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PROCESOS GEOLÓGICOS
DE GEODINÁMICA
INTERNA
LACHERRE PUJADA José Antonio
INGENIERO GEÓLOGO
CONSULTOR GEOTÉCNICO – GEOMECÁNICO
CIP 067296
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.1. GEODINÁMICA O GEOLOGÍA DINÁMICA
Definición: 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 acciónde 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).
Tanto los procesos endógenos como los procesos
exógenos son los causantes del relieve actual del planeta,
así como de los paleorelieves, es decir, los relieves antiguos.
Es decir, que los procesos geodinámicos en su conjunto
son los responsables de la fisiografía del globo terráqueo.
1.2. GEODINÁMICA EXTERNA Y GEODINÁMICA INTERNA
La Geodinámica Externa estudia los procesos
exógenos, sus causas y sus consecuencias, de la misma
manera que la Geodinámica Interna estudia lo propio en
los procesos endógenos.
Pero existe una diferencia fundamental entre ambascategorías de fenómenos: los procesos exógenos pueden
observarse y estudiarse en la superficie terrestre, en tantoque los procesos endógenos no son directamente
observables y sólo se puede deducir su mecanismo por
métodos indirectos, mediante la interpretación de sus efectos
sobre los materiales que conforman el planeta.
Por ello, en el campo de la Geodinámica Interna las
teorías se han ido sucediendo unas a otras, a medida que han
progresado nuestros conocimientos de las zonas más
profundas.
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.3. PROCESOS DE GEODINÁMICA INTERNA
La Geodinámica Interna se encarga del estudio de los
procesos que han dado lugar a la formación de la estructura
de la Tierra.
Estos procesos endógenos tienen su origen en la energía
acumulada en el interior del globo terrestre.
Dichos procesos están muy relacionados entre sí, de manera
que resulta imposible estudiarlos de forma separada.
Los principales procesos endógenos son: el tectonismo
(movimientos orogénicos y epirogénicos), el magmatismo
(plutonismo y vulcanismo), el diastrofismo y la actividad
sísmica.
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.3. PROCESOS DE GEODINÁMICA INTERNA
Se puede describir a estos procesos endógenos en base a
la siguiente explicación:
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
Es 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.
Estructura interna de la Tierra
I. CONCEPTOS
GENERALES
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.
Estructura interna de la Tierra: Zonas concéntricas
I. CONCEPTOS
GENERALES
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
El 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).
Identificación de zonas por métodos sísmicos
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
Tales límites reciben el nombre de discontinuidades.
Discontinuidades
I. CONCEPTOS
GENERALES
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.
I. CONCEPTOS
GENERALES
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.
Estructura interna, composición y comportamiento mecánico de la Tierra
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
El radio terrestre tiene aproximadamente 6,370 Km. La
densidad promedio es de 5.52 gr/cm3; ya que las rocas de la
superficie tienen gravedades específicas entre 2.5 gr/cm3 y
3.0 gr/cm3, es evidente que el material infrayacente tiene
densidades mayores.
Estructura interna de la Tierra: Profundidades
I. CONCEPTOS
GENERALES
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.
I. CONCEPTOS
GENERALES
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/cm3).
Existen dos modelos que explican la estructura ycomposición 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.
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
Modelo estático y modelo dinámico
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
1.4.1. MODELO ESTÁTICO O GEOQUÍMICO
Llamado 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 seestructure formando tres capas: corteza, manto y núcleo.
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
están separadas por la Discontinuidad de Conrad.
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
Modelo geoquímico o estático
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
• También se suele hablar de corteza continental 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/cm3. 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/cm3. Su composición es
mayoritariamente basáltica (sílice y magnesio). Su edad es
mucho más joven, con dataciones de 180 ma en las rocas
más antiguas.
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
La corteza terrestre en el contexto de la estructura interna de la Tierra
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
La corteza terrestre: 1. corteza continental; 2. océano; 3. manto externo; 4. corteza
oceánica
I. CONCEPTOS
GENERALES
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 laDiscontinuidad de Mohorovicic, 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/cm3 a 5.7 gr/cm3.
• Se encuentra dividida en dos zonas: 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.
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
El manto terrestre en el contexto de la estructura interna de la Tierra
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN 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/cm3 a 4.5gr/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/cm3 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.
I. CONCEPTOS
GENERALES
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/cm3 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.
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
• 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 contexto de la estructura interna de la Tierra
I. CONCEPTOS
GENERALES
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.
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
Estructura interna de la Tierra: comparación entre el modelo estático y el modelo
dinámico
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
• Se habla de litósfera continental al conjunto formado por
la corteza continental y parte del manto en estado sólido, yde 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.
I. CONCEPTOS
GENERALES
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.
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
La astenósfera en el contexto de la estructura interna de la Tierra
I. CONCEPTOS
GENERALES
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 Kminferiores, hay una región conocida como capa D o zona
D, donde la velocidad de las ondas “P” experimenta un
descenso importante. Este descenso de velocidad se podría
explicar si el manto inferior se encontrara parcialmente
fundido.
• De ser cierto, es posible que desde esas zonas fundidas
asciendan plumas o penachos de magma a través del manto
sólido y lleguen a la superficie. Esto podría explicar la
formación de islas como Hawaii, asociadas a puntos
calientes.
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
La mesósfera en el contexto de la estructura interna de la Tierra
I. CONCEPTOS
GENERALES
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
puede haber corrientes de convección que explicarían la
existencia del campo magnético terrestre.
• Estas corrientes estarían provocadas por la diferencia de
temperaturas causadas por la distinta acumulación de
elementos radioactivos.
• Los materiales más calientes ascenderían hacia la parte
superior de la endósfera, enfriándose por el contacto con la
mesósfera, y posteriormente descenderían al núcleo interno
arrastrados por corrientes frías.
I. CONCEPTOS
GENERALES
1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
Estructura interna de la Tierra: comparación entre el modelo estático y el modelo
dinámico
II. TECTONISMO
2.1. ACTIVIDAD TECTÓNICA
2.1.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS
El 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).
Los movimientos tectónicos producen deformaciones en
las rocas de la corteza terrestre; esto se conoce comodiastrofismo, y son: pliegues, fallas y el levantamiento o
asentamiento de las rocas.
Estos movimientos tectónicos son de dos tipos:
movimientos epirogénicos y movimientos orogénicos.
Dichos movimientos dan origen a dos tipos de zonas: zonas
cratógenas y zonas orógenas.
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 lavertical, los movimientos epirogénicos, los que, aunque
extremadamente lentos, tienen gran importancia en la
dinámica del conjunto de la corteza terrestre.
II. TECTONISMO
2.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS
• 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
2.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS
• 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
2.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS
• 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 talesestructuras, los movimientos orogénicos -en
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
fisiografía es de carácter suave y uniforme.
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 o volcánica- se
manifiesta en sus diversas formas.
II. TECTONISMO
2.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS
Cordillera de los andes
Zona orógena Brasil
Zona Cratógena
Océano Pacífico
Océano Pacífico
Zona orógena y zona cratógena en el Continente 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 cadauna 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.
Esta 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.
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
Block diagrama esquemático del movimiento de las placas tectónicas y su
relación con el magmatismo y el diastrofismo
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 geofísicoalemán 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 llamóPANGEA (toda la tierra), rodeado de un vasto océano,
denominado PANTHALASA.
II. TECTONISMO
2.4. DERIVA CONTINENTAL
Publicación de Alfred Wegener: El origen de los continentes y océanos, edición
de 1929
II. TECTONISMO
2.4. DERIVA CONTINENTAL
El supercontinente primigenio se fragmentaría durante elMesozoico (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
2.4. DERIVA CONTINENTAL
Pangea y Panthalasa
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
2.4. DERIVA CONTINENTAL
Pruebas paleontológicas 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
2.4. DERIVA CONTINENTAL
Fragmentación de la Pangea
II. TECTONISMO
2.4. DERIVA CONTINENTAL
La deriva continental
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
La 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 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
Corrientes convectivas en un medio fluido
II. TECTONISMO
2.5. CORRIENTES DE CONVECCIÓN
Corrientes convectivas en un medio fluido
II. TECTONISMO
2.5. CORRIENTES DE CONVECCIÓN
La 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 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.
Estos 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.
II. TECTONISMO
2.5. CORRIENTES DE CONVECCIÓN
Modelos de convección en el manto terrestre
II. TECTONISMO
2.5. CORRIENTES DE CONVECCIÓN
Corrientes convectivas en el manto terrestre
II. TECTONISMO
2.6. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
La hipótesis de Wegener de la deriva continental provocó
polémicas y debates entre los científicos de la época.
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 relievesubmarino. En 1956 se conocía con precisión la Dorsal
Meso–Atlántica. Paulatinamente se fueron conociendo
nuevas dorsales.
II. TECTONISMO
2.6. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
La Dorsal Meso–Atlántica
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
2.6. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
La Dorsal Meso–Atlántica
II. TECTONISMO
2.6. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
Partiendo de estos datos, Robert Dietz (1961) y Harry Hess
(1962) propusieron, independientemente, la teoría de laexpansión del fondo oceánico, 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
2.6. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
Edad de las rocas alrededor de las dorsales oceánicas
II. TECTONISMO
2.6. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
Esta 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.
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 hipótesisde la expansión del fondo oceánico y las inversiones
magnéticas recién descubiertas.
Posteriormente a esto se asoció la hipótesis planteada porWegener de la deriva continental, que provocó polémicas y
debates por más de 50 años, naciendo de esta forma la teoríade la tectónica de placas.
II. TECTONISMO
2.6. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
Expansión del fondo oceánico: Corrientes convectivas y formación de dorsales
oceánicas
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
2.7.1. FUSIÓN DE TEORIAS
La 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 laexpansión del fondo oceánico. La combinación de las
dos da lugar a la teoría de la tectónica de placas.
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 de los movimientos
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 generanfuerzas convectivas lo suficientemente grandes como
para provocar la ruptura de la litósfera continental, dandoorigen 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
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Rifts continentales y dorsales oceánicas
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Rifts continentales y dorsales oceánicas
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
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Rifts continentales y dorsales oceánicas
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Rifts continentales y dorsales oceánicas
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
• 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
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Rifts continentales y dorsales oceánicas
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Rifts continentales y dorsales oceánicas
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Dorsal Meso–Atlántica: Islandia
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Dorsal Meso–Atlántica: Islandia
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
• 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
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Dorsales oceánicas en la Tierra
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Dorsales oceánicas en la 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 origena 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 leconoce como subducción.
En los bordes de las placas donde se produce estasubducción 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
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Movimientos divergentes
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Movimientos divergentes
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Movimientos convergentes: subducción
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Movimientos convergentes: subducción
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
El 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.
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.
Este proceso de subducción es también el causante de la
intensa actividad sísmica en nuestro territorio.
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Subducción en la Placa de Nazca: Formación de la Cordillera de los Andes
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Subducción en la Placa de Nazca: Formación de la Cordillera de los Andes
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
2.7.4. BORDES DE LAS PLACAS TECTÓNICAS
A los bordes de las placas donde se producen los procesos
divergentes se les conoce como bordes constructivos o
bordes divergentes.
Borde constructivo o divergente
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Por otra parte, existen bordes en donde se produce lacolisión de placas y se generan procesos convergentes; a
esos bordes se les denomina bordes destructivos o
bordes convergentes.
Estos bordes destructivos son de tres tipos.
En uno de estos tipos se produce la convergencia entre
una corteza oceánica y una corteza continental.
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Borde destructivo o convergente entre una placa oceánica y una continental
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
En otro tipo se produce la convergencia entre dos
cortezas oceánicas.
Borde destructivo o convergente entre dos placas oceánicas
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Finalmente, en otro tipo se produce la convergencia entre
dos cortezas continentales.
Borde destructivo o convergente entre dos placas continentales
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
También existen otro tipo de bordes entre placas, conocidoscomo 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 quese denomina falla transformante.
Las fallas transformantes pueden conectar dos bordes
divergentes, dos bordes convergentes o un borde
convergente con otro divergente.
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Borde pasivo o conservador: Falla transformante
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Finalmente, 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.
Puntos calientes
II. TECTONISMO
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
2.7.5. CONSIDERACIONES FINALES
A 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.
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
2.7. TECTÓNICA DE PLACAS
Placas tectónicas, magmatismo y sismicidad
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.1. MAGMATISMO: EL MAGMA
Se 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 lasolidificación 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 encuentranfundidos o en forma de magma.
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.
El 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
viscoso).
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.1. MAGMATISMO: EL MAGMA
El magma
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.1. MAGMATISMO: EL MAGMA
Ubicación del magma
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.1. MAGMATISMO: EL MAGMA
El magma se localiza en el interior de la Tierra, a elevadas
temperaturas y fuertes presiones.
Su ubicación se encuentra focalizada en la astenósfera, por
debajo de la corteza basáltica.
También 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.
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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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 O2, HCl,
HF, S, SO2, N2, Ar y H2BO3.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.2. FASES DE LA COMPOSICIÓN DEL MAGMA
Fases del magma
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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 Ccada 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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.3. GENERACIÓN DEL MAGMA
Generación del magma
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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–neumatolítica: 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
fumarolas.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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
temperatura baja, los minerales van cristalizando.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.5. DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA
Diferenciación magmática: La cristalización del magma
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.6. SERIE DE BOWEN
La Serie de Bowen
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.6. SERIE DE BOWEN
La Serie de Bowen
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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 receptáculosprofundos 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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.7. ZONAS DE CONSOLIDACIÓN DEL MAGMA
Zonas de consolidación del magma: estructuras plutónicas y volcánicas
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.8. TIPOS DE MAGMATISMO
Según sea la zona de consolidación del magma, son dos lostipos 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
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.8. TIPOS DE MAGMATISMO
Magmatismo
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.9. PLUTONISMO
Se 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 conocidascomo plutones.
El enfriamiento y la consolidación del magma debajo de lasuperficie terrestre va a dar origen a la ocurrencia de rocas
ígneas intrusivas o plutónicas, las que ocurren formando
los ya mencionados plutones.
Los 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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.9. PLUTONISMO
3.9.1. ESTRUCTURAS PLUTÓNICAS
Plutones discordantes
• Batolitos: Son intrusiones ígneas con extensiones
superiores a los 100 Km2 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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.9. PLUTONISMO
Estructuras plutónicas
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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; elBatolito 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 RegiónAncash; 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).
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.9. PLUTONISMO
Batolito de la Costa
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.9. PLUTONISMO
Batolito de la Costa: Cuadro cronoestratigráfico
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.9. PLUTONISMO
Batolito de la Cordillera Blanca
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.9. PLUTONISMO
Batolito de Pataz
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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 talvez el más conocido el dique fallado que aflora cortando a
las formaciones sedimentarias en el Morro Solar, en Lima.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.9. PLUTONISMO
Dique fallado del Morro Solar
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.9. PLUTONISMO
Dique fallado del Morro Solar
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Se denomina vulcanismo o magmatismo extrusivo al
emplazamiento del magma sobre la superficie de la cortezaterrestre, ocupando grandes extensiones de corrientes
lávicas, cenizas volcánicas o depósitos piroclásticos.
El 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 conocidascomo volcanes.
A 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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Vulcanismo
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Posteriormente, las temperaturas ambientales seránresponsables de un rápido enfriamiento de las lavas que
afloran por los volcanes.
Esto dará origen a la formación de rocas ígneas
extrusivas o volcánicas.
Una característica principal de las formaciones queconforman las rocas volcánicas es la manera en que se
depositan, semejante a las formaciones de depósitos
sedimentarios.
Otra 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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
3.10.1. FORMACIONES VOLCÁNICAS
Las 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.
Estas estructuras tienen una forma tabular subhorizontal, amanera 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 lasformaciones volcánicas serán más angostas, hasta
prácticamente desaparecer.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Elementos de un volcán
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
3.10.2. VOLCANES: DEFINICIÓN, FORMAS Y TIPOS
Un volcán es una estructura geológica por la que emergen
hacia superficie lavas, cenizas volcánicas y gases del interior
del planeta.
El ascenso ocurre generalmente en episodios de emisionesde actividad violenta denominados erupciones, las que
varían en intensidad, duración y frecuencia.
En 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
los materiales magmáticos.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Cráter de un volcán
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
3.10.2. VOLCANES: DEFINICIÓN, FORMAS Y TIPOS
La cámara magmática es una cavidad que se encuentra en
profundidad, conteniendo a la roca fundida.
El cono volcánico consiste en una colina formada a partir
de la acumulación de los productos de la erupción.
Este cono volcánico suele presentar una estructura
secundaria llamada cono adventicio o parásito.
Las 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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Corte de un volcán
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Corte de un volcán
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Cono de escoria
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Volcán en escudo
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Estratovolcán
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
3.10.3. ERUPCIONES VOLCÁNICAS
Aún cuando la actividad volcánica es continua desde suaparición hasta su extinción, los efectos de las erupciones
volcánicas aparecen intermitentemente.
En determinado momento puede prevalecer un vulcanismode 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
desagüe de los lagos.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
3.10.3. ERUPCIONES VOLCÁNICAS
Después de una erupción volcánica, la condensación del
vapor de agua de la atmósfera produce lluvias torrenciales.
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 unaerupción 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
altas (1,200 C). Ejemplo: Volcán Mauna Loa (Hawaii, USA).
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Erupción tipo hawaiana
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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
fragmentarios. Ejemplo: Volcán Vulcano (Sicilia, Italia).
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Erupción tipo estromboliana
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Erupción tipo vulcaniana
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
3.10.3. ERUPCIONES VOLCÁNICAS
• 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,
Francia), que en 1912 ocasionó 28,000 víctimas.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Erupción tipo vesubiana o pliniana
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Erupción tipo peleana o efusiva
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
3.10.3. ERUPCIONES VOLCÁNICAS
• 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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Erupción tipo krakatoana
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Erupción tipo freato–magmática o surtseyana
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
3.10.3. ERUPCIONES VOLCÁNICAS
• 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
Cícladas (Grecia), tienen este origen.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Erupción submarina
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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 ejemplode 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 laFormación Chocolate, la Formación Oyotún, el Grupo
Puente Piedra, el Grupo Casma y el Grupo Toquepala.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
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.
El 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.
De 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.
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Volcanes en el Perú
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Volcán Misti
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Volcán Ubinas
III. MAGMATISMO:
PLUTONISMO Y
VULCANISMO
3.10. VULCANISMO
Volcán Ubinas
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.
Las deformaciones son de dos tipos: deformaciones
continuas (pliegues) y deformaciones discontinuas
(discontinuidades como fallas y junturas).
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
4.1.1. DEFORMACIONES CONTINUAS: PLIEGUES
Los 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.
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Block diagrama de pliegues sinclinales y anticlinales
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Pliegues sinclinales y anticlinales
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Elementos de un pliegue
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Pliegues en el Morro Solar
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
4.1.2. DEFORMACIONES DISCONTINUAS: FALLAS
Las 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 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 mencionaremossólo dos de ellos: fallas inversas y fallas normales.
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Block diagrama de una falla
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Falla
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Los 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.
En una falla normal, uno de los labios o bloques se hunde o
se desliza a favor del plano de falla. Se producenmovimientos 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. Segeneran movimientos de contracción por efecto de
esfuerzos compresivos y, en consecuencia, se produce
una disminución del terreno.
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Elementos de una falla
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Elementos de una falla
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Elementos de una falla
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Falla inversa
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Falla normal
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Falla inversa, falla normal y falla de rumbo
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Fallas
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
También ocurren estructuras tectónicas de grandesdimensiones, como los graben y los horst.
Un 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.
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Estructuras tectónicas: graben y horst
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Falla en el Morro Solar
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.1. DIASTROFISMO
Fallas en la placa oceánica
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.2. SISMICIDAD
Un 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.
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.
Los epicentros se localizan en la superficie terrestre, en la
vertical de los hipocentros o focos. La distancia entre
ambos es la profundidad.
Un 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,respectivamente, del epicentro.
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.2. SISMICIDAD
Relación entre fallamiento y sismicidad
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.2. SISMICIDAD
Elementos de un sismo
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.2. SISMICIDAD
La 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 serealizan 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 lasestructuras. Se mide a través de la escala sismológica de
Mercalli modificada.
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.2. SISMICIDAD
Sismograma
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.2. SISMICIDAD
Escala de magnitudes de Richter
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.2. SISMICIDAD
Escala de intensidades de Mercalli
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
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 laPlaca de Nazca por debajo de la Placa Sudamericana.
Estos movimientos sísmicos están estrechamente ligados al
fallamiento que afecta a la roca.
La 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 laCordillera de los Andes.
Los sismos más notables ocurridos en nuestro país serían: elsismo 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
costas de Chimbote, ambos de consecuencias catastróficas.
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.2. SISMICIDAD
Monitoreo de la actividad sísmica en el Perú
IV. DIASTROFISMO Y
SISMICIDAD
4.2. SISMICIDAD
Monitoreo de la actividad sísmica en el Perú