Unidad 5 Tectónica: deformación de las rocas y formación de cordilleras

Transcripción

1 Unidad 5 Tectónica: deformación de las rocas y formación de cordilleras

2 1 Esfuerzos tectónicos

3 Esfuerzos tectónicos Los esfuerzos tectónicos también tienen efectos sobre las rocas. Ocurren a todas las escalas posibles, siendo un factor fundamental a la hora de entender las deformaciones tectónicas. El esfuerzo es el conjunto de fuerzas que afectan a un cuerpo material y tienden a deformarlo. Depende de la fuerza y de la unidad de superficie. Esfuerzo = F/S Los efectos que producen los esfuerzos tectónicos son: Transformaciones en los cristales que forman la estructura de los minerales Grandes deformaciones que originan cordilleras de miles de kilómetros.

4 Esfuerzos tectónicos Los esfuerzos pueden provocar diferentes efectos en las rocas: Cambio de posición: el bloque cambia de localización moviéndose de una posición a otra. Cambio de orientación: por ejemplo, un cambio en la inclinación de las capas. Cambio de forma: plegamiento o rotura de las rocas, que da lugar a la formación de pliegues y fallas. La medida más habitual para medir el esfuerzo es el kilogramo por centímetro cuadrado (kg/cm2). En la naturaleza, según la dirección de las fuerzas aplicadas, el esfuerzo puede reconocerse en tres tipos.

5 Esfuerzos tectónicos: compresión Esfuerzo al que son sometidas las rocas cuando se comprimen por fuerzas dirigidas unas contra otras a lo largo de una misma línea. Cuando los materiales se someten a este tipo de esfuerzos, tienden a acortarse en la dirección del esfuerzo mediante la formación de pliegues o fallas según que su comportamiento sea dúctil o frágil.

6 Esfuerzos tectónicos: tensión, distensión o tracción Es el resultado de fuerzas que actúan a lo largo de la misma línea pero en dirección opuesta. Este tipo de esfuerzo actúa alargando o separando las rocas. Origina fallas o diaclasas.

7 Esfuerzos tectónicos: cizalla Esfuerzo en el cual las fuerzas actúan en paralelo pero en direcciones opuestas. Da como resultado una deformación por desplazamiento a lo largo de planos poco espaciados.

8 Esfuerzos tectónicos Los materiales, según su comportamiento ante los esfuerzos se clasifican en: Elásticos: son aquellos que ante un esfuerzo se deforman, y al cesar el esfuerzo vuelven a su posición original. La deformación es reversible. Plásticos: son aquellos que ante un esfuerzo se deforman, y al cesar el esfuerzo no vuelven a su posición original. La deformación es irreversible. Rígidos: son aquellos que ante un esfuerzo se rompen sin deformarse. La deformación también es irreversible.

9 Esfuerzos tectónicos Un material se puede comportar de manera elástica ante un esfuerzo, después de manera plástica si aumenta el esfuerzo (se supera el límite de elasticidad o proporcionalidad) y finalmente de manera rígida y romperse (se supera el límite de plasticidad o punto de rotura)

10 Esfuerzos tectónicos Un material se puede comportar de manera elástica ante un esfuerzo, después de manera plástica si aumenta el esfuerzo (se supera el límite de elasticidad o proporcionalidad) y finalmente de manera rígida y romperse (se supera el límite de plasticidad o punto de rotura)

11 Deformaciones Las deformaciones se pueden clasificar por tanto en: Deformación frágil: si el cuerpo se rompe. Deformación dúctil: si el cuerpo se deforma sin romperse. Bajo condiciones ambientales normales, la mayoría de los materiales de la corteza terrestre se comportan bien de manera frágil o bien de manera dúctil. Sin embargo, esto puede cambiar debido a varios factores

12 Deformaciones: factores Presión litostática y temperatura: son los más importantes. Con el aumento del calor, el comportamiento de las rocas pasa de frágil a dúctil, como le ocurre, por ejemplo, a una vela de cera. Las rocas aumentan su resistencia con la presión litostática, que es la que ejerce el peso de los materiales que tiene encima. En general, las rocas son poco elásticas en los niveles superficiales de la corteza terrestre, pero superado cierto umbral cambian su comportamiento de frágil a dúctil.

13 Deformaciones: factores Tiempo de aplicación: un mismo tipo de roca se comporta de manera diferente en función de la duración del esfuerzo. Puede fracturarse (comportamiento frágil) ante un esfuerzo instantáneo, pero comportarse de manera dúctil si este es de la misma magnitud, pero se prolonga millones de años. Un ejemplo es el hielo de un glaciar, que se rompe si se golpea (como lo hace un cubito de hielo), pero que fluye y se deforma bajo esfuerzos prolongados durante décadas.

14 Deformaciones: factores Tipo de esfuerzo: los esfuerzos compresivos, distensivos o de cizalla provocan diferentes tipos de deformación, al someter a las rocas a distintos tipos de esfuerzos. Presencia de agua u otros fluidos: la plasticidad de las rocas aumenta con la presencia de agua. Si la presión de fluidos es muy elevada, se vuelve más frágil. Existencia de planos de discontinuidad: como los de estratificación o de esquistosidad, que hacen variar el comportamiento de las rocas dependiendo de la dirección del esfuerzo en relación con dichos planos.

15 2 Estructuras geológicas

16 Deformaciones dúctiles. Pliegues. Son curvaturas de los materiales rocosos formadas por esfuerzos compresivos Constituyen un ejemplo de deformación plástica en las rocas Su magnitud varía desde unos pocos milímetros (micropliegues) hasta decenas de kilómetros Las rocas en las que se aprecia el plegamiento con mayor facilidad son las sedimentarias

17 Deformaciones dúctiles. Pliegues.

20 Deformaciones dúctiles. Pliegues. En función del sentido de apertura, los pliegues se clasifican en: Anticlinal: la apertura es convexa y las rocas más antiguas se sitúan en el núcleo. Sinclinal: la apertura es cóncava, y en el núcleo del pliegue se sitúan las rocas más modernas. Monoclinal o en rodilla: los dos flancos tienen el mismo sentido de buzamiento.

24 Asociaciones de pliegues. El ejemplo más sencillo de asociaciones de pliegues es la relación entre anticlinales y sinclinales, combinación de estructuras que suelen aparecer juntas en la mayoría de los casos.

25 Asociaciones de pliegues.

26 Deformaciones frágiles. Diaclasas Una diaclasa es una fractura en las rocas que no va acompañada de desplazamiento de los bloques que determina.

27 Deformaciones frágiles. Diaclasas Una diaclasa es una fractura en las rocas que no va acompañada de desplazamiento de los bloques que determina.

28 Deformaciones frágiles. Fallas Una falla es una fractura en las rocas que va acompañada de desplazamiento de los bloques que origina.

29 Deformaciones frágiles. Fallas

30 Tipos de fallas Falla normal, directa o de gravedad: se caracteriza porque el plano de falla buza hacia el labio hundido. Se genera como respuesta a esfuerzos distensivos. Se produce un alargamiento de la estructura que ocupa la falla.

31 Tipos de fallas Falla inversa: en este caso el plano de falla buza hacia el labio levantado. Ocurre como consecuencia de esfuerzos compresivos. Se produce un acortamiento de la estructura que ocupa la falla.

32 Tipos de fallas Falla de desgarre, horizontal o en dirección: cuando el desplazamiento es horizontal no se produce labio levantado ni hundido. El plano de falla puede ser inclinado o vertical. Un tipo particular de fallas en dirección son las fallas transformnates, que desplazan segmentos de bordes constructivos y el plano de falla suele ser vertical. Se originan por fuerzas de cizalla

33 Ejemplos de fallas. Falla normal

34 Ejemplos de fallas. Falla inversa

35 Ejemplos de fallas. Falla inversa

36 Asociaciones de fallas. Zonas distensivas En los bordes divergentes predominan los procesos distensivos y se originan estructuras características. Los horst o macizos tectónicos constituyen zonas elevadas, y los graben o fosas tectónicas zonas hundidas o valles alargados. Estas estructuras se encuentran delimitadas por fallas normales.

37 Asociaciones de fallas. Zonas distensivas

38 Asociaciones de fallas. Zonas distensivas Los graben originan rift o valles de rift. Durante este proceso se produce un abombamiento y adelgazamiento de la corteza, seguido de un estiramiento. Ello da lugar a un sistema de fallas normales en cadena que llegan a formar una gran fosa tectónica. Si el proceso continúa, puede provocar la ruptura continental, lo que se conoce como rifting; también las fallas normales favorecen el ascenso de magmas

39 Asociaciones de fallas. Zonas compresivas Los bordes convergentes provocan la compresión de las zonas de contacto entre placas. De ahí que en estos lugares predominen las fallas inversas y los grandes cabalgamientos.

40 Asociaciones de fallas. Zonas compresivas En las zonas donde predomina la compresión, suelen formarse relieves similares a los horst y los graben, pero delimitados por fallas inversas. Estas estructuras se conocen como pop-up y pop-down

41 Asociaciones de fallas. Zonas compresivas También son habituales los cabalgamientos, un tipo particular de falla inversa en el que el desplazamiento se realiza a través de un plano de fractura de dimensiones regionales. Tienen su origen en esfuerzos compresivos en la horizontal que producen un acortamiento en la corteza, de forma que un bloque cabalga sobre el otro a favor del plano de falla

42 Asociaciones de fallas. Zonas compresivas Cuando los cabalgamientos son de grandes dimensiones y provocan desplazamiento s importantes se denominan mantos de corrimiento

43 Grandes estructuras de fallas transformantes En estas zonas, el movimiento de las placas no implica acercamiento o alejamiento entre ellas, sino el desplazamiento lateral de una respecto a la otra. Esto da lugar a fallas en dirección o desgarres que, cuando son de grandes dimensiones, se denominan fallas transformantes. En los continentes, la falla de San Andrés es la fractura en dirección más conocida. Su movimiento es responsable de los numerosos terremotos que afectan a la región.

44 3 Orogénesis: la formación de las montañas

45 Orogénesis: la formación de las montañas Las grandes cadenas montañosas presentan formas alargadas que se prolongan durante miles de kilómetros. Con excepción de algunos volcanes, las montañas no suelen aparecer aisladas, sino formando enormes cordilleras denominadas orógenos. Orogénesis es la formación o rejuvenecimiento de montañas y cordilleras causada por la deformación compresiva de regiones más o menos extensas de litosfera. El resultado de la orogénesis es la formación de un orógeno, representado por una cadena montañosa. El motivo por el que se produce orogénesis es que la subducción hace que las placas litosféricas se aproximen, lo que genera enormes esfuerzos compresivos capaces de transformar totalmente el relieve.

46 Orogénesis: la formación de las montañas Durante la orogénesis, la deformación de las rocas afecta a toda la corteza de la Tierra, incluso hasta profundidades superiores a los 40 kilómetros. La presión y la temperatura pueden ser las que se observan en la superficie o alcanzar los 10 kilobares y más de 1000 ºC. Este rango tan amplio de condiciones requiere definir una serie de intervalos bajo los cuales las rocas se comportan de manera diferente. Son las unidades o niveles estructurales

47 Niveles estructurales Nivel estructural superior Abarca desde la superficie del terreno hasta la cota del nivel del mar, es decir, la altitud de cada lugar. En este nivel las rocas se comportan de manera frágil, y las fallas son la estructura dominante

48 Niveles estructurales Nivel estructural medio Situado entre los O y 4 km de profundidad. Predomina la flexión debida al comportamiento dúctil de las rocas. Las estructuras dominantes son los pliegues

49 Niveles estructurales Nivel estructural inferior Situado entre los 4 km y los 8 km o 10 km de profundidad. Es el nivel del metamorfismo, donde la presión y la temperatura provocan la transformación de las rocas. En los niveles más superficiales domina el aplanamiento, con el frente superior de esquistosidad. A mayor profundidad predominan estructuras plegadas, acompañados siempre de esquistosidad y foliación. Su límite inferior lo marca la fusión de estas.

50 Niveles estructurales

51 3.1 Formación de un orógeno

52 Formación de un orógeno La formación de un orógeno tiene que ver con los equilibrios entre tres fuerzas distintas: La densidad del material implicado y su distribución en la corteza. El esfuerzo deformativo. La respuesta a la deformación de dicho material: frágil, dúctil, etc. La formación de un orógeno implica transformaciones de los materiales geológicos a todas las escalas: desde la superficial, donde aparecen las montañas, hasta la más profunda de la litosfera.

53 Formación de un orógeno La orogénesis provoca transformaciones diferentes en cada uno de los niveles estructurales. Dependen del comportamiento de los materiales geológicos en las condiciones a las que están sometidos: Presión Temperatura Presencia de fluidos

54 Partes de un orógeno Prisma de acreción o Complejo subductivo: es el apilamiento de sedimentos que tapizan el fondo oceánico y se acumulan en forma de cuña. Al subducir la placa superior, los raspa parcialmente y los incorpora al orógeno. Plano de Benioff: es la superficie formada por la alineación de focos de los terremotos que se forman al subducir una placa.

55 Partes de un orógeno Arco insular o cadena montañosa (pericontinental o intracontinental), según la modalidad de orógeno. Fosa: cuando una placa que subduce se arquea bajo la otra forma una profunda fosa marina paralela al límite de la placa

56 3.2 Tipos de orógenos

57 De colisión entre una placa continental y una oceánica o andino La placa oceánica, al ser más densa que la continental, subduce (se hunde) por debajo de esta. Un ejemplo actual es la subducción de la placa de Nazca bajo la sudamericana que da lugar a los Andes (cordillera pericontinental), que posee numerosos volcanes activos. Por eso a este tipo de orógenos se les denomina andinos

58 De colisión entre dos placas oceánicas Se produce cuando dos placas oceánicas convergen y una de ellas (la más densa) se flexiona y se introduce por debajo de la otra. Se origina una fosa submarina de gran profundidad, como la fosa de las Marianas de casi metros. Estos límites suelen generar una estructura llamada arcos isla, se trata de islas volcánicas dispuestas en forma de arco. Como en Japón y otras islas del Pacífico

59 De colisión entre dos placas continentales o alpino Dos continentes chocan como resultado de la convergencia de placas y la subducción entre ellas. La placa que subduce arrastra corteza continental y, al consumirse la litosfera oceánica comprendida entre dos masas continentales, se produce la colisión entre ambos continentes.

60 De colisión entre dos placas continentales o alpino Ya no ocurre subducción sino lo que se denomina obducción. El resultado es el plegamiento, fractura y levantamiento total de los materiales, que engrosa la corteza continental y genera enormes cordilleras intracontinentales. Un ejemplo sería la cordillera del Himalaya o los Alpes.

61 3.3 Orógenos del pasado

62 Orógenos del pasado A lo largo de la historia de la Tierra han tenido lugar varias orogenias, y en cada una se han formado una o varias cordilleras. En dos de ellas se pueden observar sus evidencias en la Península Ibérica

63 Orógenos del pasado Orogenia Grenville: ocurrió hace más de mil millones de años, sus restos aparecen hoy en día en Norteamérica (en el llamado escudo canadiense) Orogenia Cadomiense: ocurrió entre 650 y 500 millones de años y afectó al norte y centro de Europa Orogenia Panafricana: ocurrió entre 600 y 500 millones de años y afectó a África, Sudamérica y la Antártida

64 Orógenos del pasado Orogenia Caledoniana: ocurrió entre 500 y 400 millones de años, originó los montes de Escandinavia y Escocia, y algunas cadenas bajas de Canadá, norte de Asia y Australia. Muchas de estas cordilleras, que en la actualidad parecen sólo cadenas de colinas suaves y redondeadas, fueron imponentes montañas hace muchos millones de años

65 Orógenos del pasado Orogenia Varisca o Hercínica: ocurrió entre 380 y 300 millones de años. Fue el producto de la colisión entre las grandes masas continentales que existían y supuso una parte significativa en la formación de Pangea. Levantó los Urales, parte de los Apalaches y muchos de los macizos del centro de Europa Orogenia Cimérica: ocurrió entre 200 y 80 millones de años y afectó a Asia Central.

66 Orógenos del pasado Orogenia Alpina: ocurrió hace 80 millones de años y continúa en la actualidad. Durante esta orogenia, África y el subcontinente indio chocaron contra Eurasia, formando un extenso cinturón de montañas, que se extiende desde la península ibérica hasta Sumatra. Incluye cordilleras como Pirineos Alpes, Cáucaso, Himalaya o Hindú Kush.

67 Orógenos del pasado

68 3.4 Magmatismo, metamorfismo y sedimentación en el marco de la tectónica de placas

69 Magmatismo y tectónica de placas Los procesos ígneos en el contribuyen a explicar: contexto de la tectónica de placas, La expansión de los fondos oceánicos El origen de las montañas La evolución de los continentes

70 Magmatismo y tectónica de placas Los bordes divergentes, en los fondos marinos, constituyen las dorsales oceánicas, que son el accidente más largo de la superficie terrestre y concentran la máxima emisión de magma del planeta. El movimiento divergente de placas, que produce su separación, facilita el ascenso de material del manto que, al ascender, se funde a causa de la descompresión. En las dorsales predomina el magma basáltico, que ayuda a la expansión del fondo oceánico y a la creación de corteza oceánica

71 Magmatismo y tectónica de placas En los bordes convergentes, predomina la subducción. Si la placa que subduce es de litosfera oceánica bajo litosfera oceánica, el magma ascenderá a su superficie generando una cadena de volcanes que, al emerger, dará lugar a un archipiélago volcánico: arcos insulares o arcos islas. Si la subducción es de litosfera oceánica bajo continental, los volcanes se desarrollan sobre la superficie del continente, formando parte de la cordillera pericontinental originada por el proceso de subducción.

72 Magmatismo y tectónica de placas Magmatismo de intraplaca, existen casos de vulcanismo en zonas muy alejadas de los bordes de las placas. Su origen es el ascenso de penachos térmicos. Un ejemplo son las islas Hawái, en pleno océano Pacífico. Estas islas volcánicas se encuentran en el interior de una placa, al moverse la placa, también lo hacen los volcanes, que se van alejando del punto caliente por el que el penacho térmico accede al exterior. El resultado son alineaciones de islas volcánicas, inactivas y más erosionadas a medida que se alejan de aquellas otras con vulcanismo activo

73 Magmatismo y tectónica de placas Los penachos térmicos también son capaces de atravesar la litosfera continental y causar vulcanismo. La enorme caldera volcánica de Yellowstone, en EE UU, es un ejemplo de esta actividad ígnea de intraplaca.

74 Magmatismo y tectónica de placas En varios lugares del mundo existen grandes acumulaciones de basalto denominadas trap. Las más conocidas son las del Decán, en la India, o la meseta siberiana Su origen también está relacionado con la instalación de puntos calientes en zonas de intraplaca continental. Se cree que el vulcanismo que generó las traps fue extremadamente rápido, y que inicialmente se emitió mucha lava en poco tiempo.

75 Metamorfismo y tectónica de placas Bordes convergentes Entre placas continentales, la mayor parte de la deformación y del metamorfismo regional asociado se localizan en las zonas donde las placas chocan aproximándose entre sí.

76 Metamorfismo y tectónica de placas Bordes convergentes Entre placas oceánica y continental, se producen metamorfismo regional y de contacto y dinámico Entre placas oceánicas, junto con el metamorfismo regional, también se produce metamorfismo de contacto debido a los procesos volcánicos generadores de los arcos insulares

77 Metamorfismo y tectónica de placas Bordes divergentes La expansión del fondo oceánico es la responsable del afloramiento de magmas con temperaturas muy altas. La gran cantidad de agua hace posible también la actuación de fluidos hidrotermales, que cambian la composición química de la corteza basáltica y dan lugar a rocas metamórficas debido a metamorfismo de contacto y metasomatismo

78 Metamorfismo y tectónica de placas Bordes transformantes, pasivos o de cizalla La intensa fricción a la que son sometidas las rocas genera metamorfismo dinámico El rozamiento de los bloques litosféricos en este tipo de bordes produce un aumento de la temperatura, y el calor es suficiente como para provocar la recristalización de las rocas originales, se forman así las texturas típicas de las milonitas y brechas de falla

79 Cuencas sedimentarias y tectónica de placas En la litosfera, las cuencas sedimentarias se originan y avanzan influidas por los movimientos de las placas. Los principales tipos de cuencas sedimentarias según la posición que ocupan sobre las placas sedimentarias son: Cuencas de Rift Cuencas de margen pasivo Cuencas intracontinentales Cuencas de antepaís

80 Cuencas sedimentarias y tectónica de placas Cuencas de Rift Se forman en el estado inicial de extensión de un Rift al separarse las placas tectónicas.

81 Cuencas sedimentarias y tectónica de placas Cuencas de margen pasivo Se localizan en los bordes de los continentes que no coinciden con un límite de placas. Estas cuencas se rellenan con los sedimentos detríticos aportados por los ríos y por carbonatos marinos.

82 Cuencas sedimentarias y tectónica de placas Cuencas intracontinentales Aparecen en el interior de los continentes, en zonas de Rift abortado que no evoluciona en extensión de la corteza. Pueden alcanzar hasta los 7 km de espesor de sedimentos de ambientes fluvial, deltaico y lacustre, y formar grandes áreas pantanosas e incluso marinas poco profundas

83 Cuencas sedimentarias y tectónica de placas Cuencas de antepaís En los bordes destructivos entre los márgenes continentales se crean depresiones con forma de prismas que se rellenan con sedimentos fluviales, aluviales y con los materiales erosionados de la cordillera que se está formando. Son coetáneas con la formación de los orógenos.