UNIDAD 3

Introducción

Ya sabemos que La Tierra es un planeta dinámico y que los responsables de dicho dinamismo son una serie de procesos que englobamos en dos tipos principales: endógenos y exógenos. Ambos necesitan de agentes o fuerzas impulsoras para que se produzca el cambio de los relieves. Mientras los procesos exógenos son originados por el accionar de los agentes geomorfológicos que actúan en la superficie de la corteza, los procesos endógenos son impulsados por fuerzas de gran magnitud e intensidad que actúan en el interior de la corteza y repercuten en el exterior de la misma, generando rasgos morfológicos conocidos como montañas. Estos procesos reciben el nombre de procesos tectónicos. En general, cualquier rasgo de relieve notorio que este suficientemente elevado sobre los terrenos aledaños como para tener una cumbre diferenciable es denominado como una montaña. Algunos autores consideran que el desnivel altimétrico a partir del cual un rasgo individual conforma una montaña ronda los 300 metros. Asimismo, reservan el término sierra para una serie de montañas relacionadas por su posición cercana, dirección edad y manera de formación. Si estas sierras se agrupan en una zona elevada y elongada, entonces se denominan cordilleras. Como estos rasgos son producto de procesos magmáticos y tectónicos que actúan sobre extensas regiones lineales de la corteza terrestre más que sobre pequeñas localidades aisladas, entonces casi siempre las montañas conforman sierras o cordilleras. La configuración final que muestren estas elevaciones estarán en directa relación tanto con la estructura geomorfológica heredada, como con la magnitud de los procesos endógenos generadores y la intensidad de los agentes externos que las modifican en la actualidad.

Conceptos teóricos

Vinculación entre la tectónica de placas y la Geología Estructural

Como ya sabemos la mayor actividad tectónica de la Tierra se produce en los límites de las placas litosféricas donde dos placas en movimiento interactúan entre sí. Por lo tanto, casi todas las montañas y cordilleras de la Tierra se forman en los márgenes de placa activos donde se producen eventos orogénicos vinculados con deformación y fracturamiento de las rocas de la corteza, erupciones volcánicas, intrusión de cuerpos magmáticos y metamorfismo. Diríamos entonces que los procesos tectónicos disparan tres eventos que generalmente están vinculados: Plutonismo, vulcanismo y deformación-ruptura. Recordemos que un orógeno ó faja orogénica es una región elongada y relativamente angosta cercana a un margen continental tectónicamente activo, donde muchos o todos estos procesos han formado montañas.

Como evidencia de lo mencionado consideremos los tres tipos de márgenes de placas: divergentes, transformes y convergentes:

1. En un margen divergente de dos placas oceánicas se ha formado la cadena montañosa más larga del mundo, la cordillera centro-oceánica, mientras que en los márgenes divergentes en la corteza continental producen la partición de los continentes (rift continental) como es el caso del valle del África oriental, que se extiende en una dirección norte-sur en el sector central y este de África. Allí, se formaron las dos montañas más altas del continente africano, los montes Kilimanjaro y Kenia, que son volcanes formados a lo largo de este rift.

2. En los márgenes de placa transformes se desarrollan pocas sierras y en general de bajo relieve relativo. Las montañas de San Gabriel se formaron por acción de la falla de San Andrés en el oeste de California.

3.

4. En los márgenes convergentes, se formaron la mayoría de las grandes cordilleras del mundo, con excepción de las centro-oceánicas. Por un parte la costa occidental de Sudamérica y por otra la región de los Himalayas y los Alpes son ejemplos modernos de este tipo de ambiente tectónico. En el primer caso la subducción resultante causó el levantamiento de los Andes, mientras que en los otros dos su elevación se ha debido al choque de la India con Asia y de Europa con África, respectivamente.

Esfuerzo y Deformación

En las fajas orogénicas localizadas a lo largo de zonas con fuerte inestabilidad tectónica se producen fuertes deformaciones y fracturamiento de las rocas como resultado de los esfuerzos tectónicos a los que está sometida la corteza terrestre en dichos sitios. Justamente, la deformación es la distorsión o cambio de forma que resulta en un cuerpo rocoso luego de aplicar al mismo un esfuerzo. Dado que no hay materiales totalmente rígidos, todo objeto sufre algún tipo de deformación cuando esta sujeto a esfuerzo. Aún el hierro o el cemento sufre deformación ante la aplicación de una presión por más leve que sea esta.

Entenderemos como Esfuerzo la cantidad de fuerza que actúa sobre una unidad de roca para cambiar su forma, su volumen o ambas. Este esfuerzo puede aplicarse de manera homogénea en todas direcciones lo que recibe el nombre de presión confinante, o de manera diferencial según direcciones predominantes lo que se denomina presión diferencial. Resulta particularmente relevante en el cambio de forma de las unidades de roca de la corteza la presión diferencial. Puede ocurrir que los esfuerzos presenten dos sentidos de presión opuestos pero convergentes, lo cual constituirá un esfuerzo compresivo y dará por resultado un acortamiento del cuerpo rocoso sometido al esfuerzo. Contrariamente, cuando los esfuerzos actúan en sentidos opuestos pero divergentes el cuerpo rocoso sentirá un esfuerzo tensional (alivio de compresión) que tenderá a alargar o separar la unidad afectada por el mismo.

Cuando las rocas son sometidas a esfuerzos que superan su propia resistencia comienzan a deformarse, normalmente doblándose, fluyendo o fracturándose. Así las rocas de la corteza pueden responder al esfuerzo a las que son sometidas en áreas con tectonismo activo de tres maneras diferentes: deformación elástica, deformación plástica y/o ruptura.

Primero, la roca se deforma de una manera elástica de tal modo que cuando el esfuerzo cesa, la roca deformada elásticamente vuelve a su tamaño y forma originales. Esta sería una deformación reversible como lo que ocurre con una cinta de goma. Sin embargo, toda roca tiene un límite para la deformación pasado el cual no puede volver a su forma original. Este punto es denominado límite elástico. Pasado este límite se produce la deformación plástica, en la cual una roca se deforma como masilla o plastilina. Si cesa el esfuerzo, la roca que deformada de manera plástica no vuelve a su forma original y mantiene la forma que adquirió luego de producida la deformación. Puede ocurrir que una roca sufra la aplicación de un esfuerzo y por ende la deformación se incremente superando un límite plástico tras el cual la roca cede, produciéndose la fractura o ruptura de la misma. Así, la fractura se convierte entonces en un rasgo permanente de la roca.

Hay varios factores que controlan el comportamiento de una roca ante el esfuerzo y que condicionarán sus posibilidades para deformarse o fracturarse.1. La naturaleza del material.: el cuarzo es un material frágil y el talco es séctil (se puede

cortar con un filo). Por lo cual el primero tiende a fracturarse mientras el segundo se deforma.

2. Temperatura. A medida que aumenta la temperatura, las rocas tienen más tendencia a comportarse de una manera plástica. Por lo tanto más profunda en la corteza se

encuentre la roca sometida al esfuerzo más probabilidades de deformarse. 3. Presión. Las presiones altas favorecen el comportamiento plástico de las rocas. Actúa

de similar manera que la temperatura. 4. Tiempo. El esfuerzo actuante durante un tiempo largo favorece el comportamiento

plástico de las rocas más que el esfuerzo aplicado instantáneamente. Los esfuerzo aplicados en forma lenta pueden eliminar completamente la ruptura al hacer fluir las rocas más que a fracturarlas. En cambio, si el esfuerzo se aplica rápidamente (como lo haría un martillo) las rocas mayoritariamente tenderán a fracturarse.

Los estudiosos al analizar la deformación acusada por el esfuerzo intentan responder la siguiente pregunta....¿ Qué nos indican los rasgos geométricos rocosos de un determinado sector de la corteza sobre la magnitud, intensidad y dirección de los esfuerzos que actuaron cuando se formaron dichos rasgos?

Para responder dicha pregunta es preciso primero aprender a identificar los distintos posibles rasgos que pueden resultar de la aplicación de un determinado esfuerzo sobre la corteza terrestre.

El concepto de estructura geológica

Una estructura geológica es cualquier rasgo geométrico de la corteza terrestre producido por la deformación de las rocas. Cuando una roca se deforma y/o se rompe en respuesta al esfuerzo tectónico, desarrolla una serie de patrones o rasgos mayores. Estos pueden combinarse en tres tipos de estructuras geológicas mayores: pliegues, fallas y diaclasas. Las dos últimas son fracturas pero se diferencian en el movimiento relativo de los bloques rocosos.

Los diferentes tipos de pliegues, fallas y/o diaclasas que se desarrollan en cada ambiente tectónico dependen de: a) tipo de esfuerzo dominante aplicado sobre la roca (compresión o tensión), b) tipo de roca, c) la temperatura, presión y d) velocidad de aplicación del esfuerzo.

1) Las bajas temperaturas y bajas presiones, los esfuerzo aplicados rápidamente y ciertos tipos de rocas favorecen la ruptura y en consecuencia generan fallamiento y diaclasas.

2) Las altas temperaturas y altas presiones junto con la aplicación lenta del esfuerzo sobre ciertos tipos de rocas favorecen la deformación plástica y en consecuencia, el plegamiento. Sin embargo, algunos pliegues se pueden desarrollar a poca profundidad e incluso sobre la superficie terrestre, donde la presión y la temperatura son bajas.

Plegamiento

Durante la formación de las montañas, las rocas sedimentarias y capas volcánicas planares suelen flexurarse en una serie de ondulaciones que asemejan olas rocosas denominadas Pliegues. Así, un pliegue es simplemente una curvatura en las capas rocosas. Si bien hay casos en que los pliegues aparecen aislados es más común que se presenten asociados y que caractericen una área extensa de la corteza. Los pliegues se producen por el accionar de esfuerzos compresivos que provocan el acortamiento y engrosamiento de la corteza.

Algunos pliegues de rocas presentan escasa o ninguna fracturación, señalando que la roca se deformó de una manera plástica. En otros casos, el plegamiento está acompañado por numerosas fracturas pequeñas, que se formaron por ruptura o fractura como resultado de la fatiga del material. En todo pliegue se reconocen una serie de elementos que los definen. Los limbos o flancos son los laterales de un pliegue. El plano axial es un plano imaginario que divide en dos partes al pliegue lo más simétricamente posible. La línea de

intersección entre el plano axial y una línea imaginaria que coincide con los puntos de máxima curvatura del pliegue se denomina eje del pliegue.

Si se vinculan las características de un pliegue con el relieve resultante de su ubicación en el espacio veríamos que un pliegue con eje horizontal y convexidad hacia arriba corresponde a una sierra horizontal. En otros pliegues, el eje está inclinado y se estaría sobre un pliegue buzante. Si camináramos por el eje de un pliegue buzante (inclinando) lo haríamos sobre una lomada cuesta arriba o cuesta abajo.

Existen dos tipos de pliegues principales. Un pliegue que se arquea hacia arriba (cóncavo hacia el centro de la tierra) es denominado anticlinal. En un sentido estricto un anticlinal es una estructura geológica en la cual los estratos más antiguos se encuentran en el centro, lo cual se produce cuando los estratos se pliegan hacia arriba. Un sinclinal es un pliegue que se arquea hacia abajo (cóncavo hacia el cielo), por lo cual la estructura geológica muestra los estratos más jóvenes en el centro. Los pliegues no se extienden indefinidamente. Sus extremos suelen terminar de una manera muy parecida a lo que ocurre con las arrugas de la ropa o pueden tener inmersión en el terreno si su eje no es horizontal. Dependiendo de su orientación tanto sinclinales como anticlinales pueden ser:

Simétricos: si los flancos a ambos lados del plano axial divergen según un mismo ángulo. (en caso contrario son caracterizados como asimétricos)

Volcado o acostado: si en un pliegue asimétrico uno de los flancos está inclinado más allá de la vertical.

Recumbente: son pliegues volcados que descansan sobre su flanco de manera que el plano axial es prácticamente horizontal.

Una estructura anticlinal circular o elíptica es denominada domo ó braquianticlinal y se parece a tazas invertidas (con su concavidad hacia abajo). En cambio una forma semejante pero invertida (con su concavidad hacia arriba) que corresponde a un sinclinal se llama cuenca ó braquisinclinal. Los domos y las cuencas son estructuras relativamente pequeñas, de sólo unos pocos kilómetros de diámetro o aún menores.

Si bien en general destacamos que los pliegues son resultados de la acción de esfuerzos compresivos, puede haber casos en que el plegamiento de la corteza puede originarse por desplazamientos verticales. Esta deformación se manifiesta por una flexura suave de los estratos sedimentarios semejante a un escalón donde los estratos inclinan aproximadamente con similar orientación. Esta suave flexura se denomina pliegue monoclinal. A diferencia de los anticlinales y sinclinales, ambos con dos flancos, los monoclinales presentan un único flanco. Se cree que son la manifestación externa de fracturas de la corteza profunda rígida y frágil. Así, mientras las rocas del interior se fracturaron y generaron un movimiento con una componente notoriamente vertical, las rocas sedimentarias del exterior relativamente flexibles respondieron deformándose mediante plegamiento suave.

Fracturas

Como ya mencionáramos con anterioridad puede ocurrir que al recibir esfuerzos intensos durante un corto lapso, ciertas rocas de la corteza en lugar de deformarse se rompan cuando se vence su límite plástico. Allí aparecen dos tipos de fracturas: a) diaclasas y b) fallas. Ambas son fracturas de la corteza terrestre de modo tal que un bloque unitario de rocas se separa en dos o más bloques individuales.

Una diaclasa es una fractura sin movimiento relativo de los bloques que la limitan. Las diaclasas se producen cuando se fracturan las rocas de la corteza más externa como

respuesta a las presiones. Presentan a menudo como un sistema de diaclasas paralelas o incluso con un tramado entrecruzado. La mayoría de las rocas situadas cerca de la superficie terrestre están diaclasadas. Las diaclasas se hacen menos abundantes a mayor profundidad debido a la presión y al comportamiento plástico de las rocas que aumenta con la profundidad e inhibe el diaclasamiento. Por ejemplo, cuando se produce el plegamiento de capas rocosas, las rocas situadas en posiciones más externas y cercanas a los ejes de los pliegues se estiran y se fracturan por efecto de la tensión en dichos sectores de la estructura. También pueden producirse diaclasas como respuesta a movimientos de ascensos y descensos regionales de la corteza (de tipo epirogénicos) relativamente sutiles y a menudo apenas perceptibles. Por ello, son comunes los patrones de diaclasas en los rocas sedimentarias de las Formaciones geológicas terciarias que afloran en los laterales del río Chubut y en los acantilados marinos de la costa de la Patagonia.

En cambio, una falla es una fractura que divide un bloque rocoso en dos o más porciones configurando entre ambos una superficie lisa mas o menos bien definida denominada plano de falla. A lo largo de dicho plano una porción de la roca se mueve con respecto a la otra. En muchos casos, una falla existe como una fractura simple en la roca. En otros casos, especialmente cuando una falla es muy grande tiene cientos de metros o quizás kilómetros de desplazamiento. Allí, el movimiento se produce realmente a lo largo de numerosas fracturas poco espaciadas entre sí, denominadas colectivamente como zona de falla.

Tipos de Fallas: normales, inversas y de rumbo En estas fracturas los bloques se mueven paralelos al plano de falla siguiendo la inclinación del mismo. Este tipo de movimiento puede producir pequeños resaltos topográficos denominados escarpas de falla.

Los minerales metálicos de interés comercial se depositan frecuentemente en las fallas. Durante los inicios de la minería, los mineros hacían sus labores a lo largo de las fallas para encontrar el yacimiento mineral. A partir de su trabajo los mineros llaman a la parte de una falla que se encuentra sobre ellos como pared colgante (techo) en la cual colgaban sus linternas y la parte sobre la que caminaban como pared yacente (piso). Por lo tanto, ...

...en las fallas de movimiento vertical se produce a lo largo del plano de falla el movimiento de la pared yacente respecto de la pared colgante o lo que es lo mismo el movimiento relativo de techo y base.

Una falla en la cual el techo se desliza hacia abajo con respecto al piso, se llama falla normal ó directa. Las fallas normales resultan del accionar fuerzas tectónicas extensionales o de alivio. En aquéllos lugares donde la corteza terrestre es separada, como en una zona de rift, las fallas se acomodan estirando la corteza. Un par de fallas normales entre las que se identifica una depresión topográfica limitan una estructura mayor denominada graben. Este corresponde a un bloque rocoso con forma de cuña que ha descendido entre dos planos de fallas directas. Su representación topográfica es la de una depresión. Como resultado de esto se producen, en ambos extremos del graben, un relieve positivo denominado pilar ó horst. Este constituye un bloque rocoso que parece haberse movido hacia arriba, limitado entre dos planos de fallas normales ó directas.

En las regiones donde se producen esfuerzos compresivos, las estructuras geológicas manifiestan acortamiento de la corteza. Cuando la roca no se comporta plásticamente, se fractura para generar fallas inversas. Una falla en la cual el techo se desliza a lo largo del plano de falla hacia arriba con respecto al piso, se llama falla inversa. Si el plano de falla inclina con un ángulo notoriamente inferior a los 45° se esta frente a un sobrecorrimiento o cabalgamiento, pudiendo presentar en algunos casos extremos un plano de falla casi horizontal. En algunos sobrecorrimientos, las rocas del techo se han desplazado varias decenas de kilómetros por sobre el piso de la falla. En los Alpes y los Himalayas por

ejemplo, los sobrecorrimientos han desplazado los estratos del techo hasta 50 kilómetros sobre el bloque yacente. Como resultado de este movimiento de gran escala se puede producir una inversión de la columna geológica, al disponerse los estratos más antiguos sobre los más jóvenes.

Una falla de rumbo es aquélla donde la falla es vertical y el movimiento a lo largo de la falla es horizontal, generando una fricción lateral o cizallamiento. Debido a su gran tamaño y a su naturaleza lineal, muchas fallas de este tipo tienen una traza que es visible a lo largo de una gran distancia. En lugar de visualizarse una única fractura, estas aparecen como una zona de fracturas aproximadamente paralelas, cuya anchura puede ser superior a varios kilómetros. Uno de los mas notorios terremotos ocurridos en San Francisco en 1906, fue provocado por el movimiento de la falla de San Andrés que es un tipo de falla de rumbo. Los límites entre placas litosféricas que cortan corteza oceánica y conectan las dorsales oceánicas son fallas de rumbo denominadas Transformantes.

Se debe recordar que en general los movimientos que se mencionan son relativos de un bloque respecto a otro. Por ende, en algunos casos es difícil

definir si se movió un sólo bloque o se movieron los dos juntos pero en direcciones opuestas.

Relación entre las estructuras geológicas y los márgenes de placas

Como sabemos cada uno de los tres tipos diferentes de márgenes de placas está caracterizado por esfuerzos tectónicos diferentes. Por lo tanto, los márgenes divergentes son extensionales, los márgenes convergentes están dominados por la compresión y los márgenes transformes son regiones de cizallamiento (fricción lateral) de la corteza. Las diferentes estructuras geológicas están generalmente asociadas con cada uno de los tipos de márgenes.

Las fuerzas tectónicas extensionales de los márgenes divergentes (cordilleras centro oceánicas y rifts continentales), producen fallas normales, graben, Horst y escasa o ningún plegamiento de rocas.

Los márgenes de placas transformes son fallas de rumbo. En los lugares donde un margen transforme atraviesa la corteza continental, el arrastre friccional a lo largo de la falla puede producir plegamiento, fallamiento y el levantamiento de las rocas aledañas. La fuerza de este tipo han formado los Montes San Gabriel, a lo largo de la zona de falla de San Andrés.

En los márgenes de placas convergentes las relaciones entre esfuerzos tectónicos y estructuras geológicas son mas interesantes y diversas. Es natural suponer que donde colisionan dos placas deberían dominar las fuerzas compresionales. El plegamiento, fallamiento inverso y sobrecorrimientos serían entonces las estructuras geológicas más abundantes. En la mayoría de los márgenes convergentes es así. Por ejemplo, en la margen oriental de Sudamérica se formó entre los 100 y 10 millones de años una extensa región de rocas sobrecorridas y plegadas, mientras se producía la colisión y subducción en la costa occidental del continente sudamericano. Ello dio origen a la que hoy conocemos como Cordillera de los Andes.

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