Introduccion a La Geotectonica

5/12/2018 Introduccion a La Geotectonica - slidepdf.com

http://slidepdf.com/reader/full/introduccion-a-la-geotectonica 1/117

Introducción a laGeotectónica

Leda Sánchez Bettucci



Tectónica de PlacasI. Introducción

II. Estructura Interna de la TierraIII. Mecánica de Placas

IV. Litosfera

V. Flujo TérmicoVI. El Ciclo de Wilson



I. Introducción



Historia de los acontecimientos que conducen a la formulación de laHistoria de los acontecimientos que conducen a la formulación de lateoría de la tectónica de placasteoría de la tectónica de placas

La tectónica de placa es una teoría.La tectónica de placa es una teoría.

En 1915, un científico, Alfred Wegener ("padre de la tectónica deEn 1915, un científico, Alfred Wegener ("padre de la tectónica de placas"), mientras que trabajaba cerca del Polo Norte, vió que su aguja del placas"), mientras que trabajaba cerca del Polo Norte, vió que su aguja delcompás no señalaba al PN. Es decir el norte verdadero y el nortecompás no señalaba al PN. Es decir el norte verdadero y el nortemagnético estaban en dos lugares separados. Wegener teorizó que losmagnético estaban en dos lugares separados. Wegener teorizó que los

polos (norte y al sur)"vagaban" con tiempo. Él lo llamó ³deriva polar³ polos (norte y al sur)"vagaban" con tiempo. Él lo llamó ³deriva polar³

((" Polar Wandering ".).. También notó cómo los continentes se armaban como un rompecabezas,También notó cómo los continentes se armaban como un rompecabezas,

muy notorio entre la costa occidental de África y la costa del este demuy notorio entre la costa occidental de África y la costa del este deAmérica del sur. Además, las rocas de estos lugares eran del mismo tipo,América del sur. Además, las rocas de estos lugares eran del mismo tipo,misma edad, y con el mismo tipo de fósiles.misma edad, y con el mismo tipo de fósiles.

Su teoría revisada se conocía como "Su teoría revisada se conocía como "deriva continentalderiva continental", él pensó que no", él pensó que noeran los polos los que cambiaron de lugar, sino los continentes.eran los polos los que cambiaron de lugar, sino los continentes.

Wegener murió de un ataque al corazón durante un viaje donde estudiabaWegener murió de un ataque al corazón durante un viaje donde estudiabalos glaciares cerca del Polo Norte a principios de 1930 y su trabajo fuelos glaciares cerca del Polo Norte a principios de 1930 y su trabajo fueolvidado virtualmente por varias décadas.olvidado virtualmente por varias décadas.



Correlación de África y Sur América por WegenerCorrelación de África y Sur América por Wegener

Evidencia usada por Wegener:Evidencia usada por Wegener:

1.1. Forma de los continentesForma de los continentes

2.2. Fósiles similares en ambos continentesFósiles similares en ambos continentes

3.3. Cinturones montañososCinturones montañosos

4.4.C

inturones MineralesC

inturones Minerales



Evidencia adicionalEvidencia adicionalusada por Wegener usada por Wegener para apoyar la para apoyar lahipótesis de la derivahipótesis de la derivacontinental:continental:

Las montañas se alineanLas montañas se alineanen el hemisferioen el hemisferionortenorte

Norteamérica, Europa, Norteamérica, Europa,América del sur, yAmérica del sur, yÁfrica se agrupan.África se agrupan.



Otraexplicación deWegener eraque África,

América delsur, la India, yAustraliasufrieron una

glaciación almismo tiempo.



Making Connections: Canada¶s Geography. Clark & Wallace. Prentice Hall Ginn, 1999.



Alrededor de la II guerra mundial se desarrolló una tecnología (eco

sonda), por un geólogo y comandante, Harry Hess. Él notó quelas rocas a ambos lados de la dorsal (centro Atlántica) eran unaimagen especular. Él teorizó que la zona de la dorsal emanabamagma de los volcanes submarinos y que el material se separalateralmente a ambos lados de la dorsal. Hess tomó más y másmuestras para sostener sus resultados, como parte de una serie de

perforaciones a bordo del buque de investigación, Glomar

Challenger



Dispositivo Eco Sonda usada por Hess



La teoría de la tectónica de placa propone que las placas litosféricas rígidas semueven a través de la superficie de la tierra. Hay aproximadamente 12

placas importantes y 8 de menor importancia que se mueven en conciertouna con otra

Algunas se separan, otras se empujan y algunas se mueven horizontalmente.El movimiento de la placa es conducido por uno o más de los mecanismos

siguientes:1. Convección -- calor transferido por el movimiento de un líquido (magma)

2.C

onducción -- calor transferido por la fricción de las placas3. Push-Pull Slab (movimiento reciproco de las placas): placas densas vanhacia abajo y el magma genera fuerzas ascendentes (upwelling)

varios procesos geológicos ocurren en los límites o márgenes de las placas:1. Los volcanes tienden a entrar en erupción en los márgenes de placa

como resultado de la subducción2. Los terremotos ocurren donde las placas se ponen unas contra otras3. El cinturón montañoso ocurre mientras que una placa es empujada

sobre otra4. El Seafloor ocurre donde dos placas oceánicas se separan



Confirmación de la teoría de

Placas Tectónicas Paleomagnetismo

Desplazamiento polar aparente (Apparent Polar

wandering)

Hot spots

Atolones y Guyots

Edad y distribución de sedimentos Terrenos



II. Estructura interna de la Tierra



Clasificación de las capas en

función de su composición

Corteza ± CortezaOceánica

± Corteza Continental

Manto

Núcleo



Clasificación de las capas en función

de sus propiedades físicas Litosfera

Astenosfera

Manto

Núcleo



Capas de la Tierra 3 capas químicas:

el núcleo,

el manto y

la corteza.

Núcleo

Manto superior

Corteza

Manto inferior



El Núcleo dividido en 2 capas: núcleo interno sólido y

a núcleo externo líquido.

El Manto La mitad de la parte de la tierra

Constituido de minerales ricos en hierro,magnesio, silicio y oxígeno.



Celdas convectivas desarrolladas en el manto

A. Arco Volcánico B. Zona de rift oceánico C. Zona de fallasA. Arco Volcánico B. Zona de rift oceánico C. Zona de fallas

TransformesTransformes



La Corteza

rica en O y Si con pocas cantidades de Al,Fe, Mg, Ca, K y Na.

Dos tipos de corteza: la corteza oceánica y

la continental ± corteza oceánica se compone de rocasrelativamente densas: basalto

± corteza continental constituida por rocas de

menor densidad, tales como andesitas ygranitos.



Las capas exterioresde la tierra: litosfera

y astenosfera.



La astenosfera es parte del manto quefluye, presenta un comportamiento plástico característico.

El flujo de la astenosfera es parte de laconvección del manto, que desempeñaun papel importante en el movimiento de

las placas litosféricas.



Capas de la tierra - Temperaturahttp://scign.jpl.nasa.gov/learn/plate1.htm



Capas de la Tierra

(basado en evidenciasSismológicas)

Ondas Sísmicas ±P (longitudinales o de compresión)

±S (transversales o de cizalla)



Ondas P y S



Ondas P y SPor medio de lasismología puededetectar :

a) Límites de capas

b) Fallas

c) Rellenos de poros

(como petróleo)



Capas de la Tierra (basado en

evidencias Sismológicas)CORTEZA

Dos formas - continental y oceánica

Corteza Continental compuesta por rocasmenos densas ricas en silicatos; más gruesaque la oceánica

Corteza Oceánica: es basáltica y más densaque la continental




evidencias Sismológicas) -MANTO

Compuesto por Fe, -rico en silicatos Tiene una capa superior plástica o

semi-fluida

tiene una temperatura más alta que lacorteza




evidencias Sismológicas) -NUCLEO En el centro de la tierra

tiene dos secciones: núcleo externo y unointerno, constituidos fundamentalmente por por hierro y níquel

Núcleo externo esta fundido mientras que el

interno es sólido Se puede explicar el campo magnético de la

tierra



Evidencias

Sismos ± Ondas sísmicas primarias y secundarias

± Zonas de sombra ( shadow zones)

Continental Drift ± Pangaea

± Panthalassa

Separación del suelo oceánico (seafloor spreading)

Zonas de Subducción

Placas tectónicas



III. Mecánica de Placas



Mecánica de Placas Movimientos instantáneos relativos y

absolutos

Uniones constructivas, destructivas yconservativas

Esfuerzos actuantes ¿porqué se mueven las

placas?



Leyes de la Tectónica de placas1) La superficie de la tierra esta dividida en placas

rígidas (segmentos esféricos del orden de los 100

Km. de espesor) que forman la litosfera (placaslitosféricas)

2) Las placas se crean en las dorsales oceánicas(uniones constructivas), zonas de acreción.

3) Las placas se mueven sin deformación sobre unmedio viscoso: zona de baja velocidad



4) Las placas se destruyen en las zonas de subducción

5) La parte continental de una placa no es sumergible6) Los límites de placas se definen sismológicamente.

7) La energía interna de la tierra es disipada en losmárgenes de placa por medio de terremotos

(mecánicamente) y volcanismo (térmicamente).8) Los movimientos de las placas rígidas son

gobernados por leyes matemáticas que rigen losmovimientos en una esfera. El movimiento entre dos placas puede ser definido por un polo de rotación(polo de Euler) y por la velocidad angular relativa



Dirección de movimientos relativos

Las direcciones son obtenidas a partir de dosfuentes:a) las direcciones de las fallas transformantes de los

ridges meso-oceánicos son paralelas al vector del

movimiento relativo de las placas que limitan. Lasfallas transformantes son las estructuras masmarcadas de todas las cartas batimétricas de losocéanos.

b) La ubicación de los focos sísmicos da informaciónde los movimientos relativos y con este se puedecalcular fácilmente un vector deslizamiento queda la dirección y el sentido del movimiento.



Tasas de movimientos relativos

Las tasas relativas (velocidades relativas) están dadas por la distribución de anomalías magnéticas simétricasrespecto al ridge meso-oceánico. Las velocidades sonun promedio sobre un periodo de 3 Ma. Esto es lo quese denomina como cinemática instantánea. Esos 3 Macorresponden al periodo más corto sobre el que es posible obtener una medida fiable de la velocidad, senecesitan de una determinada cantidad de anomalías par obtener una medida precisa.

Hoy son mensurables los desplazamientos de las placas por medio de satélites geodésicos, que dan una medida precisa del desplazamiento sobre una decena de años.



Tipos de Uniones entre PlacasTipos de Uniones entre Placas

La unión entre dos placas está definida por un plano y éste puede tener formas muyirregulares. La máxima unión entre placases triple. Las uniones triples pueden ser:Estables o Inestables

Uniones estables: Cuando el ángulo entrelos limites de placa es de 120º. (ej: RRR,

TTT, FFF, FTR, RRF, 16 posibilidades). Uniones Inestables: cuando el ángulo no es

de 120º, no se mantiene la relación angular.



Existen 3 tipos de límites de placa ( o margenes) :

1. Convergente -- (compresión)

2. Divergente -- (tensión)

3. Transforme -- (movimiento strike-slip)



T ipos de límites de Placa:T ipos de límites de Placa:

DivergenteDivergente

ConvergenteConvergente

T ransformeT ransforme



Los límites de la placa pueden ocurrir en los continentes o en losambientes marinos (océanos) o ambos al mismo tiempo.

El movimiento convergente de la placa se asocia a:

a. Compresión b. Fallamiento inversoc. Creación de una zona de subducción.d. Procesos de creación de cinturones montañosose. Colisiones de placas:

i. CC vs. CC; ii. CC vs. CO; iii. CO vs. CO límites divergentes oceánicos se asocian a:a. Tensión o extensión (separación)

b. Fallamiento normal.c. Rifting (como en las dorsales meso-oceánica)d. Creación de magma dentro de la zona de rift Las Fallas transformantes se asocian a lo siguiente:a. Movimiento horizontal

b. Fallas de deslizamiento de rumbo

c. Compensación lateral de las unidades la roca



Las zonas volcánicas (continentales y oceánicas)asociadas a tectónica de placa se localizan:

en zonas de subducción. colisión continente vs. océano (ej: Andes, NW del

pacífico de los E.E.U.U. colisión co-co (ej: Japón, Filipinas); Rocas

basálticasen zonas de rift ( s preading centers) continental u

oceánicosa. zonas divergentes océano - océano (ej.: mid-

oceanic rift); Rocas Basálticas b. zonas de rift Continental (ej.: Rift del Este

Africano); Rocas graníticas



El volcanismo de "puntos calientes" se localizan en:

a. Regiones Oceánicas; (ej: cadena de islas hawaiana );

Rocas basálticas b. Regiones Continentales; (ej: Yellowstone Nat. Park);

Granitos/Andesitas

Zonas sísmicas (terremotos) asociadas a tectónica de placas:

1. Placa oceánica en subducción; focos sísmicos someros

2. focos sísmicos (Terremotos) intermedios; fusión

parcial y ascenso de magma;3. focos sísmicos profundos donde losa de la corteza es

hundida por gravedad



Actividad Sísmica Reciente



Sismos en relación a los límites de placasSismos en relación a los límites de placas



Placa subductadaPlaca subductada



Zonas de Colisión:Zonas de Colisión:

Continente vs. C. OceánicaContinente vs. C. Oceánica

Oceanica vs. OceanicaOceanica vs. Oceanica

Continente vs. ContinenteContinente vs. Continente



Continental vs. OceánicaContinental vs. Oceánica



Ejemplo de colisión Continente vs. Continente:Ejemplo de colisión Continente vs. Continente:India vs. AsiaIndia vs. Asia



Colisión de laPlaca Indicacon la

Euroasiática



Resultado: LosHimalayas y elMonte Everest



http://sts.gsc.nrcan.gc.ca/page1/geoh/quake/fig2.htm

El diagrama ilustra ladeformación asociada

a la subducción.a) deformaciónelástica se acumulaentre los terremotos si

la falla inversa esbloqueada;b) durante un

terremoto grande, el

borde principal de laplaca es levantado y eldomo (bulge) sufresubsidencia, colapsa.

a

b



Cinturón de Fuego del pacífico

Volcanismo de ´Hot SpotµVolcanismo de ´Hot Spotµ



Volcanismo de Hot SpotVolcanismo de Hot Spot



Límites de Placas Divergentes

Océanico ± Océanico

Continente - Continente



R

idge Meso-Atlántico:Zona dedivergencia



Rift del Este AfricanoRift del Este Africano



Islandia: Ridge Meso-Atlántico



Límites

transformantesde Placa



Falla de SanAndreas,California



http://sts.gsc.nrcan.gc.ca/page1/geoh/quake/figures.htm

Ambiente tectónico del estado Washington y British Columbia.La placa oceánica Juan de Fuca se está moviendo debajo de la

placa continental de Norteamérica 4 cm./año aprox.. Losgrandes terremotos ocurren a lo largo del límite entre las dos

placas.



IV. Litosfera



Los niveles superficiales de la corteza

terrestre se deforman comúnmente por fracturación: dominio de la tectónica frágil.

Las estructuras formadas a escala regional

constituyen un conjunto de fallas donde lacinemática depende de su geometría y delrégimen tectónico, en extensión, encompresión o desplazamiento horizontal enlas cuales ellas se forman o son reactivadas.



Esfuerzos

La reología es el estudio del comportamiento de losmateriales sometidos a un esfuerzo. La reología de losmateriales de la corteza terrestre depende de tresfactores principales: la temperatura, la presión

hidrostática y la velocidad de deformación.La relación entre la temperatura y la profundidad es

definida por el gradiente geotérmico local que puedevariar mucho según el contexto geodinámico.

La evolución de los materiales en función de la profundidad puede, entones variar enormemente ydar perfiles de resistencia de la corteza muy diferentesy por lo tanto, estilos tectónicos variados.



V. Flujo Térmico



Flujo térmico

desde el punto de vista estructural condicionalos niveles de detachment desde el punto de vista sedimentario condiciona

la subsidencia

desde el punto de vista magmático: el magmaestá controlado por los distintos flujos térmicos

El flujo calórico (Q) "Heat flux" (q = K

dt/dx µcal/cm2) de una región dependede:a) capacidad de conducción de la roca (k).

b) diferencia de temperatura en función de la prof.



M odos de transmisión del calor (Q ): el

conce pto de flujo térmico terrestre

Para determinar el gradiente térmico en la litosferaterrestre, debe conocerse, aunque sea someramente,como se transmite el calor desde regiones con

mayor temperatura a otras más frías. Estos mecanismos de transmisión del calor dependen de las características del medio que lotransmite. Así, en el vacío el calor se puedetransmitir por radiación exclusivamente; en un gaso líquido de baja viscosidad lo hace por convección(e.g. agua hirviendo en un cazo); y en un sólidoopaco el calor se transmite por conducciónexclusivamente.



VI. El ciclo de Wilson

El i l d Wil



El ciclo de Wilson: 1. Formación de un rift

Depresiones elongadas donde el espesor completo de la litosfera se ha deformado bajo la influencia de fuerzas de extensión.



1. Constituyen zonas de flujo térmico

anómalamente alto y pueden estar asociados avulcanismo alcalino

2. Están comúnmente asociados espacialmente

con regiones de levantamiento dómico3. La litosfera en el rift es anómalamente fina y

es invadida por baja velocidad, baja densidad

y material de alta temperatura4. Presenta anomalía gravimétrica de Bouguer

negativa



5. Su ubicación es a veces controlada por zonas preexistentes de debilidad cortical

6. Son generalmente menores a 50 km,

7. Están constituidos por grades sets de fallasnormales en arreglo en echelon

8. Están asociados con sismos someros (ca. 15

km) con solución de mecanismos focales de plano de falla normal.



Inicio del Rifting

Rift Activo: causado por el levantamiento del mantoasociado a un hot s pot (Burke & Dewey, 1973; White &Mckenzie, 1989; Davies & Richards, 1992).

Rift Pasivo: el stress horizontal entre placas litosféricascausa la extensión. La respuesta inicial puede ser subsidencia y levantamiento. Estos rifts forman cuencascon grandes volúmenes de sedimentos y menor vulcanismo. No hay doming pre-rifting (Sengör &Burke, 1978) relacionado a hot spot.



Rift activo.

Sucesión de eventos: doming, volcanismo, rifting.



El Rift pasivo

Sucesión de eventos: Rift, volcanismo. Estemecanismo también requiere de una

debilidad para localizar la deformación.



La extensión post-orogénica

Se sugiere que, en algunos casos, la fuente detensiones extensionales que llevan al estiramientolitosférico pueden originarse en la propia litosfera

2 E t ió F ió d ift ll



2. Extensión, Formación de rift valleys

los sedimentos continentales son depositados en grabens oen hemi- grabens

la sedimentación continental inicial es substituida por sedimentación marina comunicación restricta con aguas oceánicas hundimiento lento, poca aporte terrestre.

2 E t ió F ió d ift ll



2. Extensión, Formación de rift valleys

condiciones anaeróbicas + sedimentos sapropelíticosp buena fuente de rocas para petróleo

Trampas potenciales estructurales (fallas, domos salinos)p buenas trampas

magmas continentales tholeiiticos llegan a la superficiecomo diques y flujos

Eventualmente se puede formar corteza oceánica Rifting: puede ser simétrico o asimétrico



LocalizaciónLocalización

de los Riftde los Rift

ContinentalesContinentales

El V ll d M i i d



El Valle de Marineris, corresponde a un

accidente importante del hemisferio sur de

Marte. Situado al S del ecuador (y paralelo).Presenta cerca de 5000 Km. de largo y 400 Km.

de ancho. Su semejanza con los rifts de la Tierra

es considerada como una prueba de que hubo

actividad tectónica.

3 Et P t á i



3. Etapa Proto-oceánica

la corteza oceánica comienza a formarse (sea-floor spreading). las líneas magnéticas comienzan a desarrollarse. la parte central divide el océano a la mitad con historias

depositacionales diferentes. generalmente al inicio bastante simétrico. la cuña terrígena basal en la periferia refleja subsidencia

termo-tectónica rápida. la separación acelerada puede conducir a una transgresión

global.



Divergencia

Las fuerzas tensionales adelgazan lalitosfera

nuevos materiales son formados entre las

placas y material mantélico asciende

3 Etapa Proto oceánica



3. Etapa Proto-oceánica

Fase 1: ± Evaporitas y depósitos salinos profundos ± Basaltos tholeiiticos

± Arrecifes coralinos Fase 2:

± negras: sapropelitas y barros carbonatados. ± Salmueras hidrotermales enriquecidas en Cu, Pb y

Zn

Litofacies



1) El triángulo de Afar

Las series estratoides (stratoid-series): basaltos y riolitas alcalinas.

Volcanismo continental: central y marginalcontaminados

Volcanismo oceánico: axiales y fisurales

(tholeiitico + alcalino)



2) El Mar Rojo Fases diferentes de evolución hacia el

sudeste: ± Golfo de Suez : RIFT

± Sector norte: últimos estadios de Rifting ± Sector central: Transición Zabargaad Is.:

peridotitas precámbricas ± Sector Sur: PR OTO_OCEANO

300 x 2000 Km., sistema de diques alcalinos complejos anulares de essexitas eocénicas gabros, tonalitas y riolitas

4 Cuenca oceánica Madura



4. Cuenca oceánica Madura

Continua producción de corteza oceánica " márgenes pasivos " existen en ambos lados No son límites de placa

Son en general asimétricos Subsidencia por flexura por el peso sedimentario las tasas de subsidencia son mucho más lentas que en

etapas tempranas; pueden desarrollarse plataformascarbonáticas (e.g., Bahamas).

Subsidencia de un margen continental



Subsidencia de un margen continentalpasivo (según Steckler y Watts 1978,

Sclatter y Christie 1980, Bond yKominz 1988, Boillot 1990).

Un margen continental pasivo es el borde de un rift cuya evoluciónterminó por la creación de un océano.

Está situación tiene tres consecuencias principales que controlan lasubsidencia de la margen.



Evolución de unamargen continental

pasiva (según

Ingersoll 1988)



Controles de subsidencia

primeras etapas: térmica últimas etapas: por carga sedimentaria fallas normales buzando hacia el centro de

la cuenca bloques basculados hacia el sector externo

definidos como hemi-graben

estiramiento plástico de la corteza inferior interfase dúctil-frágil (niveles dedetachment)



Litofacies

facies gruesas de abanicos aluviales (relieveabrupto)

facies fluviales proximales (volcanitas básicas) facies fluviales distales (destrucción del relieve)

con o sin mares someros (facies litorales yevaporíticas)

facies regresivos o lacustres (máxima expansiónde la subsidencia)

SedimentaciónFacies de plataforma



El límite entre el continente y el océano aparece

cubierto por los sedimentos del margen continental, para distinguirlo se recurre a la gravimetría omagnetometría y dan una idea, aunque no es precisoel límite.

Facies de plataformaFacies de TaludFacies de pie continental o

ProminenciaProgradación del margen

Parámetros para la definición de un



Parámetros para la definición de unMargen Pasivo

1) Gravimetría Márgenes actuales: tienen una anomalía de aire

libre continua en una posición cercana al talud

continental. Exceso de masas. Márgenes antiguos: tienen una anomalía deBouguer positiva, del orden de 20 o más miligalesentre el cratón y la sección oceánica obliterada.

Gravedad: puede servir para detectar antiguaszonas de colisión, por ej. el cierre del Iapetus y lacolisión de los Apalaches. (clinotemasconfirmados por la sísmica de reflexión profunda9

2) Magnetometría



2) Magnetometría Magnetic quiet zone: influencia del cuerpo

sedimentario del pie continental Anomalía magnética "E" (basamento

oceánico anómalo ?; otras alternativas)3) Sísmica Clinoformas y plataformas Sísmica de reflexión Sismoestratigrafía Clinoformas por debajo del precámbrico

(Apalaches)



4) Magmatismo

De naturaleza pasiva Rocas máficas características de las etapas previas al rift y proto-oceánicas

Underplating en algunos modelos Magmatismo extensional

Magmatismo: no hay en el margen pasivo,aunque algunas veces hay intersección confallas transformantes y se da un magmatismolocalizado

5. Cierre de la Cuenca oceánica



la nueva producción de corteza oceánica esta balanceada por laconsumición de la corteza oceánica por la subducción (arco de islas)

mientras que el suelo marino envejece, se enfría, y llega a ser eventualmente bastante denso (frío) como para hundirse, ej., Pacífico

W. si la tasa de subducción excede la tasa de crecimiento de suelooceánico (sea-floor spreading ), el océano comienza a cerrarse

Materiales como islas oceánicas, sedimentos, etc., no puedensubductarse, queda en la cuña acrecionaria.

L O ó



Los Orógenos

± Orógenossimples

± Orógenoscomplejos

± Orógenos decolisión

Clasificación de Dewey & Bird (1969)Clasificación de Dewey & Bird (1969)

Los Orógenos



Los Orógenos Clasificación de Uyeda (1982),Clasificación de Uyeda (1982),

según el esfuerzosegún el esfuerzo ± Tipo andino (CO-CC) alta

compresión Vrb > 0 ± Tipo Marianas (CO-CO)

baja compresión Vrb < 0

± extensión ensubducción ± La diferencia

fundamental esta enel antearco, la

trinchera avanzahacia el arco ± Tipo Guatemala, (CO-CC)

Régimen traccional

márgenes convergentes en extensión



La fosa de América central posee márgenes convergentes enextensión. Demets et al. (1990) sugirieron que la convergenciaentre la placa de Cocos y las placas NAM y del Caribe tienen elmismo valor -8 cm/año y en azimut todo a lo largo de la fosa deAmérica central.

Los Orógenos



Los Orógenos

C

lasificación de Barazangi & Isacks (1976), enC

lasificación de Barazangi & Isacks (1976), enfunción del magmatismofunción del magmatismo ± Subducción fría ± Subducción caliente

Clasificación en función del grado deClasificación en función del grado deacortamientoacortamiento ± Tipo Chileno:

con FPC

± Tipo Oregon: sin FPC



Los Orógenos



Los Orógenos Clasificación en función de su movilidad



Elementos por detrás del arco

magmático

F P y C sintéticas y antitéticas



Clasificación general de una FPC según su posición en elorógeno.

Roeder (1973) clasificó las FPyC en sintéticas (S) yantitéticas (A) según su relación geométrica con la zona desubducción

S A

Obducción



Proceso tectónico por el cual las rocas ofiolíticas son

emplazadas en superficie: la corteza oceánica cabalgasobre la continental (opuesto a subducción). Comúnmente reconocida en zonas colisionales. Algunas ofiolitas son suelo oceánico (e.g. Papua)

Coleman (1971) describió dos mecanismos



Coleman (1971) describió dos mecanismos básicos de obducción:

a) Obducción sin colisión por incremento de lavelocidad de convergencia (Poco probable)

Para que una porción de corteza oceánica seaobductada por este mecanismo deben suceder varios fenómenos que es poco probable queocurran juntos: ± corteza oceánica con alta temperatura y por tanto

de alta flotabilidad ± corteza oceánica muy fragmentada ± alta velocidad de convergencia ± aceleración de la convergencia

b) Obducción por cambio de polaridad luego de una



) p p gcolisión (Mas probable)

Es el caso más común de emplazamiento de ofiolitas Cuando la subducción corteza oceánica - corteza

oceánica es hacia fuera del continente, en determinadomomento la corteza oceánica del lado del continente estotalmente subducida, así el continente llega al complejo

de subducción. En esa situación lo más frecuente es que lacorteza oceánica cabalgue sobre la continental.

Como el arco islándico es menos denso que la cortezaoceánica es más común que se de la obducción de arcos

islándicos En sentido estricto los arcos islándicos obductados no son

ofiolitas y se distinguen de las ofiolitas s.s. por suquímica.

Procesos de obducción:



Procesos de obducción: Normalmente es mas frecuente que se produzcan en

corteza oceánica caliente Emplazamiento por desguace en complejo de

subducción ( scra pping off ) Ej. M adre de Dios

Suturación entre dos bloques continentales Ej . La Puna

ofiolitas Cierre cuenca marginal Ej. Canal del Beagle ofiolitas Cierre cuenca de antepaís con corteza atenuada Ej.

Cuenca de Te puel gabros tholeíticos Delaminación cortical (subducción del tipo A) por

colisión Ej , Fiambalá ultramafitas y gabros de raícesde arcos magmáticos, anfibolitas y gneisses

Obducción



Papua NewBritain

Australia

6a. Colisión Arco-Continente



En la colisión Arco-Continente ocurre: acortamientocortical, plegamiento, corrimiento, metamorfismo,intrusión

Cuña acrecionaria y fragmentos de suelo oceánico puedenser empujados hacia el margen continental

La litosfera oceánica continua siendo subductada por debajo del continente

La litosfera oceánica subducta siempre. ej., Andes

6b Colisión Continente Continente



6b. Colisión Continente-Continente

Orógenos Colisionales:



COLISIÓN

Fenómeno ligado directamente al cierre deun océano.

Ciclo de Wilson completo

Colisión y acreción tectónica: no debenasociarse a un mismo mecanismogeotectónico

6b. Colisión Continente-Continente



las ofiolitas se pueden preservar a lo largo de la sutura, o estar corridas y preservarse como klippes

El levantamiento resulta en desgaste por la acción atmosférica yerosión

Se forman molassas (depositada en el continente o aguas someras)

y flysch (depositado en aguas profundas, generalmente más lejos) la restricción geográfica de las cuencas oceánicas dan lugar

comúnmente a cuencas aisladas (ej., Mar Caspio) Si continua la colisión puede producirse un proceso denominado

indentación tectónica



Morfología y GeologíaMorfología y Geología

Las montañas del Himalaya constituyen unacadena que tiene una longitud de 3.000 km

desde Afganistán Hasta Burma, su anchura varíade 250 a 350 km y está constituida por una seriede unidades litológicas y tectónicas que corren

paralelas al cinturón de montañas por grandesdistancias



Mapa geológico delos Himalayas,

mostrando losmecanismos focales(Molnar, 1984)

7. Nueva Ruptura



Si eventualmente termina la colisión, los movimientos de la placa se ajustan, y un nuevo continente más grande seforma.

el calor se acumula debajo, el manto asciende. el rifting comienza. donde ocurre el rifting?.

± podría ubicarse en la región donde el manto ascendió ± podría estar a lo largo de una línea de la debilidad (sutura

Introduccion a La Geotectonica

Documents

Transcript of Introduccion a La Geotectonica