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cdeformación de la corteza y formación de montañas
¿qué es la geología estructural? La geología estructural incluye a todos los procesos y elementos cuales están relacionados a las fuerzas tectónicas presentes en la corteza terrestre. En la geología estructural se analiza estructuras geológicas especialmente tectónicas para aclarar la acción de fuerzas dirigidas durante la historia geológica. esta estudia a) Levantamiento de las foliaciones (planos geológicos), lineaciones y otros elementos tectónicos b) Análisis de la deformación tectónica de las rocas presentes c) Reconocimiento de las estructuras tectónicas en un sector (fallas, diaclasas) el esfuerzo es el causante de la deformación de las rocas, los diferentes tipos de esfuerzos son. ➢ PRESION DE CONFINAMIENTO esta actúa por igual en todas partes. ➢ esfuerzo diferencial fuerzas desiguales en distintas direcciones ¿que tipos de deformaciones causan las fuerzas? ➢ DEFORMACION ELASTICA el material se deforma, pero cuando el esfuerzo acaba esta vuelve a su posición inicial ósea la deformación desaparece. ➢ DEFORMACION PLASTICA la deformación se mantiene, aunque el esfuerzo desaparezca ➢ DEFORMACION FRAGIL el material se fractura como respuesta al esfuerzo FACTORES DE LA DEFORMACION
- duración del esfuerzo
- presión
- temperatura
- presencia de volátiles
- estructura del material
PLIEGUES
es la curvatura que se forma en un terreno como resultado de esfuerzos, mayoritariamente compresivos, aunque también podrían darse como consecuencia de esfuerzos distintivos, estos provocan el acortamiento y engrosamiento de la corteza. Los pliegues suelen ser más habituales en rocas sedimentarias plásticas, como las volcánicas, y también metamórficas PARTES DE UN PLIEGUE Charnela: La charnela es la zona del pliegue que ha sufrido la mayor curvatura. Asociado a este elemento también se define la línea de charnela que es la línea que se traza a cada punto máximo de curvatura por cada estrato o nivel y la zona de charnela que es la región inmediatamente más próxima a la línea de charnela. cresta y valle puntos más altos y bajos del pliegue. Núcleo: es el área más interna del pliegue. Flanco Los flancos son los planos inclinados que forman las capas, o sea los laterales del pliegue situados a uno y otro lado de la charnela. Se dice que un pliegue es simétrico cuando posee los flancos iguales e igualmente inclinados; y asimétricos cuando tiene sus planos desiguales. Punto de inflexión: Punto de los flancos donde se cambia la curvatura de cóncava a convexa o viceversa. Plano axial El plano axial es aquel que une las charnelas de todas las capas de un pliegue, es decir, el que divide al pliegue tan simétricamente como sea posible. Eje axial es la línea que forma la intersección del plano axial con la charnela. Buzamiento El buzamiento (o inclinación) es el ángulo que forma el plano del estrato con la horizontal. Amplitud pliegue: Es la distancia que separa distintos puntos de inflexión medida perpendicularmente a la superficie. Vergencia: Se trata del buzamiento o inclinación del plano axial del pliegue. falta línea de inmersion
Otra clasificación también muy frecuente en geología estructural se basa en la inclinación del plano axial. De este modo tenemos
- PLIEGUES RECTOS Cuando en los pliegues el ángulo del plano axial es vertical.
- PLIEGUES INCLINADOS Cuando el plano axial del pliegue está inclinado respecto a la vertical. Si la inclinación es menor de 45º respecto a la horizontal estaríamos hablando de pliegues vergentes.
- PLIEGUES TUMBADOS Se trata de un pliegue inclinado en el que el plano axial presenta una inclinación próxima a la horizontalidad
- PLIEGUES EN ABANICO Se trata de pliegues con forma de seta, es decir con los flancos con inclinaciones contrarias y negativas y por tanto pueden separarse dos planos axiales. Por último, se muestra una clasificación de plegamientos de acuerdo al eje del pliegue diferenciándose básicamente dos tipos: Pliegues cilíndricos Aquellos en los que el eje es rectilíneo. Si el eje es horizontal hablaríamos de pliegues cilíndricos horizontales y si el eje está inclinado se denominan cilíndricos con inmersión. Pliegues no cilíndricos Son aquellos en los que el eje no es rectilíneo.
ESTRUCTURAS DE DEFORMACION FRAGIL
se dividen en dos clases las fallas y las diaclasas ¿ que son las diaclasas?
- Son fracturas de la roca en las cuales no se produce un desplazamiento apreciable
- La mayoría sigue un orden paralelo, pero se pueden presentar en orden aleatorio
- Se pueden producir por enfriamiento / descompresión de la roca
- Son la propagación de diferentes tipos de meteorización TIPOS DE FALLAS Las fallas son fracturas de la corteza que conllevan a la discontinuidad de la roca o el suelo, provocado por el desplazamiento de uno de los bloques respecto del otro. Este movimiento es causado por la tectónica de placas. Éstas fuerzas del interior de la Tierra pueden originar esfuerzos tensionales que separan la corteza, esfuerzos compresivos que la acortan, cizallamientos o bien la mezcla entre estos.
FALLA NORMAL
- Indican esfuerzos tensionales que separan la corteza
- Bloque de techo hacia abajo con respecto a muro
- Mayoría con buzamiento de 60°, algunas menores
- Mayoría pequeñas, algunas de kilómetros que llegan a dibujar el límite de un frente montañoso Horst y Graben Graben: El conjunto de dos fallas normales paralelas con inclinación opuesta en un ambiente tectónico expansiva se llama graben o fosa tectónica. Es decir, el sector central se mueve relativamente abajo al respeto de los flancos. En el interior de una fosa tectónica afloran generalmente rocas más jóvenes como afuera del sistema. El tamaño de un graben puede ser centímetros hasta grabenes grandes alrededor de 300 km. Un Horst o pilar tectónico muestra un movimiento hacia arriba en su interior, es decir el sector central está construida por rocas más antiguas como el sector lateral.
FALLE HORIZONTAL /CIZALLE/RUMBO
Tiene un componente horizontal predominante
- Originada por fuerzas de cizalle
- Desplazamiento paralelo al plano de falla. Los bloques se mueven en dirección opuesta
- Sinistral o dextral
- Pueden producir valles lineales o depresiones Una situación interesante son las estructuras "flower"
- flower structures. Existe una negativa donde predomina un ambiente extensional y un flower positivo donde se cuenta con un régimen tectónico más compresivo. Esas estructuras se forman en ambientes de fallas de rumbo (strike slip faults) y se produce un sector de discontinuidad del rumbo general. Como consecuencia de la curvatura se agrega un sector de alzamiento tectónico en el caso de flower positiva. En el caso de flower negativa se produce una subsidencia tectónica.conclusión, las estructuras flower se puede definir como una fusión entre el concepto horst/graben y los pull apart basin.
CARTIGRAFIAR ESTRUCTURAS PLANAS
estructuras planas: estratos, foliaciones,diques,sills,fallas,diaclasas,plano axial de pliegues, flancos de pliegues. rumbo de un plano angulo entre el norte y la linea de interseccion entre el plano geologico y un plano horizontal. el rumbo se define con respecto al norte o al sur , la unica excepción la constituye la direccion E-W que es cuando la linea de rumbo del plano hace 90° con el norte o con el sur. el rombo siempre sera entre 0 y 90° MANTEO/BUZAMIENTOS angulo medio entre la linea de interseccion del plano geologico con un plano vertical y su proyeccion horizontal. el buzamiento es la linea de mayor pendiente del plano,siempre es perpendicular a la linea de rumbo de este. el buzamiento siempre sera entre 0 y 90°. buzamiento real vs buzamamiento aparten angulo vertical entre cualquier linea inclinada en un plano (diferente a la de buzamiento ) y su proyeccion horizontal, buzamiento apartente es menor que el buzamiento real
principales estructuras de las zonas de subduccion
- fosa oceanica profunda zonas profundas que deja la subduccion, contra mas fria sea la placa surbducida mayor sera la profundidad
- arco volcanico la convergencia de dos placas produce la fusion parcial de la cuña del manto que termina produciendo arco de islas volcanicas
- region entre la fosa y el arco volcanico (ante arco)
- region situada eb el lado del arci volcanico opuesto a la foda (trasarco) los materiales piroclasticos que vienen del arci y los sedimentos erosionados de la masa continental se acomulan, ademas la placa que subduce transporta los sed al antearco, en las regiones de trasarco, las fuerzas tensionales suelen dominar haciendo que la corteza se estire y se adelgace. cuando una capa subduce no sigue un camino directo hacia la asternosfera. esta se va hundiendo verticalemtente , haciendo que la fosa se retire y la placa genera un flujo en la asternosfera que tira de la placa hacia la fosa retirada. como concecuencia la placa suprayacente esta sometida a tension y puede alargarze y adelgazarse. si esto se mantiene durante mnucho tiempo se forma cuenca de trasarco formacion de montañas sub-oceano-oceano. aquí se desarrollan arcos insulares, la actividad volcanica esporadica , el emplazamiento de cuerpos plutonicos en profundidad y la acomulacion de sedimentos procedentes de la placa sub aumenntan el volumen del material de la corteza que cubre la placa. el desarrolllo continuo del arco puede traducirse a la formacion de montalas compuesta de rocas igneas y ymeta.
formacion de montañas sub-oceanica-litosferica los bordes de placa que forman arcos volcanicos continentales suelen denominarse bordes de tipo andino.
- la primera etapa en el desarrollo de un cinturon montañoso de tipo andino aparede antes de la formacion de la zona de subduccion, durante este periodo el margen continental es pasivo, es decir no es un borde de placa , sino parte de la misma placa donde se encuentra la corteza oceanica. Orogénesis a lo largo de una zona de subducción de tipo andino. A. Margen continental pasivo con una extensa cuña de sedimentos. B. La convergencia entre placas genera una zona de subducción, y la fusión parcial produce un arco volcánico en desarrollo. La convergencia continua y la actividad ígnea deformaron y aumentaron el grosor de la corteza, elevando el cinturón montañoso, mientras se desarrolla un prisma de acreción. C. La subducción acaba y es seguida por un período de elevación y erosión. El volcanismo a lo largo de los arcos continentales está dominado por la erupción de lavas v materiales piroclásticos de composición andesítica, mientras por otro lado pueden generarse cantidades menores de rocas basálticas y riolíticas. Dado que el agua procedente de la placa en subducción es necesaria para la fusión, estos magmas derivados del manto están enriquecidos en agua y otros volátiles (el componente gaseoso del magma). Estos magmas cargados de gas son los que producen las erupciones explosivas características de los arcos volcánicos continentales y los arcos insulares maduros. EMPLAZAMIENTO DE PLUTONES los cuerpos ígneos intrusivos metamorfoseasen la roca huésped a través de met-decontacto. después el proceso de erosión lo sacan a la luz, una vez expuestos estos se llaman batolitos ( son el núcleo de cierra nevada y predominan en los andes peruanos). batolitos= diorita, granodiorita también puede ser granito. DESARROLLO DE UN PRIMA DE ACRECION la acumulación de sed deformados, fallados y fragmentando de la corteza oceánica se denomina prisma de acreción.
- Acumulación de sedimentos marinos en el borde de la placa suprayacente
- Compresión y metamorfismo a alta presión y baja temperatura.
- Produce cordillera costera
Su altura se logró gracias a los choques y colisiones entre las placas continentales ubicadas en América del Norte y África, estos movimientos continuaron presentándose por muchos años dando forma a lo que hoy se conoce como los Montes Apalaches. Su historia geológica tiende a ser un poco compleja pero se basa en una serie de orogenias que implican miles de años de meteorización y erosión que fueron poco a poco produciendo un desgaste en las montañas depositando estos sedimentos en las zonas cercanas. Los procesos de orogenia que iniciaron la historia de los Apalaches fueron los siguientes: (colisión de terranes )
- Orogenia Greenville que se dio hace millones de años y que crearon el supercontinente conocido como Rodinia. Se dieron una serie de colisiones que formaron las montañas altas y las rocas ígneas y metamórficas dieron origen al núcleo de los Apalaches.
- Orogenia Tacónica que se dio cuando el Océano Lapetum empezó a cerrarse ocasionando el choque entre islas volcánicas y el Cratón norteamericano.
- Orogenia Acadiana que originó el inicio de la construcción de las montañas cuando se dio el choque entre Avalonia y el Cratón Norteamericano.
- Orogenia Alegana un evento que también se conoce con el nombre de orogenia Apalache y que dio origen al supercontinente Pangea. Se dio el choque entre el continente americano y el africano ocasionando la formación de diferentes montañas. MONTAÑAS EN ZONAS DE EXTENSION la fragmentación continental también puede producir el ascenso y la formación de montañas. estas se denominan montañas de bloque de falla, están relacionadas con fallas normales de gran Angulo que disminuye de buzamiento de manera gradual con la profundidad, estas fallas provocan un gran levantamiento que provoca el alargamiento y el fallado. ejemplo (valle del rifth de africa) en EE.UU ( sierra nevada, grand teton).
ejemplo bloque de falla. provincia basin and range zonas mas extensas de la tierra con montañas de bloque de falla. extension aprox 3,000KM. aquí la corteza superior fragil se ha roto literalmente en cientos de bloques de falla. esto parece ver estirado la corteza hasta dos veces su anchura original. el alto flujo termico en la region y los distintos episodios de volcanismo proporcionan pruebas firmes de que el ascenso del manto provoco el abombamiento, PRINCIPIO DE ISOSTACIA Y MOVIMIENTOS VERTICALES isostacia la corteza terrestre menos densa flota en la parte superior de las rocas mas densas deformables del manto. el concepto de una corteza flotante en equilibrio gravitacional se denomina isostacia por ende los cinturones montañosos se yerguen mas por encima del terreno circundante a causa del engrosamiento de la coreza, estas
