Orogenesis Monografia

“AÑO DE LA CONSOLIDACION DEL MAR DE GRAU”

UNIVERSIDAD NACIONAL DEL CENTRO DEL PERÚ

OROGÉNESIS ASIGNATURA: GEOLOGIA GENERAL CATEDRATICO: Ing. Aurelio Juaréz Torres. GRUPO:

6

ESTUDIANTES: Daga Untiveros, Rosa

De La Cruz Laureano, Luis Espinoza Paucar, Alexander Jiménez Bejarano, Pool Laura Suere, Enrique Maldonado Alvarez, Lucio Pocomucha Quispe, Jhonathan Ruiz Zapata, Jean Carlos Urbina Huamán, Efrayn SEMESTRE:

TERCERO

HYO-2016

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ASESOR ING. AURELIO JUARÉZ TORRES

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El presente trabajo está dedicado a nuestros padres, por ser quienes nos impulsan y que con su apoyo económico, moral y emocional hacen que nosotros nos enrumbemos en nuestro camino profesional.

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AGRADECIMIENTO Agradecemos en primer lugar al docente de la asignatura por ser responsable de brindarnos los conocimientos necesarios para afrontar el exigente laboral, por otro lado agradecemos a los diferentes autores que publican sus conocimientos en internet e imprimen en libros y por ultimo agradecemos a nuestros padres por ayudarnos con el factor económico.

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ÍNDICE DE TABLAS Tabla 1. FASE DE PELGAMIENTO DESDE EL CAUTERNARIO HASTA EL EOCENO.33 Tabla 2. FASE DE PLEGAMIENTO DESDE EL JURASICO HASTA EL ARCAICO EN AMERICA........................................................................................................... 33

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ÍNDICE DE FIGURAS FIGURA 1. GEOSINCLINAL................................................................................. 10 FIGURA 2. DERIVA CONTINENTAL.....................................................................11 FIGURA 3. TECTÓNICA DE PLACAS....................................................................12 FIGURA 4. PRINCIPALES CINTURONES MONTAÑOSOS DE LA TIERRA. TARBUCK.16 FIGURA 5. ARCO INSULAR.................................................................................16 FIGURA 6. DORSALES........................................................................................ 17 FAIM-UNCP 6

FIGURA 7. SUBDUCCION TIPO MARIANAS..........................................................18 FIGURA 8. RIFT.................................................................................................. 19 FIGURA 9. PLEGAMIENTOS................................................................................21 FIGURA 10. ANTICLINAL, SINCLINAL, HOMOCLINAL.............................................22 FIGURA 11. ZONA DE SUBDUCCION....................................................................23 FIGURA 12. FORMACIÓN DE UN ARCO INSULAR POR LA SUBDUCCIÓN BAJO LITOSFERA OCEÁNICA....................................................................................... 25 FIGURA 13. MAPA DE LAS MONTAÑAS Y RELIEVE DEL OESTE DE ESTADOS UNIDOS. (TOMADO DE THELIN Y PIKE, U. S. GEOLOQICAL SURVEY.)...................28 FIGURA 14. ESTRUCUTURA DE PLACAS............................................................30 FIGURA 15. CORDILLERAS EN EL MUNDO.........................................................30 FIGURA 16. OROGENESIS DE TIPO TERMICA......................................................31 FIGURA 17. OROGENESIS TERMICA EN LA ZONA CONTINENTAL.........................31 FIGURA 18. OROGENESIS MECANICA................................................................32 FIGURA 19. ERA PRIMARIA EL PALEOZOICO......................................................34 FIGURA 20. OROGENIAS................................................................................... 35 FIGURA 21.FASES DE LA OROGENIA ALPINA.....................................................36 FIGURA 22. LOS ALPES ESCANDINAVOS, CUYAS ROCAS FUERON FORMADAS EN LAS RAÍCES DE LA OROGENIA CALEDONIANA..................................................37 FIGURA 23. CORDILLERA ANDINA.....................................................................38 FIGURA 24. FOSA SUDAMERICANA...................................................................38 FIGURA 25. HIMALAYA....................................................................................... 39 FIGURA 26. EXTENSIÓN DE LA OROGENIA ALPINA............................................40 FIGURA 27. HIMALAYA DESDE ARRIBA..............................................................41 FIGURA 28. EL PIRINEO, ES UN RELIEVE ORIGINADO POR LA COLISIÓN DE LA PENÍNSULA IBÉRICA CON EL CONTINENTE EUROPEO.......................................42

RESUMEN

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El presente trabajo consta de varios temas en los cuales se ha visto desde su simple definición, pasando por la teorías que han originado este proceso geológico como es la deriva continental hasta la tectónica de placas también se ha abordado la formación de montañas y la subducción de placa como también los tipos de orogénesis que se han manifestado en la historia aclarando su definición y alguna imágenes en las que podemos apreciar de manera didáctica como se produce este fenómeno natural geológico. Aun así cabe resaltar lo que manifiesta este proceso que lleva millones de años produciéndose es más podemos decir que desde que nació la tierra la orogénesis que es la formación de montañas ha sucedido, sucederá y dará fruto a muchos paisajes hermosos como lo son el Himalaya, los andes, los Alpes y veremos que otros más aparecen.

PALABRAS CLAVES: MONTAÑAS, FORMACION, OROGENIA, SUBDUCCION, COLISION, PLACAS.

Contenido AGRADECIMIENTO.............................................................................................. 4 LISTA DE TABLAS................................................................................................ 5 LISTA DE FIGURAS.............................................................................................. 6 RESUMEN........................................................................................................... 7 Contenido........................................................................................................... 8 INTRODUCCIÓN.................................................................................................. 9 CAPÍTULO I GENERALIDADES..........................................................................10 FAIM-UNCP 8

1.1

DEFINICIÓN.......................................................................................... 10

1.2

TEORIAS OROGENICAS.........................................................................10

1.3

INTERPRETACION ACTUAL....................................................................13

CAPITULO II FORMACION DE MONTAÑAS..........................................................14 2.1 CONVERGENCIA Y SUBDUCCIÓN DE PLACAS...........................................14 2.1.1 PRINCIPALES ESTRUCTURAS DE LAS ZONAS DE SUBDUCCIÓN.........14 2.1.2 DINÁMICA EN LAS ZONAS DE SUBDUCCIÓN......................................14 2.2 SUBDUCCIÓN Y FORMACIÓN DE MONTAÑAS...........................................22 2.2.1 ARCOS INSULARES............................................................................24 2.2.2 FORMACIÓN DE MONTAÑAS A LO LARGO DE LOS BORDES DE TIPO ANDINO...................................................................................................... 26 2.2.3 SIERRA NEVADA Y LAS SIERRAS LITORALES......................................27 2.3 TIPOS BASICOS DE MONTAÑAS...............................................................29 CAPÍTULO III TIPOS DE OROGENESIS...............................................................31 3.1 OROGÉNESIS TÉRMICA O ASIMÉTRICA.....................................................31 3.2 OROGÉNESIS MECÁNICA O SIMÉTRICA...................................................31 CAPITULO IV OROGÉNESIS EN LA HISTORIA DE LA TIERRA...............................32 4.1 CICLOS OROGENICOS..............................................................................36 4.1.1 OROGENIA CALEDONIANA..................................................................36 4.1.2 OROGENIA HERCÍNICA O VARISCA....................................................37 4.1.3 OROGENIA ALPINA............................................................................39 CAPITULO V EFECTOS SOBRE EL AMBIENTE....................................................41 CONCLUSIONES................................................................................................ 42 REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS........................................................................43

INTRODUCCIÓN

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El siguiente trabajo de investigación es el resultado de un combinado de conocimientos e información de varios puntos del mundo no solo abordamos nuestro territorio sino también el resto del mundo desde américa del norte hasta Asia, Europa e incluso África. Cabe resaltar que cada proceso orogénico no sucede de un momento a otro sino que lo hace cada cierto largo periodo de años pueden pasar miles hasta cientos de millones de años y no solo se da en este mundo sino en todo aquel cuerpo celeste que contenga más rocosa sin embargo en esta ocasión solo podemos mencionar aquello que se nos imprescindible conocer para desarrollar y aumentar nuestro conocimientos tanto como a una persona así como un profesional de talla mundial conocer no solo nuestro territorio sino conocer al resto del mundo nos da cierta ventaja.

CAPÍTULO I GENERALIDADES 1.1 DEFINICIÓN La palabra orogénesis proviene del idioma griego (oros significa "montaña" y génesis significa "creación" u "origen"). Se llama orogénesis al proceso geológico mediante el cual la corteza terrestre se acorta y pliega en un área alargada producto de un empuje. Normalmente las orogenias son acompañadas por la formación de cabalgamientos y plegamientos Es la formación o rejuvenecimiento de montañas y cordilleras causadas por la deformación compresiva de regiones más o menos extensas de litosfera FAIM-UNCP 10

continental. Se produce un engrosamiento cortical y los materiales sufren diversas deformaciones tectónicas de carácter compresivo, incluido plegamiento, fallamiento y también el corrimiento de mantos.

1.2

TEORIAS OROGENICAS

Explican los procesos implicados en la formación de los orógenos o cordilleras. Pueden ser: a) Fijistas o verticalistas suponen que la elevación, y por tanto las fuerzas verticales son la causa inicial de la orogenia. b) Movilistas u horizontalistas La elevación es a causa de movimientos horizontales de los continentes. TEORÍAS FIJISTAS A) GEOSINCLINAL. Se debe a un Hall, un geosinclinal es una larguísima cuenca sedimentaria donde se acumulan grandes espesores de sedimentos (hasta 10 km de espesor); las montañas se forman por subsidencia o hundimiento, de la cuenca que funde las rocas más profundas originando magmatismo que al elevarse pliega las rocas no fundidas. Explicó la formación de los Montes Apalaches.

FIGURA 1. GEOSINCLINAL

Dana introdujo modificaciones en esta teoría, y consideró la presencia de fuerzas horizontales en el proceso, el origen de estas fuerzas sería la contracción de la Tierra por efecto del enfriamiento de la misma. Esta teoría no explica la formación de cordilleras como los Alpes. B) TEORÍA DE LA UNDACIÓN .Van Harman, las montañas se forman en dos fases: 1) Ascenso de magmas graníticos que abomban la corteza . 2) Deslizamientos y mantos de corrimiento por efecto del abombamiento. Esta teoría no explica el origen de la energía con la que se levantan y deforman las rocas ni tampoco la naturaleza de los magmas.. C) TEORÍA DE LA OCEANIZACIÓN. Beloussov, explica la naturaleza basáltica de los magmas del manto. Grandes masas de material basáltico invadirían la corteza continental, y los granitos serian englobados en la roca basáltica, que se hundiría formándose una nueva cuenca oceánica en el lugar donde antes había un continente. El mecanismo orogénico consiste en la elevación de los bordes de la cuenca hundida, que formarán una cadena montañosa. D) CONTRACCIÓN. Cuando un planeta, se enfría, se forma una corteza antigua. Poco a poco se va enfriando y se contrae, como la corteza es lo único que está FAIM-UNCP 11

sólido, se pliega y forma las cordilleras. Según esta teoría las montañas deberían estar por todo el planeta, pero no es así. La altura que representan algunas cordilleras, de hoy en día, se tendrían que haber contraído mucho más, y, además, todavía hoy se está formando cordilleras. TEORÍAS MOVILISTAS.

A) DERIVA CONTINENTAL La teoría de la deriva continental fue propuesta originalmente por Alfred Wegener en 1912, quien la formuló basándose, entre otras cosas, en la manera en que parecen encajar las formas de los continentes a cada lado del Océano Atlántico, como África y Sudamérica (de lo que ya se habían percatado anteriormente Benjamín Franklin entre otros. También tuvo en cuenta el parecido

de la fauna fósil de los continentes septentrionales y ciertas formaciones. geológicas. Wegener conjeturó que el conjunto de los continentes actuales estuvieron unidos en el pasado remoto de la Tierra, formando un supercontinente, denominado Pangea. Este planteamiento fue inicialmente descartado por la mayoría de sus colegas, ya que su teoría carecía de un mecanismo para explicar la deriva de los continentes. En su tesis original, propuso que los continentes se FIGURA 2. DERIVA CONTINENTAL

desplazaban sobre el manto de la Tierra de la misma forma en que uno desplaza una alfombra sobre el piso de una habitación. Sin embargo, esto no es posible, debido a la enorme fuerza de fricción implicada, lo que motivó el rechazo de la explicación de Wegener, y la puesta en suspenso, como hipótesis interesante pero no probada, de la idea del desplazamiento continental hasta la aparición de la Tectónica de placas. FAIM-UNCP 12

TECTÓNICA DE PLACAS. Origen: en 1968, De Pichón y Morgan establecieron que la Litosfera no era una capa continua y homogénea, sino que se encuentra fragmentada en porciones o placas litosféricas, y que durante millones de años las placas se han ido desplazando de manera lenta y continua. Esta teoría complementa a la deriva continental.

FIGURA 3. TECTÓNICA DE PLACAS

Sin embargo no se puede citar a un científico concreto como su autor. Fueron varios y de diversas nacionalidades los que mediante artículos publicados entre 1968 y 1971 esbozaron la teoría, la cual se basa en una serie de precedentes históricos, al mismo tiempo que los complementa. Estos precedentes son: - La teoría de la deriva continental. - Las corrientes de convección. - La expansión del fondo oceánico. La Tectónica de placas tiene un marcado carácter generalista e integrador en el sentido de que pretende explicar una gran diversidad de fenómenos geológicos de manera integrada y en base a unos pocos principios. Concepto básico: lo caliente (ya sea aire, agua o magma) tiende a subir. El material fundido de la astenósfera sube y la materia fría y endurecida se hunde. Las rocas que se hunden alcanzan elevadas temperaturas en las capas profundas de la astenósfera y vuelven a ascender; El material fundido fluye y sale a la superficie formando nueva corteza. Se forma un ciclo. Este movimiento circular y continuo conforma las corrientes de convección. Bases de la teoría: - La corteza terrestre está compuesta al menos por una docena de placas rígidas que se mueven. - En las zonas de contacto entre placas, llamadas bordes o límites de placa, se concentra la mayor parte de la actividad geodinámica de origen interno de nuestro planeta como consecuencia de la interacción mecánica entre dichas placas. - En contraste, las zonas internas de las placas, llamadas zonas de interplaca, son áreas con una actividad geodinámica interna mucho menor en términos comparativos. - Los continentes se desplazan solidariamente con el conjunto de la placa en que están ubicados, de modo que la deriva continental se nos muestra como una consecuencia lógica de la hipótesis de las placas tectónicas. - Existen placas oceánicas (en las que sólo hay corteza oceánica) y placas mixtas (con corteza continental y oceánica).

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1.3

INTERPRETACION ACTUAL

El problema de la interpretación de la orogénesis ha sido el problema teórico mayor de la Geología desde su origen. Se trata de explicar por qué, a pesar de la continuidad de los procesos de erosión, no deja de haber en la Tierra relieves elevados y abruptos. El desarrollo y aceptación de la teoría de la Tectónica de Placas a partir de la década de1960 ofreció un nuevo marco teórico para la comprensión de este enigma. Hasta entonces las diversas teorías podían en su mayoría encuadrarse dentro de un conjunto conocido como teorías del geosinclinal/orógeno. Esta denominación alude al reconocimiento, no desmentido, de que las grandes cordilleras se levantan sobre todo con materiales sedimentarios acumulados en grandes cuencas marginales a los continentes, a las que se llama geosinclinales va precisamente en el carácter sedimentario pero deformado de las formaciones rocosas delas más altas cumbres montañosas. Lo que faltaba en esas teorías tectónicas era una explicación satisfactoria del origen de las inmensas fuerzas de compresión necesarias para convertir un geosinclinal en un orógeno. La Teoría de la Tectónica de Placas explica el levantamiento como un efecto derivado de la convergencia de placas litosféricas. La convergencia arranca cuando la litosfera oceánica se rompe, generalmente junto al margen continental, en el lado externo de un geosinclinal. Consiste durante mucho tiempo en la subducción de esa litosfera oceánica bajo el margen continental, para terminar frecuentemente con una fase en la que la convergencia termina dando lugar a la colisión de dos fragmentos continentales. Mientras se trata de subducción, la orogénesis produce cordilleras ricas en fenómenos volcánicos; es el caso de los Andes. Cuando se alcanza, si es que ocurre, la fase de colisión, los orógenos que selcánica; este tipo viene ejemplificado por el Himalaya o los Alpes. Continúa habiendo debate en torno al peso relativo de cada proceso natural involucrado en la orogénesis (fuerzas tectónicas, deformación de la litosfera, erosión y transporte de sedimento, clima, magmatismo, etc.) en determinar la estructura actual de los orógenos. Desde finales de los años 90, por ejemplo, se ha desarrollado la idea de que el crecimiento del orógeno y su deformación interna es sensible a la distribución superficial de la erosión, controlada por el clima, pero no existe aún consenso sobre la relevancia de este efecto.

CAPITULO II FORMACION DE MONTAÑAS 2.1 CONVERGENCIA Y SUBDUCCIÓN DE PLACAS El ascenso de rocas del manto parcialmente fundidas a lo largo de los bordes divergentes de placa se traduce en la formación de nueva litosfera oceánica. Por el contrario, las zonas de subducción situadas a lo largo de los bordes convergentes son los puntos de destrucción de las placas, lugares donde las capas de litosfera oceánica se doblan y se sumergen de nuevo en el manto. A medida que la litosfera oceánica se hunde lentamente, las temperaturas y las presiones más elevadas alteran de manera gradual estas capas rígidas hasta que se asimilan por completo en el manto.

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2.1.1 PRINCIPALES ESTRUCTURAS DE LAS ZONAS DE SUBDUCCIÓN Las zonas de subducción pueden dividirse aproximadamente en las cuatro regiones siguientes: (1.) una fosa oceánica profundo, que se forma donde una placa de litosfera oceánica en subducción se dobla y desciende hacia la astenosfera; (2) un arco volcánico, que se forma sobre la placa supra yacente; (3) una región situada entre la fosa y el arco volcánico (región le antearco), y (4) urra región situada en el lado del arco volcánico opuesto a la fosa (región de

trasarco). Aunque todas las zonas de subducción tienen estas estructuras, existe una gran cantidad de variaciones, tanto a todo lo largo de una sola zona de subducción como entre zonas de subducción diferentes. Las zonas de subducción también pueden situarse en una de las dos categorías siguientes: aquellas en las que la litosfera oceánica subduce por debajo de otra capa oceánica y aquellas en las que la litosfera oceánica desciende por debajo de un bloque continental. (Una excepción es la zona de subducción de las Aleutianas, en la que la parte oeste es una zona de subducción océano-océano, mientras que la subducción a lo largo de la sección oriental tiene lugar bajo la masa continental de Alaska.) 2.1.2 DINÁMICA EN LAS ZONAS DE SUBDUCCIÓN Dado que las zonas de subducción se forman en el lugar en el que dos placas convergen, es natural suponer que las grandes fuerzas compresionales actúan para deformar los bordes de las placas. De hecho, este es el caso a lo largo de muchos bordes convergentes de placa. Sin embargo, los bordes convergentes no son siempre regiones dominadas por las fuerzas compresionales. 

Extensión y expansión de la zona tras arco: A lo largo de algunos bordes convergentes de placa, las placas supra yacentes están sometidas a tensión, lo cual provoca el estiramiento y el adelgazamiento de la corteza. ¿Pero cómo actúan los procesos extensionales cuando dos placas se mueven juntas? Se cree que la edad de la placa oceánica en subducción desempeña un papel importante en la determinación de las fuerzas dominantes que actúan en la placa suprayacente. Recordemos que cuando una capa relativamente fría y densa subduce, no sigue un camino fijo hacia la astenosfera. Antes bien, se hunde verticalmente a medida que desciende, haciendo que la fosa se retire, como se muestra en la conforme la placa en subducción se hunde, crea un flujo (succión de placa) en la astenosfera que «tira» de la placa superior hacia la fosa en retirada. (¡Imaginemos qué pasaría si estuviéramos sentados en un bote salvavidas cerca del Titanic mientras éste se hunde!) Como consecuencia, la placa suprayacente está sometida a tensión y puede alargarse y adelgazarse. Si la tensión se mantiene durante el tiempo suficiente, se formará una cuenca de trasarco.

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El adelgazamiento y la ruptura de la litosfera se traduce en el afloramiento de rocas calientes del manto y la fusión por descompresión que lo acompaña. La extensión continuada inicia un tipo de expansión del fondo oceánico que genera nueva corteza oceánica y, de este modo, aumenta el tamaño de una cuenca de trasarco en desarrollo. Se encuentran cuencas de trasarco activas detrás de las islas Marianas y las Tonga, mientras que las cuencas inactivas contienen el mar del sur de la China y el mar de Japón. Se cree que la expansión trasarco que formó el mar de Japón separó un pequeño fragmento de corteza continental de Asia. Gradualmente, este fragmento de corteza migró hacia el mar junto con la fosa en retirada. La expansión del fondo oceánico, a su vez, creó la corteza oceánica del fondo del mar de Japón. 

Condiciones compresionales: En algunas zonas de subducción dominan las fuerzas compresionales. Éste parece ser el caso de los Andes centrales, donde un episodio de deformación empezó hace unos 30 millones de años. Durante este intervalo de tiempo, el borde occidental de América del Sur ha estado cabalgando activamente la placa de Nazca, en subducción, a una velocidad aproximada de 3 centímetros anuales. En otras palabras, la placa Suramericana ha estado avanzando hacia la fosa Perú-Chile a una velocidad mayor de la de retirada de la fosa. Por tanto, en el caso de los Andes, la capa de litosfera oceánica descendiente sirve como un «muro» que resiste el movimiento en dirección oeste de la placa Suramericana. Las fuerzas tectónicas resultantes han acortado y engrosado el borde occidental de América del Sur. (Es importante observar que la corteza continental es en general más débil que la corteza oceánica; por tanto, la mayor parte de la deformación ocurre en los bloques continentales.) En esta región, el bloque de corteza de los Andes tiene un máximo engrosamiento de unos 70 kilómetros, y una topografía montañosa que en algunas ocasiones supera los 6.000 metros de altura.

FIGURA 4. PRINCIPALES CINTURONES MONTAÑOSOS DE LA TIERRA. TARBUCK

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FIGURA 5. ARCO INSULAR Modelo en el que se muestra la formación de una cuenca de trasarco. La subducción y la retirada y doblamiento hacia atrás de la placa oceánica crea un flujo en el manto que “tira” de la placa superior hacia la fosa en retirada. Si se está creando continuamente nuevo fondo oceánico y la Tierra no está creciendo, la creación de nueva superficie debe ser compensada mediante la destrucción de superficie antigua. Por otro lado, si dos placas se alejan una de otra, esto significa que se acercan a otras placas que se encuentren en su camino, y si éstas no se alejan lo suficientemente rápido tienen que competir por la superficie que ocupan. En los extremos de dos placas, UNA CONTINENTAL Y OTRA OCEÁNICA, el extremo de la placa oceánica tiende a hundirse, porque es más pesada que la astenosfera, mientras que la placa continental flota por ser más ligera. En consecuencia, la placa oceánica se hunde bajo la continental y regresa al manto donde las altas temperaturas la funden. Las trincheras oceánicas son, por tanto, zonas de subducción donde se consume la placa oceánica. El hueco entre la placa subducida y la subducente forma una trinchera oceánica donde se deposita gran cantidad de sedimentos, aportados sobre todo por la continental. Algunas veces parte de estos sedimentos se une al continente y, de esta manera, crecen los continentes. Los lugares mencionados son denominados FOSAS OCEÁNICAS , y son las que bordean el Pacífico: CHILE y PERÚ, ALEUTIANAS, KURILES, JAPÓN, FILIPINAS, MARIANAS, TONGA e INDONESIA. Lugares que los antiguos marineros denominaban ''EL CINTURÓN DE FUEGO DEL PACIFICO''. FAIM-UNCP 17

FIGURA 6. DORSALES

La Placa de corteza oceánica mas densa, subduce y se introduce por debajo de la continental menos densa, formando un plano inclinado de unos 45º. A medida que el calor de la profundidad la va fundiendo, junto con una pequeña cantidad de agua, origina un magma mas ligero (Andesítico) que el de su procedencia (basáltico-peridotítico). Al ascender el magma, formará volcanes que se intercalarán con los sedimentos plegados, dando origen a cordilleras perioceánicas como los Andes. Este modelo corresponde a la Subducción de una buena parte de la corteza del océano Pacífico, bajo el continente Sudamericano, la que forma la Placa de Nazca. El 95% de la energía sísmica del planeta se localiza en las zonas de Subducción y la mayor parte de los volcanes activos de la Tierra erupcionan en estas zonas: La fricción y el rozamiento de ambas placas produce "atascos" en el camino de vuelta hacia el interior terrestre. Estos "atascos" acumulan y concentran una enorme cantidad de energía. Pero la Dorsal sigue creando corteza y esta sigue empujando hasta que logra "desatascarse", liberando esa energía contenida de forma súbita y produciendo terremotos.

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FIGURA 7. SUBDUCCION TIPO MARIANAS Pero también se puede producir subducción al colisionar dos placas, ambas de corteza oceánica como ocurre en los archipiélagos del oeste del Pacífico (Filipinas, Marianas, Tonga). Entonces la más densa, que es la placa más antigua y fría, se introduce por debajo de la mas joven y caliente y por tanto mas ligera (menos densa). En este caso y a medida que se funde la placa que subduce, emerge un magma que formara un conjunto, de islas volcánicas con silueta arqueada (Arco-Islas). Aquí la Subducción es menos "traumática", se atasca menos, pues la placa que subduce, no tiene encima una cordillera y medio continente, como ocurre en el caso de sudamericana. La corteza que subduce lo hace formando un plano inclinado mayor de 45º, sin apenas terremotos, y produciendo profundas fosas (la fosa de las Marianas supera los 12.000 metros de profundidad); pero eso si, el magma producido sigue siendo de menor densidad (Andesítico), pues en la subducción se incorporando una pequeña cantidad de agua que rompe la estructura primaria de los minerales y rocas que formaban la corteza oceánica original (basáltica- peridotítica).

DORSALES O ZONAS DE DORSAL Cuando el movimiento de las placas es de separación, se crea un "hueco" en la litosfera, aprovechado por rocas magmáticas para generar nueva corteza oceánica. También se denominan ZONAS DE DORSAL o límites constructivos. Las DORSALES se generan cuando en el manto terrestre se produce un ascenso de rocas fundidas (pluma de magma) que rompen la corteza continental y dan lugar a la formación de una fisura de miles de kilómetros de longitud en la que se FAIM-UNCP 19

produce un intenso vulcanismo. El ascenso del magma provoca un abombamiento en la corteza, seguido de un estiramiento y la consiguiente rotura, que hace que se forme un domo térmico Este proceso es consecuencia de las corrientes convectivas ascendentes generadas en el manto.

FIGURA 8. RIFT

Constituyen grandes elevaciones con una altura media de 2000 a 3000 metros. La cadena presenta un relieve muy accidentado, con laderas amplias y crestas marcadas a menudo por una profunda hendidura longitudinal, llamada valle de hundimiento o rift, a lo largo de la cual se producen numerosos sismos superficiales y erupciones volcánicas que vierten lavas de basalto. A los lados de la dorsal va aumentando poco a poco el grosor de la corteza volcánica y el espesor de los sedimentos; la actividad sísmica se atenúa más rápidamente. Fuera de las crestas no hay sino volcanes dispersos que forman montañas aisladas. Las crestas de la dorsal pueden estar desplazadas lateralmente a lo largo de tramos extensos que corresponden a zonas de fractura. En los límites entre dos placas la lava ardiente fundida asciende hasta la superficie, se enfría y se solidifica al tiempo que la corteza más antigua se va separando a ambos lados de la dorsal. En algunos puntos del Atlántico medio la dorsal se desplaza unos 2 cm al año, mientras que en el pacífico Oriental se mueve más deprisa, a razón de unos 14 cm anuales. El cambio gradual del volumen sumergido de las dorsales oceánicas provoca modificaciones muy FAIM-UNCP 20

ligeras del nivel del mar a una escala geológica de tiempos. En las crestas de las dorsales hay también fumarolas o grietas hidrotermales de las que brota vapor rico en minerales a una temperatura de hasta 350 ºC a través de las grietas del fondo marino. Estas fuentes de agua depositan estructuras columnares de sulfuros metálicos que mantienen colonias de animales poco comunes. Los compuestos que emiten estos manantiales de agua caliente desempeñan una importante función en el mantenimiento de la composición del agua marina. HOT SPOTS (PUNTOS CALIENTES) La mayor actividad geológica (terremotos, volcanes, deformaciones, cordilleras, etc.), como hemos visto, sucede en las zonas de LIMITES DE PLACAS, pero en algunas ocasiones dentro de las placas y a kilómetros de distancia de sus límites se dan fenómenos geológicos interesantes. Un ejemplo de actividad geológica en el interior de las placas, son los conocidos como PUNTOS CALIENTES o HOT SPOTS, que pueden originar archipiélagos de islas volcánicas, como el archipiélago de HAWAI, en el océano Pacífico. En estas zonas se produce un ascenso de materiales muy calientes, sólidos pero plásticos, procedentes de zonas profundas del manto y calentadas por el núcleo externo, hasta la litosfera. Cuando ese chorro de material alcanza la litosfera, parte se funde y se originan magmas que alcanzan la superficie y dan lugar a la formación de volcanes. En el caso de las HAWAI, esos volcanes submarinos, al crecer por encima de la superficie del mar formarían las diferentes islas volcánicas del archipiélago. A diferencia de otras áreas de vulcanismo como las ZONAS DE SUBDUCCIÓN o las ZONAS DE DORSAL, el vulcanismo de los HOTSPOTS no está necesariamente asociado a las partes limítrofes de las PLACAS TECTÓNICAS. Existen dos hipótesis principales sobre el origen de los HOTSPOTS: Una que complementa la TECTÓNICA DE PLACAS relacionandolos con PLUMAS DE MANTO, y otra en la que las FUERZAS TECTÓNICAS DE EXTENSIÓN hacen en gran medida innecesaria la existencia de estas plumas. Las montañas se forman a través de un proceso general llamado "deformación" de la corteza de la Tierra. La palabra deformación es una palabra que también significa "doblar". Cuando dos secciones de la litósfera chocan, que no están bajo subducción, hace que las lajas de la litósfera sean forzadas hacia abajo, hacia regiones más profundas de la Tierra; las lajas de apilan unas contras otras, causando que una o ambas lajas se doblen como un acordeón. Este proceso hace que la corteza se eleve, doble y deforme grandemente y de origen a las cordilleras de montañas. Generalmente, la formación de las montañas y el manto de subducción van juntas. Formación de montañas: los plegamientos La corteza terrestre es sólida, pero como constantemente se generan nuevas porciones y se destruyen otras, en su zona interior se producen enormes fuerzas que acaban por deformarla. Estas fuerzas, actuando durante millones de años, hacen que la corteza se ondule y forme pliegues, en un lugar se levanta el terreno, en otro se hunde. A FAIM-UNCP 21

veces, estas fuerzas son tan potentes que la elasticidad de los materiales no pueden soportarlas y el pliegue se rompe. Las fuerzas que doblan la Tierra

FIGURA 9. PLEGAMIENTOS Los materiales rocosos que forman la corteza terrestre tienen un grado de elasticidad determinado, que es máximo en las rocas blandas de tipo sedimentario y mínimo en las rocas metamórficas. Cuando actuan fuerzas intensas, como las producidas en el choque entre continentes, la roca cede elásticamente y se dobla adoptando una forma que depende de su elasticidad y de la intensidad de la fuerza. Estos procesos de plegamiento pueden producirse a profundidad y son los responsables de la formación de las grandes cordilleras de la Tierra. Si la fuerza supera la elasticidad, la roca se rompe y se forma una falla. La mayoría de las rocas estratificadas visibles en ríos, canteras o costas eran, en su origen, sedimentos depositados en capas o lechos horizontales. Hoy suelen estar inclinados en una u otra dirección. En ocasiones, cuando los estratos afloran a la superficie se puede ver cómo suben hasta un arco o descienden hacia un seno. Pliegues, anticlinales y sinclinales Cada unidad de plegamiento se llama pliegue. Los pliegues superiores con forma abovedada se llaman anticlinales y tienen una cresta y dos ramas inclinadas que descienden hacia senos contiguos, donde pueden formarse los pliegues inversos en forma de cuenco, o sinclinales. Los monoclinales tienen una rama inclinada y otra horizontal, mientras que las de los isoclinales se hunden en la misma dirección y el mismo ángulo. Los periclinales son pliegues como cuencas (inclinación interna) o cúpulas (inclinación externa). Los pliegues se miden en términos de longitud de onda (de cresta a cresta o de seno a seno) y altura (de cresta a seno). Estos pliegues pueden ser microscópicos o tener longitudes de kilómetros. FAIM-UNCP 22

Los rocas de la superficie son tan duras y quebradizas que parece imposible que se doblen de manera plástica durante una deformación, y menos que fluyan entre las grietas a la vez que se produce el plegamiento. El calor es un factor importante en las profundidades del manto terrestre y puede convertir las rocas de rígidas a dúctiles, ablandándolas.

FIGURA 10. ANTICLINAL, SINCLINAL, HOMOCLINAL La cantidad de tiempo en que las rocas están sometidas a tensión es también importante. La diferencia de comportamiento se puede explicar si se considera el ejemplo del alquitrán: al golpearlo con un martillo se rompe, pero con el efecto de la gravedad se desparrama. De igual forma, las rocas que sufren procesos de deformación rápida se fracturan y producen un terremoto, mientras que las mismas rocas se pliegan si se someten a tensiones largas y continuas. A veces el terreno sufre una ligera deformación que no llega a formar un pliegue. El fenómeno se llama "flexión" del terreno. Por otra parte, algunos pliegues tienen zonas de pendiente menor en medio de una superficie uniformemente inclinada, llamadas "terrazas".

2.2 SUBDUCCIÓN Y FORMACIÓN DE MONTAÑAS Cuando dos secciones de la litósfera de la Tierra chocan, una placa de la litósfera podría ser forzada hacia las regiones profundas de la Tierra. A esto se le conoce como proceso de subducción. La placa que es forzada hacia el interior de la Tierra es usualmente derretida nuevamente cuando sus bordes alcanzan una profundidad que está lo suficientemente caliente. (Las temperaturas lo suficientemente calientes para derretir a la litósfera están en el orden de los mil grados). Los procesos de ormacion de montañas o de formación de islas, van unidas a la subducción litosférica. Asociado con el proceso de subducción de una placa de la litósfera siempre hay un foso, que se encuentra en la interface entre la placa que está bajo subducción y la placa colindante. Los fosos asociados con las placas en subducción pueden ser vistos de una cordillera en medio del océano, y en el suelo marino. Usualmente, la litósfera que se ha vuelto a derretir es de un material de diferente naturaleza química a la litósfera y astenósfera circundante. La litósfera que se ha

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vuelto a derretir emerge de vuelta hacia la superficie, donde con frecuencia contribuye a la formación de volcaners y arcos de islas.

FIGURA 11. ZONA DE SUBDUCCION La subducción de placas es el proceso de hundimiento de una zona oceánica de una placa litosferica bajo el borde de otra placa en un limite convergente, según la teoría de tectonica de placas. La subducción ocurre a lo largo de amplias zonas de subducción que en el presente se concentran especialmente en el entorno del oceano pacifico, en el llamado cinturon de fuego del pacifico, pero también hay zonas de subducción en partes del man Mediterraneo, las Antillas, las Antillas del Sur y la costa índica de Indonesia. La subducción es causada por dos fuerzas tectónicas , una que proviene del empuje de las dorsales meso oceanicas y otra que deriva del jale de bloques. La subducción provoca muchos terremotos de gran magnitud los cuales se originan en la zona de Benioff. La subducción también causa la fusion parcial de parte del manto terrestre generando magma que asciende dando lugar a volcanes. El ángulo de subducción, el ángulo que forma el plano de la zona de Benioff con la superficie terrestre, puede variar de cerca de 90° en las Marianas a tan sólo 10° en Perú. La corteza oceánica que está en camino de ser subducida en la fosa de las marianas es la corteza oceánica más antigua de la Tierra sin contar ofioliotas. La subducción empinada está asociada a extensión de retroarco, provocando la migración de corteza de los arcos volcánicos y fragmentos de corteza continetal dejando atrás un mar marginal. Como se ha comentado anteriormente, la subducción de la litosfera oceánica da lugar a dos tipos distintos de cinturones montañosos. Cuando la litosfera oceánica subduce por debajo de una placa oceánica, se desarrollan un arco insular y las estructuras tectónicas relacionadas. La subducción por debajo de un bloque continental, en cambio, se traduce en la formación de un arco volcánico a lo largo del borde de un continente. Los bordes de placa que generan arcos volcánicos continentales suelen denominarse bordes de tipo andino.

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Se forman montañas en las zonas de expansión de la litosfera dorsales oceánicas. Aquí, sumergidas casi totalmente en los océanos aparecen largas cadenas montañosas de origen volcánico. Otras veces, las montañas se forman en las zonas de subducción, en concreto a partir de las fosas oceánicas. Las cordilleras montañosas accesibles a nosotros las continentales se forman en unas zonas conocidas como ORÓGENOS que coinciden con las fosas oceánicas. Estas zonas, en un principio son profundas depresiones, donde a lo largo de miles y miles de años se van acumulando fragmentos rocosos producidos por la erosión en el continente y que son transportados hasta allí por las corrientes de aire o de agua. Las características de estos fragmentos rocosos varían de unas (pocas a otras según cuales sean los agentes geológicos que los han producido en el continente y de las fuerzas que los han arrastrado hasta allí. En ocasiones se acumulan partículas muy pequeñas y de pronto llegan hasta allí otras mayores. Poco a poco se observa una disposición del material en capas, unas constituidas por material más pequeño, otras de material más grande, etc. Estas capas se llaman ESTRATOS. Estas regiones pueden acumular grandes espesores de sedimentos debido a que estén en un proceso de hundimiento continuo se localizan en las zonas de subducción. Llega un momento que todos estos estratos empiezan a formas PLIEGUES, se van elevando en altura, sobresalen por encima del nivel del mar y por último constituyen una cadena montañosa. La orogénesis se produce siempre en bordes convergentes de placa, es decir en las regiones contiguas al límite entre dos placas litosfericas cuyos desplazamientos convergen. 2.2.1 ARCOS INSULARES Un arco insular o arco de islas es una clase de archipielago formado por la tectonica de placas a medida que una placa tectonica en el océano protagoniza una subduccion contra otra y se produce magma. Los arcos insulares son de los dos principales tipos de arcos volcanicos el otro siendo los arcos continentales (ej. cinturon volcanico de los andes) aunque existen muchos casos intermedios como lo es Nueva Zelanda, el Arco Volcanico Centroamericano y el Arco de Zonda. Los arcos insulares representan lo que quizá son los cinturones montañosos más simples. Estas estructuras son consecuencia de la subducción constante de la litosfera oceánica, que puede durar 100 millones de años o más. La actividad volcánica esporádica, el emplazamiento de cuerpos plutónicos en profundidad y la acumulación de sedimentos procedentes de la placa en subducción aumentan de manera gradual el volumen del material de la corteza que cubre la placa superior. Algunos arcos de islas volcánicas maduros, como el de Japón, parecen haberse formado sobre un fragmento preexistente de corteza continental. Arco insular: Geomorfología Conjunto de islas en forma de arco que se suele formar tras un borde destructivo de placa y sobre una zona de subducción. Las islas originadas con esta típica FAIM-UNCP 25

morfología son de carácter volcánico y se forman a partir de los magmas diferenciados, procedentes de la fusión de la corteza subducida que atraviesan la corteza oceánica. Estos arcos-isla pueden quedar englobados dentro de un continente sin que cese su actividad, ya que ésta sólo finaliza cuando toda la corteza subducida es fundida totalmente, proceso que puede durar varios millones de años. El arco-isla o arcos insulares se sitúan por consiguiente en bordes convergentes, cercanos a continentes y constituyen archipiélagos de trazado cóncavo-convexo, por ejemplo: las islas del Japón, las Aleutianas, las Kuriles, las Marianas y las Antillas. Los arcos insulares son cóncavos hacia el continente y presentan unas pronunciadas fosas oceánicas hacia la placa que subduce. Existen dos tipos de arco-islas: los maduros (por ejemplo, las islas de Japón o de las Antillas), que tienen una edad próxima a la del continente y características análogas a las de las cordilleras pericontinentales, y los jóvenes o inmaduros, típicos del Pacífico, con rasgos mucho menos continentalizados. Formación de un arco insular

FIGURA 12. Formación de un arco insular por la subducción bajo litosfera oceánica.

En una zona de subducción, el borde de una placa se desliza por debajo de la otra, oprimiéndola. Cuando un continente se encuentra próximo a una zona de subducción, surgen a lo largo de su línea costera volcanes que actúan como válvulas naturales para liberar la presión del interior de la Tierra, producida por el empuje de la placa en subducción contra la placa oprimida. Las temperaturas y la presión (que aumentan con la profundidad) generan la volatizacion de parte de los componentes de la placa en subducción provocando la fusión de su manto y generan un magma de baja densidad que asciende desde la litosfera a través de la corteza terrestre a la superficie. Pero de no existir tierras cercanas a una zona de subducción, la resultante cadena de volcanes emergerá desde el fondo marino constituyendo islas volcánicas y presentará la forma de un arco paralelo al límite de la placa presionada y convexo en relación con la placa en subducción. Esto es consecuencia de la geometría de la placa esférica que se comprime a lo largo del borde de una superficie esférica.

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2.2.2 FORMACIÓN DE MONTAÑAS A LO LARGO DE LOS BORDES DE TIPO ANDINO Se formado de montañas durante el pasado geológico reciente en varios lugares del mundo. Los cinturones jóvenes montañosos abarcan Ia cordillera Americana, que transcurre a lo largo del margen oriental del continente Americano desde el cabo de Hornos hasta Alaska e incluye los Andes y las montañas Rocosas; la cadena Alpina-Himalaya, que se extiende desde el Mediterráneo hasta el norte de India e Indochina, atravesando Irán, y los terrenos montañosos del Pacífico oriental, que comprenden arcos de islas volcánicas como Japón, Filipinas y Sumatra. La mayoría de esos jóvenes cinturones montañosos se formó en los últimos 100 millones de años. Algunos, entre ellos el Himalaya, empezaron su crecimiento hace tan sólo 45 millones de años. Además de estos cinturones montañosos jóvenes, existen también en nuestro planeta varias cadenas montañosas formadas durante el Paleozoico y el Precámbrico. Aunque esas estructuras más antiguas están profundamente erosionadas y son topográficamente menos prominentes, poseen claramente los mismos rasgos estructurales encontrados en las montañas más jóvenes. Los Apalaches al este de los Estados Unidos y los Urales en Rusia son ejemplos clásicos de este grupo de cinturones montañosos más antiguos. Durante las últimas décadas, los geólogos han aprendido mucho de los procesos tectónicos que generan montañas. El término asignado a los procesos que producen colectivamente un cinturón montañoso es el de orogénesis (oros: montaña; genesis: llegar a ser). Algunos cinturones montañosos, incluidos los Andes, están formados predominantemente por lavas y derrubios volcánicos que fueron expulsados a la superficie, así como de cantidades Masivas de rocas ígneas intrusivas que se han solidificado en profundidad. Sin embargo, la mayor parte de los principales cinturones montañosos exhiben pruebas visuales destacables de las grandes fuerzas tectónicas que han acortado y engrosado la corteza. Estas montañas compresionales contienen grandes cantidades de rocas sedimentarias preexistentes y fragmentos cristalinos de la corteza plegados. Aunque los pliegues y las fallas suelen ser los signos más visibles de la orogénesis, el metamorfismo y la actividad ígnea están siempre presentes en grados diversos. Con el paso de los años, se han ido proponiendo diversas hipótesis relativas a la formación de los principales cinturones montañosos de la Tierra (figura BC01). Una de las primeras propuestas sugería que las montañas son simplemente arrugas de la corteza terrestre producidas cuando el planea se enfrió a partir de su estado semifundido original. A medida que la Tierra perdía calor, se contraía y se encogía. En respuesta a este proceso, la corteza se deformó de una manera parecida a como se encoge la piel de una naranja cuando la fruta se va secando. Sin embargo, ni ésta ni ninguna de las primeras hipótesis pudo resistir un escrutinio cuidadoso. Con el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas, ha surgido un modelo para la orogénesis con un excelente poder explicativo. De acuerdo con este modelo, la mayor parte de la formación de las montañas se produce en los bordes de placa convergentes. En estos puntos, Las placas que colisionan proporcionan los esfuerzos compresionales horizontales necesarios para plegar, formar fallas y producir metamorfismo en las gruesas acumulaciones de sedimentos que se depositan a lo largo de los márgenes continentales. Estos procesos de FAIM-UNCP 27

engrosamiento y acortamiento elevan rocas que pueden haberse formado cerca del nivel del mar hasta grandes alturas. Para desvelar los acontecimientos que producen las montañas, los investigadores examinan las estructuras montañosas antiguas, así como los lugares donde hay orogénesis activa en la actualidad. De particular interés son las zonas de subducción activas, donde las placas litosféricas están convergiendo. Aquí la subducción de la litosfera oceánica genera los terremotos más fuertes y las erupciones volcánicas más explosivas de la Tierra, a la vez que representa un papel fundamental en la generación de muchos de los cinturones montañosos de la Tierra.

2.2.3 SIERRA NEVADA Y LAS SIERRAS LITORALES Durante el período Jurásico, cuando el Atlántico norte empezó a abrirse, se formó una zona de subducción a lo largo del borde occidental de la placa Norteamericana. Las pruebas de este episodio de subducción se encuentran en un cinturón casi continuo de plutones ígneos que incluyen el batolito Baja de México, los batolitos de Sierra Nevada y Idaho situados en el oeste de los Estados Unidos y el batolito Litoral de Canadá. Una parte de lo que formó este borde convergente de placa constituye ahora un excelente ejemplo de un cinturón orogénico inactivo de tipo andino. Que incluye Sierra Nevada y las sierras Costeras de California (Figura BC-06). Estos cinturones montañosos paralelos se produjeron por la subducción de una parte de la cuenca del Pacífico (placa de Farallón) debajo del borde occidental de California. El batolito de Sierra Nevada es un resto del arco volcánico continental que fue generado por numerosas oleadas de magma a lo largo de 10 millones de años. Las sierras Costeras representan un prisma de acreción que se formó cuando los sedimentos arrancados de la placa en subducción y erosionados desde el arco volcánico continental se plegaron y fallaron de una manera intensa. (Algunas porciones de las sierras Costeras están compuestas de una mezcla caótica de rocas sedimentarias y metamórficas y fragmentos de corteza oceánica denominada formación Franciscano

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FIGURA 13. Mapa de las montañas y relieve del oeste de Estados Unidos. (Tomado de Thelin y Pike, U. S. Geoloqical Survey.) La subducción, que empezó hace unos 30 millones de años, cesó de manera gradual a lo largo de gran parte del borde de Norteamérica a medida que el centro de expansión que produjo la placa de Farallón entraba en la fosa de California (véase Figura BD-20). Tanto el centro de expansión como la zona de subducción se destruyeron posteriormente. El levantamiento y la erosión que siguieron a este acontecimiento han eliminado gran parte de la evidencia de la actividad volcánica antigua y han dejado expuesto un núcleo de rocas ígneas cristalinas y rocas metamórficas asociadas que componen la Sierra Nevada. El levantamiento de las sierras Costeras tuvo lugar sólo recientemente, como demuestran los sedimentos jóvenes, no consolidados, que todavía cubren zonas de estas tierras elevadas. El Gran Valle de California es un resto de la cuenca de antearco que se formó entre la Sierra Nevada y las sierras Costeras, ambas en desarrollo. Durante gran parte de su historia, algunas partes del Gran Valle se extienden por debajo del nivel del mar. Esa cuenca llena de sedimentos contiene potentes depósitos marinos y derrubios erosionados del arco volcánico continental. A partir de este ejemplo, podemos ver que los cinturones montañosos de tipo andino están compuestos de dos zonas de deformación casi paralelas. Un arco volcánico continental, que se forma a lo largo de los bordes continentales, está compuesto de volcanes y grandes cuerpos ígneos intrusivos y rocas metamórficas FAIM-UNCP 29

asociadas. En el lado del mar del arco volcánico continental, donde las placas en subducción descienden por debajo del continente, se genera un prisma de acreción. Esta estructura está formada principalmente por sedimentos y derrubios volcánicos que se han plegado, se han fallado y en algunos lugares se han metamorfizado estas zonas deformadas se extienden una cuenca de antearco, compuesta principalmente de estratos marinos horizontales. En resumen, el crecimiento de cinturones montañosos en las zonas de subducción es una respuesta al engrosamiento de la corteza provocado por la adición de rocas ígneas derivadas del manto. Además, el acortamiento y el engrosamiento de la corteza tienen lugar a lo largo de los bordes continentales como consecuencia de la convergencia.

2.3 TIPOS BASICOS DE MONTAÑAS 1.1 Según su altura. Se distingue entre montañas medias, de formas generalmente redondeadas a consecuencia de diferencias de altura escasas, y montañas altas, de formas agudas y pendientes abruptas, consecuencia de una erosión intensa determinada por el carácter enérgico del relieve (los Alpes). 1.2 Según su forma y extensión. Se distinguen montañas en cadena (cordillera, cadenas montañosas), con una serie de cadenas paralelas alargadas, y montañas-macizos, en las que la extensión es, más o menos, igual en todas las direcciones. 1.3 Según su origen. Se distinguen montañas volcánicas, surgidas por la actividad volcánica, y montañas tectónicas, que, a su vez, pueden ser plegadas (en ellas los pliegues determinan aún las formas y el agrupamiento de las cadenas), falladas o fracturadas (en ellas las fracturas y fallas son las que determinan los rasgos esenciales de la estructura) y plegado-fracturadas (los plegamientos están entremezclados en fallas). Algunos montes se formaron por la confluencia de placas tectónicas en desplazamiento y la afluencia de las rocas en sus límites. En este proceso las rocas sedimentarias originarias del fondo oceánico se elevan y forman mesetas intermontañas donde enormes capas horizontales son levantadas, como el Tíbet en el Himalaya a 4200 metros de altitud o la meseta de Colorado en el Gran Cañón a 1600 metros de altura. También forman montañas plegadas, cuando el empuje contra escudos supone el plegamiento de depósitos geosinclinales con espesores de 10 Km., ejemplo Andes, Alpes, Himalaya y Rocallosas. Otras montañas pueden alzarse por fractura; tales son las montañas de bloque como las de Ruwenzori entre Uganda y Zaire. Un tercer tipo de montes puede formarse como resultado de la actividad volcánica y ello puede ocurrir en regiones de plegamiento orogénico activo como a lo largo de la costa Pacífico donde están los volcanes Santa Helena(USA), Ruiz (Col.) y Misti (Per.). Hay otro tipo fundamental de montaña, la que nace empujada hacia arriba por una intrusión magmática o de un diapiro salino bajo la superficie.

FAIM-UNCP 30 FIGURA 14. ESTRUCUTURA DE PLACAS

FIGURA 15. CORDILLERAS EN EL MUNDO

CAPÍTULO III TIPOS DE OROGENESIS 3.1 OROGÉNESIS TÉRMICA O ASIMÉTRICA Se produce cuando una placa subduce por debajo de otra. Se llama orogénesis térmica por la importancia de los fenómenos magmáticos, incluidos los volcánicos, que se ponen en marcha como consecuencia de la fricción entre placas en el plano de Benioff. Según sea la placa cabalgante podemos encontrar dos modalidades de orógenos.

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Arcos de isla. Son archipiélagos en arco rodeados por el lado convexo por una fosa que marca el límite entre las dos placas. Están formados por islas volcánicas. Las Antillas, las Aleutianas o el arco de Ansulindia son ejemplos nítidos de esta estructura. Cordilleras marginales. La subducción puede arrancar cuando la compresión rompe la litosfera oceánica junta al borde de un continente, poniendo en marcha una convergencia y una subducción que levantan una cordillera en el borde del continente. El caso más típico aparece representado ahora por los Andes.

FIGURA 16. OROGENESIS DE TIPO TERMICA

FIGURA 17. OROGENESIS TERMICA EN LA ZONA CONTINENTAL

3.2 OROGÉNESIS MECÁNICA O SIMÉTRICA Ocurre cuando el movimiento convergente de dos placas tectónicas arrastra un fragmento continental contra otro. Las fuerzas y movimientos predominantes son horizontales y propiamente mecánicos, con poca participación de procesos volcánicos. Para que la colisión pueda llegar a producirse es preciso primero que la subducción absorba la cuenca oceánica entre dos placas continentales, lo que implica que siempre habrá una fase de orogénesis térmica antes de que se produzca la colisión continental. La orogénesis de tipo mecánico ha producido el relieve más importante del planeta, el formado por los Himalaya y la Meseta del Tíbet, que se han levantado por el choque de la placa que ahora forma la India, después de que se separara de África Oriental, con el continente eurasiático. En el proceso desapareció el mar de Tetis del cual el mar mediterráneo el mar negro. FAIM-UNCP 32

FIGURA 18. OROGENESIS MECANICA

CAPITULO IV OROGÉNESIS EN LA HISTORIA DE LA TIERRA La intensidad de la orogénesis no se ha mantenido homogénea en el tiempo. Además en cada momento de la historia de la Tierra han sido diferentes las partes de la corteza continental afectadas por procesos orogenéticos. En primer lugar hay que suponer que los procesos característicos de la tectónica global arrancaron en un determinado momento de la evolución planetaria, y que no se han mantenido totalmente uniformes en su intensidad y, hasta cierto punto, su mecánica. De la misma manera sabemos que, a medida que el planeta va perdiendo energía interna, por su disipación como calor en el espacio, las fuerzas necesarias para la orogénesis se van debilitando. Los procesos volcánicos provocan la desgasificación del interior, que va perdiendo agua y otros volátiles, lo que da lugar a una progresiva evolución de sus propiedades mecánicas hacia una mayor rigidez; a la larga los procesos geotectónicos mayores, como la expansión oceánica y la orogénesis, tendrán que detenerse. FAIM-UNCP 33

Se llama orogenias o períodos orogenéticos a épocas en la construcción global del relieve. Las tradicionalmente reconocidas son recientes, ocurridas todas en el Fanerozoico, dividido en tres eras: Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico. Tabla 1. FASE DE PELGAMIENTO DESDE EL CAUTERNARIO HASTA EL EOCENO.

Tabla 2. FASE DE PLEGAMIENTO DESDE EL JURASICO HASTA EL ARCAICO EN AMERICA

ERA PRIMARIA PALEOZOICO Terrenos antiguos, plegados y erosionados. Abundan las rocas metamorfoseadas y algunos fósiles. Desde 570 a 225 millones de años. 1. Se divide en seis periodos separados por un ciclo orogénico:      

Cámbrico Ordovícico Silúrico Devónico Carbonífero Pérmico

FAIM-UNCP 34 FIGURA 19. ERA PRIMARIA EL PALEOZOICO

2. Orogenias:  

Orogenia Caledoniana (América del Norte, Siberia, Norte de Europa) del Ordovícico al Silúrico Orogenia Hercínica (Península Ibérica, Urales, Asia, Apalaches) del Devónico al Pérmico.

ERA SECUNDARIA. MESOZOICO Se encuentra sobre el Paleozoico, muy plegada y poco peniplanizada. Abundan las rocas sedimentarias y los fósiles (Era de los reptiles). Desde los 225 hasta los 65 millones de años. 1. Se divide en tres periodos:

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FIGURA 20. OROGENIAS

  

Triásico Jurásico Cretácico.

ERA TERCIARIA. CENOZOICO Se sitúa sobre el Mesozoico. Terrenos plegados y poco erosionados. Predominio de los sedimentos continentales sobre los marinos. Desaparecen los reptiles, ammonites, belemnites y orbitolinas. Aparecen los numulites y alveolinas (foraminíferos). Movimientos alpinos (OROGENIA ALPINA). Fuerte desarrollo del vulcanismo. Desde los 65 a 1,5 millones de años. 1. Se divide en dos periodos:  

Paleógeno Neógeno

2. El Terciario constituye un periodo de gran actividad orogénica, la Orogenia Alpina, que da lugar a la mayor parte de las grandes cordilleras actuales (Himalaya, Alpes, Pirineos, Ibérica, Béticas, Atlas, Andes, Rocosas).

FAIM-UNCP 36 FIGURA 21.Fases de la Orogenia Alpina

4.1 CICLOS OROGENICOS 4.1.1 OROGENIA CALEDONIANA La orogenia caledoniana fue un proceso de formación de montañas que se produjo en Escocia, Irlanda, Inglaterra, Gales y el oeste de Noruega durante los periodos Silúrico y Devónico (Paleozoico), aproximadamente desde 444 a 416 millones de años. Su denominación proviene de "Caledonia", nombre latino de Escocia. De este plegamiento orogénico surgió la cadena caledoniana, de la que se conservan vestigios en Escocia, península Escandinava, Canadá, Brasil, Norte de Asia y Australia. Ocurrió durante el ensamblaje de diversos continentes que convergían para formar Pangea. Durante el anterior periodo Ordovícico, hace 488-444 millones de años, un gran continente llamado Gondwana, formado por la masa continental que posteriormente, tras dividirse, constituirá África, Sudamérica y la Antártida, se situaba entre el Polo Sur y el Ecuador; una segunda masa de tierra, Laurentia, que contenía la futura sección noreste de Norteamérica, se encontraba sobre el Ecuador. Al noreste se encontraba la placa siberiana separada de Gondwana por el Océano Italiano. Al sureste, la placa Báltica estaba separada de Gondwana por el Océano Lapetus. Un pequeño continente formado por islas, Avalonia (que contenía la actual Nueva Inglaterra, Nueva Escocia, y una parte de Europa occidental incluidas las Islas Británicas) estaba al oeste de la placa Báltica, separada de ella por el Océano Torquist. El Océano Rhéico se situaba entre Avalonia y Báltica, y Gondwana. En el periodo Ordovícico, el Océano Rhéico comenzó a expandirse, empujando a Báltica y Avalonia en dirección a Laurentia. Báltica y el norte de Avalonia chocaron en primer lugar, produciendo la orogenia caledónica durante el periodo Silúrico. Al final de dicho periodo, y durante el siguiente Devónico, el resto de Avalonia también colisionó, provocando la Orogenia Acadia, durante la cual se formaron los Apalaches.

FAIM-UNCP 37 FIGURA 22. Los Alpes escandinavos, cuyas rocas fueron formadas en las raíces de la orogenia caledoniana

4.1.2 OROGENIA HERCÍNICA O VARISCA Ocurrió en numerosos puntos del globo terrestre hace 300 millones de años y fue más importante que el plegamiento caledoniano. Este plegamiento afectó a gran parte de Europa Centro-occidental, los Urales, los Apalaches en América del Norte, los Andes, Tasmania, etc. La orogenia varisca o hercínica es un evento geológico de formación de montañas, debido al movimiento de las placas tectónicas sobre el manto terrestre, que se produjo al final del Paleozoico, entre finales del Devónico ,hace unos 380 millones de años y mediados del Pérmico hace unos 280 millones de años, durando en total unos 100 millones de años Fue el producto de la colisión entre las grandes masas continentales de Euroamérica (o Laurusia) y Gondwana, incluyendo las masas más pequeñas de Armórica y Avalonia, y supuso una parte significativa en la integración del supercontinente Pangea. En las zonas donde los continentes colisionaron se estima que se debieron formar sistemas montañosos de similar altitud al actual Himalaya. Entre las distintos movimientos de las placas tectónicas es decir el efecto de la orogenia hercínica la cual ha producido grandes cadenas montañosas a nivel mundial, entre las que destacan los Alpes Suizos, el Himalaya y una de la más conocidas la Cordillera de los Andes que se extiende desde la Patagonia Argentina hasta los Andes Venezolanos, atravesando por Chile, Perú, Bolivia, Ecuador y Colombia.

FAIM-UNCP 38 FIGURA 23. Cordillera Andina

Durante la orogenia herciniana ya se empezó a originar una cordillera pre-andina, que después se erosionó durante gran parte de la era Mesozoica. En el Cretácico Medio y Superior y durante la era Cenozoica se levantaron de nuevo las cordilleras andinas, con dos grandes paroxismos orogénicos, uno al comienzo y otro al final del Cenozoico, y también después, durante el Plioceno.

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Los Andes se originaron durante la migración de la placa Sudamericana hacia el oeste: al chocar con la placa oceánica Pacífica, ésta se hundió bajo la anterior.

FIGURA 24. Fosa sudamericana

Este choque tuvo como resultado la formación de fosas sudamericanas (como la fosa del Perú, de 8.050 metros de profundidad) y la elevación de las cordilleras andinas. Actualmente, continúan los movimientos orogénicos, lo que supone un elevado riesgo sísmico para la región. 4.1.3 OROGENIA ALPINA Plegamiento orogénico del período terciario, el que todavía no ha cesado. Se inició hace 62 millones de años, con el que se formaron, entre otros, el sistema Alpino-Himalaya, que se extiende desde la Cordillera Cantábrica, los Pirineos y los Alpes hacia el Este, pasando por el Cáucaso, hasta unirse con el mayor núcleo orogénico de ese momento, el Himalaya. También tienen su origen en esta orogénesis las cordilleras mediterráneas meridionales, como las Cordilleras Béticas y el Atlas, o las Montañas Rocosas y los Andes en el continente americano. Esta etapa se produjo durante el Cenozoico, cuando África, el subcontinente indio y la pequeña placa de Cimmeria chocaron contra Eurasia. Formó las principales cadenas montañosas del Sur de Europa y Asia, comenzando en el Atlántico, pasando por el Mediterráneo y el Himalaya y terminando en las islas de Java y Sumatra. En concreto, se formaron de oeste a este: Atlas, Rif, Cordilleras Béticas, Cordillera Cantábrica, Pirineos, Alpes, Apeninos, Alpes Dináricos, Pindo, Montes Cárpatos, Montes Balcanes, Montes Tauro, Cáucaso, Montes Elburz, Zagros, Hindu Kush, Pamir, Karakórum e Himalaya.

FAIM-UNCP 40 FIGURA 25. HIMALAYA

Los movimientos convergentes entre las placas tectónicas comenzaron ya en el Cretácico Inferior, pero las grandes etapas de formación de montañas se iniciaron del Paleoceno al Eoceno. La mayoría de la orogenia se produjo durante el Oligoceno y Mioceno, continuando en la actualidad en algunas de las cadenas montañosas alpinas. La India comenzó a chocar con Asia hace cerca de 55 millones de años, comenzando así la formación del Himalaya hace entre 52 y 48 millones de años y cerrando finalmente el extremo este de la vía marítima de Tetis. Al mismo tiempo, la placa africana comenzó a cambiar su dirección, del oeste al noroeste hacia Europa. Las etapas centrales, que abarcan la formación de los Alpes y Cárpatos en Europa y el Atlas en el norte de África, se produjeron entre 37 y 24 millones de años atrás. Esta colisión aún continúa.

FIGURA 26. Extensión de la Orogenia Alpina

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CAPITULO V EFECTOS SOBRE EL AMBIENTE Las historias climática y ecológica recientes de la Tierra han sido muy influidas por las vicisitudes de la orogénesis, lo mismo que por la redistribución de las masas continentales. El levantamiento de grandes relieves modifica la circulación atmosférica, el régimen de vientos, y la distribución de la humedad. Además en las fases en que se acelera el levantamiento, se producen una meteorización y una erosión más intensas, que provocan una disminución del CO2 atmosférico. Ocurre por la intensificación de la carbonatación, por ese componente del aire, de silicatos que la erosión somete a la intemperie; el resultado es un secuestramiento de CO2 que reduce su concentración en la atmósfera y da lugar a un enfriamiento del clima global.

5.1 EFECTOS OROGEOLÓGICOS Comúnmente la orogénesis produce estructuras alargadas y levemente arqueadas que se conocen como cinturones orogénicos. Los cinturones orogénicos consisten generalmente de lonjas alongadas y paralelas de roca de características similares en todo su largo. Los cinturones orogénicos están asociados a zonas de subducción, las cuales consumen corteza terrestre y producen volcanes. La altura topográfica de cordilleras orogénicas está relacionada con el principio de isostasia, que es el balance de la fuerza gravitacional sobre la cordillera (compuesta normalmente de material de corteza continental relativamente ligero) y las fuerzas involucradas en la flotabilidad de la cordillera que descansa sobre el denso manto

FAIM-UNCP 42 FIGURA 27. HIMALAYA DESDE ARRIBA

FIGURA 28. EL PIRINEO, es un relieve originado por la colisión de la península ibérica con el continente europeo.

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CONCLUSIONES

 La orogénesis es el proceso geológico mediante el cual la corteza terrestre se acorta y pliega con respuesta a una fuerza de compresión.  Los continentes se desplazaban sobre el manto de la Tierra eso nos indica la teoría de DERIVA continental.  La Litosfera no era una capa continua y homogénea, sino que se encuentra fragmentada en porciones o placas litosféricas, y que durante millones de años las placas se han ido desplazando de manera lenta y continua eso nos indica la teoría de la tectónica de placas.  Las zonas de subducción son lugares donde las capas de litosfera oceánica se doblan y se sumergen de nuevo en el manto  La mayoría de las rocas estratificadas visibles en ríos, canteras o costas eran, en su origen, sedimentos depositados en capas o lechos horizontales. Hoy suelen estar inclinados en una u otra dirección  Cuando dos secciones de la litósfera de la Tierra chocan, una placa de la litósfera podría ser forzada hacia las regiones profundas de la Tierra. A esto se le conoce como proceso de subducción.  Los tipo de montañas también se pueden ver desde un punto de altura como lo son los Alpes o como su extensión como lo son la Cordillera de los andes  La gran diferencia entre los tipos de orogénesis son que el térmico es y sucede por subducción mientras que la mecánica sucede por una colisión de placas lo que da origen a una cadena de montañas. FAIM-UNCP 44

 El impacto de este proceso geológico es que con el pasar de los años se formaron nuevas cadenas montañosas e incluso existe una debajo del océano Atlántico que pronto se va emerger e incluso podemos acotar que es más grande y más larga que la cordillera de los andes.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

 Montañas y teorías orogénicas - Apuntes - Geomorfología, Apuntes de Geomorfología. Universidad de La Coruña, Geomorfología, Física  http://naetsicprimero.webcindario.com/GeologiaMorfologiaDelTerrenoyClimatolo gia/Tema4.pdf  https://prezi.com/uko-i5defmto/orogenia-hercinica/  http://www.blogodisea.com/orogenia-cordilleras-viejas-jovenes.html  http://www.juntadeandalucia.es/averroes/manuales/tectonica_animad a/tect_swf_files/55%5B1%5D.swf)  MANUAL DE GEOLOGIA PARA INGENIEROS Cap 14 MONTAÑAS Y TEORIAS OROGENICAS GONZALO DUQUE ESCOBAR

 VARELA R., ROVERANO D., SATO A. M. (2000): Granito El Peñon, Sierra de Umango: Descripción, edad Rb/Sr e implicancias geotectónicas. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 55 (4): 407-413.  VARELA, R., LÓPEZ DE LUCHI, M., CINGOLANI, C., AND DALLA SALDA, L. (1996): Geocronología de gneises y granitoides de la Sierra de Umango, La Rioja. Implicancias tectónicas. Resumenes XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Buenos Aires, 3: 519-528 .

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