las más antiguas, según se alejaran de las dorsales.

II. TECTONISMO


Edad d e las ro cas alreded or de las do rsales o ceánic as

II. TECTONISMO

2.6. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO teoría de la expansión del fondo oceánico , se acepta ampliamente en la actualidad y se cree que el fenómeno es causado por corrientes de convección en la parte débil y plástica de la astenósfera.

Esta

La

pruebas concluyentes que apoyaron esta idea procedieron, unos años después, del trabajo de Fred Vine y D. H. Matthews, que fueron capaces de conectar dos ideas que antes se pensaba no estaban relacionadas: la hipótesis de la expansión del fondo oceánico y las inversiones magnéticas recién descubiertas.

Posteriormente

a esto se asoció la hipótesis planteada por Wegener de la deriva continental , que provocó polémicas y debates por más de 50 años, naciendo de esta forma la teoría de la tectónica de placas

II. TECTONISMO


Expansión del fo nd o o ceánico : Corrientes co nvectivas y form ación ación de d orsales

II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS 2.7.1. FUSIÓN DE TEORIAS teoría de la deriva continental explicaba gran variedad de observaciones geológicas; sin embargo, debido al desconocimiento de las características geológicas de los fondos oceánicos, no se pudo elaborar una teoría global de la dinámica terrestre. Con nuevos datos sobre la geología marina, en la década de los 60 ’s, se desarrolla la teoría de la expansión del fondo oceánico . La combinación de las dos da lugar a la teoría de la tectónica de placas .

La

La

principal diferencia de esta teoría con respecto a las teorías anteriores es que las unidades que se están desplazando sobre la superficie terrestre, combinándose y destruyéndose total o parcialmente, son las placas tectónicas o litosféricas.

II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS

Placas tectónicas: Dirección d e los m ovim ientos

II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS 2.7.2. EL CICLO DE WILSON Llamado

así en homenaje a Tuzo Wilson, explica que el proceso ocurre de la siguiente manera: •

•

Producto de la corrientes de convección que se desarrollan en la astenósfera, debidas a los intercambios de masas de magma a diferentes temperaturas, se generan fuerzas convectivas lo suficientemente grandes como para provocar la ruptura de la litósfera continental, dando origen a la formación de los rifts continentales . En estos rifts continentales , el magma que se eleva levanta la corteza, formando una especie de domo, y la adelgaza progresivamente, provocando fracturas por donde posteriormente dicho magma aflora hacia la superficie.

II. TECTONISMO


Rifts co ntin entales y do rsales o ceánic as

II. TECTONISMO



II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS •

•

•

Al fracturarse los continentes e irse separando progresivamente, gestan primero la formación de un gran valle, y posteriormente se va dando paso al ingreso de un mar restringido, para finalmente conformar un océano. El desarrollo de este proceso conlleva la formación de nueva corteza oceánica y la separación de los dos fragmentos del continente inicial. La formación de esta nueva corteza oceánica debida al afloramiento del magma (en sucesivos períodos de actividad y de calma en forma alternada) dará origen a la formación de cordilleras en el fondo de los océanos, conocidas como dorsales meso – oceánicas .

II. TECTONISMO



II. TECTONISMO



II. TECTONISMO


•

•

Las teorías de la deriva continental y de la expansión del fondo oceánico explican de forma detallada y de manera suficientemente satisfactoria el proceso descrito. La dorsal más conocida es la Dorsal Meso – Atlántica , que separa los continentes africano y sudamericano, así como Norte América de Eurasia. Esta dorsal atraviesa la corteza continental de Islandia, generando su actual separación y la formación de intensa actividad volcánica en esta isla en el norte del Atlántico.

II. TECTONISMO



II. TECTONISMO



II. TECTONISMO


–A tlán tic a: Is lan d ia Dors al Meso

II. TECTONISMO


–A tlán tic a: Is lan d ia Dors al Meso

II. TECTONISMO


•

•

•

Estas dorsales han sido identificadas y estudiadas con gran amplitud en otras partes del mundo, como por ejemplo en el Océano Pacífico y en el Océano Índico. En el Océano Pacífico tenemos las Dorsales del Pacífico Oriental y de Juan de Fuca ; transversales a la Dorsal del Pacífico se encuentran las Dorsales de Nazca y de Juan Fernández . En el Océano Índico, las Dorsales Índico Central e Índico Suroccidental separaron la corteza de la India y de Australia, de Madagascar y del resto de África. En el Mar Ártico, las Dorsales Antártica e Índico Suroriental separaron el continente antártico del resto del mundo y lo alejaron hacia el sur.

II. TECTONISMO


Do rs ales o ceán ic as en l a Tierra

II. TECTONISMO


Do rs ales o ceán ic as en l a Tierra

II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS 2.7.3. DINÁMICA DE LAS PLACAS TECTÓNICAS Es

comprensible entender que, al tener la Tierra una forma esferoidal, el movimiento de las placas tectónicas dará origen a procesos de divergencia por algún lado del planeta y procesos de convergencia por otro lado.

En

la convergencia de dos placas, la colisión provocará que una de ellas se “monte” sobre la otra. A este fenómeno se le conoce como subducción .

En

los bordes de las placas donde se produce esta subducción se genera gran actividad sísmica y volcánica. En estos bordes de subducción se produce el levantamiento de la corteza, dando pie a la formación de las cordilleras (orogenia ) y de los arcos insulares.

II. TECTONISMO


Movim ientos divergentes

II. TECTONISMO


Movim ientos divergentes

II. TECTONISMO


M o v i m i e n t o s c o n v e r g en t e s : s u b d u c c i ó n

II. TECTONISMO


M o v i m i e n t o s c o n v e r g en t e s : s u b d u c c i ó n

II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS caso nacional más significativo de subducción es el que se produce entre la Placa de Nazca y la Placa Sudamericana , dando origen a la formación de la Cordillera de los Andes, cuya elongación ocurre en forma paralela al borde del continente.

El

Esto

también da origen a la formación de un arco volcánico en el sur del Perú, aunque la actividad volcánica, especialmente en el Terciario, ha sido permanente, inclusive, en el norte del país, lo que se evidencia por la gran cantidad de formaciones volcánicas en dicho período. proceso de subducción es también el causante de la intensa actividad sísmica en nuestro territorio.

Este

II. TECTONISMO


Subd ucc ión en la Placa de Nazca: Form ación de la Cordillera de los An des

II. TECTONISMO


Subd ucc ión ión en la Placa Pl aca de Nazca Na zca:: Form ación ación de la Cordillera de los An des

II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS 2.7.4. BORDES DE LAS PLACAS TECTÓNICAS los bordes de las placas donde se producen los procesos divergentes se les conoce como bordes constructivos o bordes divergentes .

A

B o r d e c o n s t r u c t i v o o d i v e r g en en t e

II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS Por

otra parte, existen bordes en donde se produce la colisión de placas y se generan procesos convergentes convergentes ; a bordes destruct destructiv ivos os o esos bordes se les denomina bordes bordes convergentes convergentes .

Estos

bordes destructivos son de tres tipos.

uno de estos tipos se produce la convergencia entre una corteza oceánica y una corteza cor teza continental .

En

II. TECTONISMO


Bo rde destru ctivo o con vergente entre una p laca oceánica y un a con tinental

II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS otro tipo se produce la convergencia entre dos cortezas oceánicas .

En

Bo rde destru ctiv o o co nv ergente entre do s placas o ceánic as

II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS en otro tipo se produce la convergencia entre dos cortezas continentales .

Finalmente,

Bo rde destructivo o co nvergente entre dos placas contin entales

II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS También

existen otro tipo de bordes entre placas, conocidos como bordes pasivos o bordes conservadores , que son zonas donde las placas litosféricas se deslizan una al lado de la otra, sin interactuar entre ellas.

Este

desplazamiento se realiza mediante un tipo de falla que se denomina falla transformante .

fallas transformantes pueden conectar dos bordes divergentes , dos bordes convergentes o un borde convergente con otro divergente .

Las

II. TECTONISMO


Bo rde pasivo o con servador: Falla transform ante

II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS existen los llamados puntos calientes , que son regiones en donde se presenta una importante actividad volcánica que no está asociada con ningún borde, formando islas volcánicas aisladas de cualquier arco.

Finalmente,

Punto s calientes

II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS 2.7.5. CONSIDERACIONES FINALES partir de la teoría de la tectónica de placas se asocia los movimientos de las placas litosféricas con la ocurrencia de magmatismo y de sismicidad en todo el planeta.

A

Se

considera que existen 15 placas mayores en toda la litósfera.

Se

estima la velocidad del movimiento de las placas en un promedio de 2.4 cm/año a 2.5 cm/año.

En

el caso particular de la Placa Sudamericana, la velocidad del movimiento en dirección hacia el oeste, sin embargo, ha sido estimado entre 7 cm/año y 9 cm/año.

II. TECTONISMO


Placas tectónicas, magm atismo y s ism icidad

III. MAGMATISMO: PLUTONISMO Y VULCANISMO

3.1. MAGMATISMO: EL MAGMA llama magmatismo al desarrollo y movimiento del magma y su solidificación en rocas ígneas. Es una teoría que postula que todas las rocas ígneas se formaron a partir de la solidificación del magma . En síntesis, el magmatismo se refiere a todo el complicado conjunto de procesos en los que intervienen los materiales de la Tierra cuando se encuentran fundidos o en forma de magma .

Se

Magma es

el nombre que recibe la materia rocosa fundida. Es una masa ígnea en fusión que existe en el interior de la tierra; es la solución madre de las rocas ígneas.

magma es una mezcla multifase de material rocoso fundido, de composición preferentemente silícea, que contiene gases, vapor de agua y minerales sólidos dispersos en suspensión. Es un material líquido pastoso (muy denso y

El


3.1. MAGMATISMO: EL MAGMA

El magm a


3.1. MAGMATISMO: EL MAGMA

Ubicación del magm a


3.1. MAGMATISMO: EL MAGMA magma se localiza en el interior de la Tierra, a elevadas temperaturas y fuertes presiones.

El

Su

ubicación se encuentra focalizada en la astenósfera, por debajo de la corteza basáltica. se estima que hay presencia de magma en la capa D, es decir, en la zona de contacto entre el manto inferior y el núcleo exterior.

También

La

temperatura del magma suele encontrarse entre los 700 C y 1,500 C.

En

su composición hay presencia de gases ricos en H, O, C, S y Cl y material sólido como cristales y fragmentos de roca; los silicatos se encuentran en fase fundida.


3.2. FASES O ESTADOS DE LA COMPOSICIÓN DEL MAGMA El •

•

•

magma presenta las tres fases: sólida, fundida y gaseosa.

Fase sólida: Formada por minerales que ya han cristalizado a la temperatura en que se encuentra el magma (los de mayor punto de fusión) y/o por restos de roca sin fundir (relictos). Fase fundida: Contiene principalmente iones de SiO -4 y, en menor cantidad, AlO -5, así como iones metálicos (Na +, K+, Ca+2, Mg+2 y Fe +2). Fase gaseosa: Gases contenidos a presión. El 90% es vapor de agua, seguido de cantidades menores de O 2, HCl, HF, S, SO2, N2, Ar y H2BO3.


3.2. FASES DE LA COMPOSICIÓN DEL MAGMA

Fases del magm a


3.3. GENERACIÓN DEL MAGMA La

fuente de calor que genera el magma es un tema que se presta a múltiples especulaciones.

Objetivamente,

a cierta profundidad, la temperatura es tal que todas las rocas deberían estar fundidas; sin embargo, la presión de las rocas suprayacentes (presión litostática) impide su fusión. Una reducción de esta presión puede originarla.

Se

calcula que la temperatura aumenta aproximadamente 3 C cada 100 m de profundidad ( gradiente geotérmico ). Este incremento no es fijo y depende de diversos factores.

En

síntesis, son tres los sistemas que pueden producir magma: el aumento de temperatura, la disminución de la presión y la adición del agua.


3.3. GENERACIÓN DEL MAGMA Las

principales teorías que explican las fuentes generadoras del magma son: •

•

•

Teoría del calor residual: Supone que si la Tierra fue en un tiempo una esfera incandescente, debe conservar algo de ese calor. Teoría de la compactación y contracción: Sostiene que la contracción y compactación de la Tierra por enfriamiento habría aumentado la presión interna, manteniendo o aumentando el calor. Teoría de la radioactividad: Sostiene que existe conservación de energía en el interior del planeta por la fisión de elementos inestables.


3.3. GENERACIÓN DEL MAGMA

Generación del magm a


3.4. FASES O ETAPAS DE CONSOLIDACIÓN DE UN MAGMA Se

producen tres fases sucesivas delimitadas por intervalos de temperatura y que presentan caracteres especiales: •

•

•

Fase ortomagmática: Constituye la fase principal de la cristalización magmática. Abarca desde el origen del magma hasta que su temperatura desciende a los 500 C. Fase pegmatítica –n eumatolítica: Tras la fase anterior, queda un líquido residual rico en volátiles; aquí se produce la cristalización de micas, feldespatos y cuarzo, y se originan las pegmatitas. Temperatura de 500 C a 400 C. Fase hidrotermal: Se produce entre 400 C y 100 C. Una solución residual rica en agua escapa por las grietas y cavidades de las rocas cercanas. Parte de esas soluciones llega a superficie en forma de géiseres, fuentes termales o


3.5. DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA Mediante

este proceso, el magma, que inicialmente se encontraba homogéneo, se separa en fracciones de diferente composición.

Son

varios los mecanismos que explican la diferenciación magmática: •

•

•

Migración de iones y moléculas complejas dentro del magma, como consecuencia de los gradientes de temperatura. Transferencia gaseosa, mediante la que las burbujas de gas pueden colectar y transportar constituyentes más volátiles. Cristalización fraccionada del magma, siendo éste el más importante de los mecanismos A medida que la


3.5. DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA

Diferenciación mag m ática: La c ristalización del m agm a


3.6. SERIE DE BOWEN

La Serie de Bow en


3.6. SERIE DE BOWEN

La Serie de Bow en


3.7. ZONAS DE CONSOLIDACIÓN DEL MAGMA Al

perder temperatura y movilidad, el magma se puede consolidar tanto en el interior de la corteza terrestre, en cavidades de variado tamaño y forma, como sobre su superficie.

Por

ser más ligero y móvil que la roca sólida, el magma tiende a elevarse por la corteza terrestre desde receptáculos profundos llamados cámaras magmáticas .

Cuando

llega a profundidades someras donde pueden existir fracturas en las rocas suprayacentes, el magma se mueve con mayor facilidad. Irrumpe como lava cuando llega a superficie, pero también puede enfriarse y consolidarse a cualquier profundidad.


3.7. ZONAS DE CONSOLIDACIÓN DEL MAGMA De

esta forma, tenemos un magma consolidado a profundidad que origina las rocas ígneas intrusivas o plutónicas, un magma que se consolida a profundidades someras que origina las rocas hipabisales, y por último, un magma que rompe la cobertura de las rocas suprayacentes y llega a la superficie originando, al consolidarse, las rocas ígneas extrusivas o volcánicas.

En

la imagen que sigue a continuación se pueden apreciar los diferentes niveles en los que el magma, por variación de las condiciones físico –químicas, se consolida.

Estas

condiciones que permiten la consolidación del magma en los diferentes niveles son: temperatura, presión, composición del magma y constitución de las rocas preexistentes, principalmente.


3.7. ZONAS DE CONSOLIDACIÓN DEL MAGMA

Zonas d e co nso lidación del m agma: estructuras plu tónicas y volc ánicas


3.7. ZONAS DE CONSOLIDACIÓN DEL MAGMA Al

bajar la temperatura en forma gradual se forman los primeros cristales, hasta llegar al punto en que el magma se solidifica, originándose así un plutón.

En

el caso de que el magma llegue a la superficie, la temperatura baja súbitamente y se forman las lavas y las rocas extrusivas.

La

presión es un factor importante por cuanto de ella depende la temperatura; en zonas profundas, aún cuando la temperatura es muy alta, no ocurre la fusión de las rocas preexistentes porque la presión es también alta.

Conforme

al magma asciende, la presión va disminuyendo gradualmente.


3.8. TIPOS DE MAGMATISMO Según

sea la zona de consolidación del magma, son dos los tipos de magmatismo que se presentan: magmatismo intrusivo o plutonismo , que ocurre en el interior de la litósfera; y magmatismo extrusivo o vulcanismo , sobre la superficie terrestre.

Magmatismo


3.8. TIPOS DE MAGMATISMO

Magmatismo


3.9. PLUTONISMO

denomina plutonismo o magmatismo intrusivo al emplazamiento del magma en estructuras conformadas por cavidades de variado tamaño y forma, limitadas estas estructuras por las condiciones que ofrecen las formaciones de las rocas preexistentes. Dichas estructuras son conocidas como plutones .

Se

El

enfriamiento y la consolidación del magma debajo de la superficie terrestre va a dar origen a la ocurrencia de rocas ígneas intrusivas o plutónicas , las que ocurren formando los ya mencionados plutones .

plutones se clasifican como: plutones concordantes y plutones discordantes . Los segundos cruzan una estructura de roca preexistente, mientras que los primeros se conforman de manera direccional con las rocas circundantes.

Los


3.9. PLUTONISMO

3.9.1. ESTRUCTURAS PLUTÓNICAS Plutones discordantes •

•

Batolitos: Son intrusiones ígneas con extensiones superiores a los 100 Km 2 de superficie. Generalmente se amplían hacia la base y su profundidad es desconocida. Se originan principalmente durante los períodos de formación de montañas, tomando formas alargadas y posiciones paralelas a las cordilleras. Su techo es irregular. Stocks: Son intrusiones ígneas cuyas extensiones son menores de 100 Km2, es decir, de menor escala respecto de los batolitos. Los de forma circular o elíptica probablemente fueron cámaras que alimentaron antiguos volcanes.


3.9. PLUTONISMO •

Diques: Son plutones discordantes de forma tabular. Están compuestos de magma que fluyó a través de fracturas preexistentes o abiertas por la fuerza del magmatismo. Tienen poco espesor, pero pueden ser persistentes en altura y alcanzar grandes longitudes.

Plutones concordantes •

•

Sills: Son estructuras plutónicas de forma tabular, inyectadas a favor de estructuras en capa, es decir, paralelas a las capas de la roca encajonante. Lacolitos: Son estructuras plutónicas semejantes a los sills, pero con techo abovedado, es decir, gruesas en el centro y estrechas en los bordes, planas en la base y convexas en la parte superior, a manera de un hongo.


3.9. PLUTONISMO

Estructuras plu tónicas


3.9. PLUTONISMO

3.9.2. CASOS NACIONALES •

Batolitos: Los casos nacionales más representativos de batolitos son: el Batolito de la Costa , con una extensión de 1,200 Km de largo y un ancho promedio de 70 Km, emplazado en dirección andina (NNW –SSE), con dataciones que lo ubican entre el Carbonífero inferior (300 ma) y el Triásico inferior (250 ma), y que se encuentra totalmente expuesto desde el sur de Lima hasta el norte de Arequipa; el Batolito de la Cordillera Blanca , con una extensión superficial de 300 Km x 200 Km, emplazado en la dirección andina, en el Mioceno (16 ma a 2.7 ma), en la Región Ancash; y el Batolito de Pataz , también emplazado con elongación en la dirección andina, en la Región La Libertad, con longitudes de 160 Km x 5 Km, datado en el Mississipiano (329 ma).


3.9. PLUTONISMO

Batolito d e la Costa


3.9. PLUTONISMO

Bato lito de la Cos ta: Cuadr o c ron oestr atigráfico


3.9. PLUTONISMO

Batolito d e la Cordillera Blanca


3.9. PLUTONISMO

Batolito de Pataz


3.9. PLUTONISMO •

•

Stocks: En el Perú afloran muchas intrusiones menores, como por ejemplo el Granito Tarma , el Granito La Merced , la Sienita Macusani , la Adamelita Pacococha y el Plutón de Balsas , entre otros. Estos stocks son de composiciones, formas y edades diversas y se encuentran emplazados por todo el país, principalmente a lo largo de la Cordillera de los Andes, pero también en la costa peruana. Diques: También es innumerable la cantidad de diques que ocurren a lo largo y ancho del territorio peruano, pero es tal vez el más conocido el dique fallado que aflora cortando a las formaciones sedimentarias en el Morro Solar , en Lima.


3.9. PLUTONISMO

Dique fallado del Morro Solar


3.9. PLUTONISMO

Dique fallado del Morro Solar


3.10. VULCANISMO

denomina vulcanismo o magmatismo extrusivo al emplazamiento del magma sobre la superficie de la corteza terrestre, ocupando grandes extensiones de corrientes lávicas , cenizas volcánicas o depósitos piroclásticos .

Se

vulcanismo se origina cuando el magma desgasificado adquiere una movilidad tal que irrumpe en la litósfera, provocando la salida de la masa incandescente a través de estructuras de formas geométricas particulares conocidas como volcanes .

El

este magma desgasificado se le conoce con el nombre de lava , que experimenta presiones atmosféricas que hacen que durante su ascenso pierda los gases que conformaban su composición.

A


3.10. VULCANISMO

Vulcanismo


3.10. VULCANISMO

Posteriormente, las temperaturas ambientales serán responsables de un rápido enfriamiento de las lavas que afloran por los volcanes .



dará origen a la formación de rocas ígneas extrusivas o volcánicas .

Esto

Una

característica principal de las formaciones que conforman las rocas volcánicas es la manera en que se depositan, semejante a las formaciones de depósitos sedimentarios. característica que distingue a las rocas volcánicas de las rocas intrusivas es que el rápido enfriamiento de las primeras origina masas de apariencia más homogénea en relación a las segundas.

Otra


3.10. VULCANISMO

3.10.1. FORMACIONES VOLCÁNICAS estructuras o formaciones volcánicas son generalmente depósitos de corrientes de lava o depósitos de material proyectado (material piroclástico), conformado por fragmentos de roca preexistente que fueron arrastrados durante el ascenso del magma.

Las

Estas

estructuras tienen una forma tabular subhorizontal, a manera de capas, formando seudoestratos .

Estas

formas tabulares, sin embargo, no tendrán espesores homogéneos, pues cerca de los conos volcánicos los grosores serán mayores, mientras que en los extremos las formaciones volcánicas serán más angostas, hasta prácticamente desaparecer


3.10. VULCANISMO

Elem ento s d e un vo lcán


3.10. VULCANISMO

3.10.2. VOLCANES: DEFINICIÓN, FORMAS Y TIPOS volcán es una estructura geológica por la que emergen hacia superficie lavas, cenizas volcánicas y gases del interior del planeta.

Un

El

ascenso ocurre generalmente en episodios de emisiones de actividad violenta denominados erupciones , las que varían en intensidad, duración y frecuencia. estas estructuras, los productos de las erupciones se acumulan alrededor de un ducto central, desarrollando una forma de colina o montaña con características particulares.

En

la cima se encuentra el cráter , que es una depresión que constituye el extremo de la chimenea , por donde se expelen

En


3.10. VULCANISMO

Cr áter d e u n v o lc án


3.10. VULCANISMO

3.10.2. VOLCANES: DEFINICIÓN, FORMAS Y TIPOS cámara magmática es una cavidad que se encuentra en profundidad, conteniendo a la roca fundida.

La

cono volcánico consiste en una colina formada a partir de la acumulación de los productos de la erupción.

El

cono volcánico suele presentar una estructura secundaria llamada cono adventicio o parásito .

Este

coladas de lava y las nubes de cenizas son los productos eyectados por los volcanes . Los primeros discurren por las laderas de los conos , mientras que los segundos se elevan a la atmósfera, para luego caer por gravedad y depositarse sobre la corteza.

Las


3.10. VULCANISMO

Co rte d e u n vo lc án


3.10. VULCANISMO

Co rte d e u n vo lc án


3.10. VULCANISMO

3.10.2. VOLCANES: DEFINICIÓN, FORMAS Y TIPOS De

acuerdo a la forma que desarrollan, los volcanes suelen ser de tres tipos: •

•

•

Conos de escoria: Se forman en lugares donde las erupciones son de tipo explosivo (cenizas, lapilli, etc.); sus pendientes pueden alcanzar los 40 de inclinación. Volcanes en escudo: Se forman en lugares donde la lava es expulsada en forma fluida; su base es muy amplia y sus laderas rara vez exceden los 10 de inclinación. Estratovolcanes: También conocidos como volcanes compuestos , son aquellos que alternan erupciones explosivas y erupciones tranquilas.


3.10. VULCANISMO

C o n o d e es c o r i a


3.10. VULCANISMO

Vol c án en es c u d o


3.10. VULCANISMO

Es tr ato v o lc án


3.10. VULCANISMO

3.10.3. ERUPCIONES VOLCÁNICAS Aún

cuando la actividad volcánica es continua desde su aparición hasta su extinción, los efectos de las erupciones volcánicas aparecen intermitentemente.

En

determinado momento puede prevalecer un vulcanismo de tipo explosivo (generalmente acompañado de material piroclástico) o de tipo tranquilo , en el que la eyección de material volcánico no produce estruendo; pero la clase e intensidad de la actividad volcánica puede variar e incluso tornarse cíclica, sin obedecer a ninguna ley de periodicidad.

Las

primeras etapas de una erupción están marcadas generalmente por terremotos preliminares, por agrietamiento del terreno, por la aparición de manantiales calientes o por el


3.10. VULCANISMO

3.10.3. ERUPCIONES VOLCÁNICAS de una erupción volcánica , la condensación del vapor de agua de la atmósfera produce lluvias torrenciales.

Después

La

temperatura, la composición, la viscosidad y los elementos disueltos de los magmas son los factores fundamentales de los que depende los tipos de explosividad y la cantidad de productos volátiles que acompañan a una erupción volcánica : •

Tipo hawaiana: Se caracteriza por su régimen tranquilo y sus lavas son bastante fluidas, debido a su composición básica, escasa en gases explosivos, las mismas que se desbordan cuando rebasan el cráter y se deslizan con facilidad por las laderas del volcán; sus temperaturas son


3.10. VULCANISMO

Erupción tipo hawaiana


3.10. VULCANISMO

3.10.3. ERUPCIONES VOLCÁNICAS •

•

Tipo estromboliana: Se caracterizan por sus explosiones espaciadas de ritmo regular Sus lavas son fluidas, de composición básica, pero de menor movilidad que en el caso anterior, con desprendimientos gaseosos abundantes y violentos, con proyecciones de escorias, bombas y lapillis (no se forman cenizas), con temperaturas de aproximadamente 1,000 C. Ejemplo: Volcán Estrómboli (Sicilia, Italia). Tipo vulcaniana: Se desprenden grandes cantidades de gases de un magma poco fluido, que se consolida con rapidez, pero los gases que se desprenden rompen las lavas solidificadas; las explosiones son muy fuertes, produciendo mucha ceniza lanzada al aire con otros materiales


3.10. VULCANISMO

E ru p c i ó n t i p o e s t ro m b o l i a n a


3.10. VULCANISMO

Erupción tipo vulcaniana


3.10. VULCANISMO


•

Tipo vesubiana: Llamada también pliniana . La presión de los gases es muy fuerte y produce explosiones muy violentas. Forma nubes ardientes que, al enfriarse, producen precipitaciones de cenizas, que pueden llegar a sepultar ciudades, como ocurrió con Pompeya y Herculano. Ejemplo: Volcán Vesubio (Nápoles, Italia). Tipo peleana: O también efusiva . Su lava es extremadamente viscosa y consolida con gran rapidez, llegando a tapar por completo el cráter, formando un pitón o aguja; la enorme presión de los gases sin salida provoca una explosión que levanta el pitón o destroza la parte superior de la ladera, formando gigantescas nubes ardientes. Ejemplo: Volcán Mont Pelée (Isla Martinica,


3.10. VULCANISMO

E r u p c i ón t i p o v e s u b i a n a o p l i n i an a


3.10. VULCANISMO

Erupción tipo p eleana o efusiva


3.10. VULCANISMO


•

Tipo krakatoana: Origina tremendas explosiones y enormes maremotos. Se cree que este tipo de erupciones son debidas al contacto entre la lava ascendente con el agua o con rocas mojadas. Ejemplo: Volcán Krakatoa (Estrecho de la Sonda, Indonesia) cuya explosión de 1883 fue la más formidable de las conocidas hasta la fecha. Tipo freato – magmática: O surtseyana . Sus explosiones son extremadamente violentas, ya que a la energía propia del volcán se le suma la expansión del vapor de agua súbitamente calentado. No presentan emisiones de lava ni extrusiones de roca. Sus volcanes se encuentran en aguas someras o presentan un lago en el interior del cráter.


3.10. VULCANISMO

Erupción tipo krakatoana


3.10. VULCANISMO

–m agm átic a o su rts eyan a Erupción tipo freato


3.10. VULCANISMO


Erupciones submarinas: En el fondo oceánico se producen erupciones volcánicas cuyas lavas, si llegan a la superficie, pueden formar islas volcánicas. Estas erupciones son más frecuentes que las ocurren en las superficies emergentes, sin embargo, pasan inadvertidas porque la presión elevada del agua en las zonas abisales provoca la disolución de los gases y detiene las proyecciones; así es como ningún signo de la erupción puede verse en la superficie del mar (caso contrario ocurre en el fondo de los lagos, donde las erupciones son observables en la superficie). Suelen ser de corta duración en la mayoría de los casos, debido al equilibrio isostático de las lavas al enfriarse, entrando en contacto con el agua, y por la erosión marina Algunas islas actuales como las


3.10. VULCANISMO

E r u p c i ón s u b m a ri n a


3.10. VULCANISMO

3.10.4. CASOS NACIONALES En

el Perú existen varias formaciones volcánicas que evidencian un vulcanismo activo en nuestro territorio en el pasado, principalmente en el Terciario.

Las

formaciones terciarias se caracterizan por haber sido depositadas en cuencas de ámbito continental. Son ejemplo de este vulcanismo terciario el Grupo Calipuy , el Grupo Tacaza , la Formación Huaylillas , el Grupo Maure , la Formación Sencca , la Formación Capillune y el Grupo Barroso .

También

contamos con ejemplos de vulcanismo desarrollado en el Mesozoico, formadas en ambientes marinos, como la Formación Chocolate la Formación Oyotún el Grupo


3.10. VULCANISMO Por

otro lado, contamos también con una gran cantidad de volcanes, algunos de ellos extintos o dormidos y otros actualmente en actividad, los que se ubican fundamentalmente en la zona sur de la Cordillera de los Andes Peruanos. volcán más representativo es el Volcán Misti , sin embargo, existen varios otros, como los Volcanes Solimana , Coropuna , Sabancaya , Ampato , Chachani , Ubinas , Huaynaputina , Ticsani , Tutupaca , Yucamane , Purupuruni y Casiri .

El

todos ellos, el Volcán Ubinas es el que está siendo objeto de mayor cantidad de monitoreos en la actualidad, debido a evidencias de actividad que presentadas en los años recientes.

De


3.10. VULCANISMO

Volc anes en el Perú


3.10. VULCANISMO

Vo lc án Mi s ti


3.10. VULCANISMO

Vol c án Ub in as


3.10. VULCANISMO

Vol c án Ub in as

IV. DIASTROFISMO Y SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO Es

el conjunto de movimientos tectónicos horizontales, verticales y tangenciales que ocasionan deformaciones en la corteza terrestre por efecto de los esfuerzos mecánicos originados durante el desarrollo de los procesos dinámicos ocurridos en el planeta.

Estos

movimientos se desarrollan en forma lenta pero continua y regional y las deformaciones de las rocas se producen en función de la intensidad de los esfuerzos y de la elasticidad de las rocas. deformaciones son de dos tipos: deformaciones continuas (pliegues) y deformaciones discontinuas (discontinuidades como fallas y junturas).

Las


4.1. DIASTROFISMO 4.1.1. DEFORMACIONES CONTINUAS: PLIEGUES pliegues son deformaciones de las rocas estratificadas debidas a la presencia de esfuerzos compresivos, a las propiedades plásticas de tales rocas y a las condiciones de elevada presión reinante.

Los

pliegues toman formas onduladas y se denominan anticlinales cuando la convexidad se presenta en la parte superior o sinclinales cuando la convexidad se desarrolla en la parte inferior. También existen otra formas plegadas, como los domos, los homoclinales, los monoclinales, etc.

Los

elementos de un pliegue son: eje axial , charnela o cresta , núcleo y flancos .

Los


4.1. DIASTROFISMO

Blo ck diagrama de pliegues sinc linales y anticlinales


4.1. DIASTROFISMO

Pliegu es sinclin ales y anticlinales


4.1. DIASTROFISMO

E le m e n t o s d e u n p l i eg u e


4.1. DIASTROFISMO

Pliegu es en el Morro Solar


4.1. DIASTROFISMO 4.1.2. DEFORMACIONES DISCONTINUAS: FALLAS fallas son estructuras de deformación en donde, a través de un plano denominado plano de falla , ocurre un desplazamiento de un bloque de roca con respecto de otro bloque colindante al anterior.

Las

Las

fallas ocurren cuando actúan fuerzas de gran intensidad, en un escenario en el que los esfuerzos producidos por la energía interna de la tierra se van acumulando al punto tal que fracturan la roca.

Son

varios los tipos de fallas, sin embargo mencionaremos sólo dos de ellos: fallas inversas y fallas normales .


4.1. DIASTROFISMO

Blo ck diagrama de un a falla


4.1. DIASTROFISMO

Falla


4.1. DIASTROFISMO elementos que caracterizan a una falla son: plano de falla , salto de falla , escarpes y estrías de fallas , orientación (rumbo y buzamiento) y labios o bloques .

Los

una falla normal , uno de los labios o bloques se hunde o se desliza a favor del plano de falla. Se producen movimientos de distensión por efecto de esfuerzos tensionales y la superficie del terreno se incrementa.

En

una falla inversa , por el contrario, uno de los labios o bloques se eleva (se “monta”) en contra del plano de falla. Se generan movimientos de contracción por efecto de esfuerzos compresivos y, en consecuencia, se produce una disminución del terreno.

En


4.1. DIASTROFISMO

Elemento s d e una falla


4.1. DIASTROFISMO



4.1. DIASTROFISMO



4.1. DIASTROFISMO

Falla inv ersa


4.1. DIASTROFISMO

Falla norm al


4.1. DIASTROFISMO

Falla inversa, falla normal y falla de rumb o


4.1. DIASTROFISMO

Fallas


4.1. DIASTROFISMO También

ocurren estructuras tectónicas dimensiones, como los graben y los horst .

de

grandes

graben o fosa tectónica es un estrecho y largo bloque limitado por fallas normales, que ha descendido con respecto a los bloques laterales.

Un

horst o pilar tectónico es un bloque alargado, también limitado por fallas normales, que ha ascendido con respecto a los bloques que lo flanquean.

Un


4.1. DIASTROFISMO

Estructuras tectónicas: graben y ho rst


4.1. DIASTROFISMO

Falla en el Morr o So lar


4.1. DIASTROFISMO

Fallas en la p lac a o ceán ic a


4.2. SISMICIDAD sismo es una manifestación de movimientos rápidos de las fallas que separan bloques rocosos de comportamiento elástico, condición necesaria para dar lugar a la ocurrencia de trenes de ondas.

Un

El

estudio de la distribución de los focos sísmicos permite localizar las fallas actualmente en actividad, así como las zonas en que el comportamiento de las rocas es elástico.

epicentros se localizan en la superficie terrestre, en la vertical de los hipocentros o focos . La distancia entre ambos es la profundidad .

Los

sismo puede ser superficial , intermedio o profundo , según que el foco se encuentre a un a profundidad menor de 60 Km, entre 60 Km y 300 Km, o mayor de 300 Km,

Un


4.2. SISMICIDAD

Relación entre fallamiento y s ism icidad


4.2. SISMICIDAD

E l em e n t o s d e u n s i s m o


4.2. SISMICIDAD magnitud de un sismo está asociada a la cantidad de energía liberada durante la ocurrencia de un movimiento sísmico. Se obtiene a través de cálculos de parámetros cuantitativos que se obtienen de las mediciones que se realizan con sismógrafos. Se emplea la escala sismológica de Richter para su definición.

La

intensidad , por el contrario, no es un valor cuantitativo, sino un parámetro subjetivo que se asocia a la sensibilidad de las personas y a la reacción de los objetos y las estructuras. Se mide a través de la escala sismológica de Mercalli modificada .

La


4.2. SISMICIDAD

Sismograma


4.2. SISMICIDAD

Escala de magn itudes d e Richter


4.2. SISMICIDAD

Escala de intensid ades de Mercalli


4.3. FALLAMIENTO Y SISMICIDAD EN EL PERÚ En

el Perú, la ocurrencia de la actividad sísmica es frecuente, debido principalmente a los movimientos de subducción de la Placa de Nazca por debajo de la Placa Sudamericana .

Estos

movimientos sísmicos están estrechamente ligados al fallamiento que afecta a la roca. falla más notable en nuestro territorio es la Falla de Nazca . Sin embargo, hay sistemas de fallas que recorren la dirección andina (NNW –SSE), especialmente en la zona de la Cordillera de los Andes .

La

Los

sismos más notables ocurridos en nuestro país serían: el sismo del 15/Agosto/2007 , que tuvo como epicentro el litoral frente a las costas de Pisco , y el sismo del 31/Mayo/1970 , focalizado también en el litoral frente a las


4.2. SISMICIDAD

Mo ni to reo d e la activi dad sísm ica en el Perú

Procesos geológicos de geodinámica interna

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