Introducción a la Geotectónica

Leda Sánchez Bettucci

Tectónica de Placas

I. IntroducciónII. Estructura Interna de la TierraIII. Mecánica de PlacasIV. LitosferaV. Flujo TérmicoVI. El Ciclo de Wilson

I. Introducción

Historia de los acontecimientos que conducen a la formulaciHistoria de los acontecimientos que conducen a la formulacióón de la n de la teorteoríía de la tecta de la tectóónica de placasnica de placas

La tectLa tectóónica de placa es una teornica de placa es una teoríía. a. •• En 1915, un cientEn 1915, un cientíífico, Alfred Wegener ("padre de la tectfico, Alfred Wegener ("padre de la tectóónica de nica de

placas"), mientras que trabajaba cerca del Polo Norte, placas"), mientras que trabajaba cerca del Polo Norte, vivióó que su aguja del que su aguja del compcompáás no ses no seññalaba al PN. Es decir el norte verdadero y el norte alaba al PN. Es decir el norte verdadero y el norte magnmagnéético estaban en dos lugares separados. Wegener teoriztico estaban en dos lugares separados. Wegener teorizóó que los que los polos (norte y al sur) "vagaban" con tiempo. polos (norte y al sur) "vagaban" con tiempo. ÉÉl lo llaml lo llamóó ““deriva polarderiva polar““(("Polar Wandering".). .

•• TambiTambiéén notn notóó ccóómo los continentes se armaban como un rompecabezas, mo los continentes se armaban como un rompecabezas, muy notorio entre la costa occidental de muy notorio entre la costa occidental de ÁÁfrica y la costa del este de frica y la costa del este de AmAméérica del sur. Ademrica del sur. Ademáás, las rocas de estos lugares eran del mismo tipo, s, las rocas de estos lugares eran del mismo tipo, misma edad, y con el mismo tipo de fmisma edad, y con el mismo tipo de fóósiles. siles.

•• Su teorSu teoríía revisada se conoca revisada se conocíía como "a como "deriva continentalderiva continental", ", éél pensl pensóó que no que no eran los polos los que cambiaron de lugar, sino los continentes.eran los polos los que cambiaron de lugar, sino los continentes.

•• Wegener muriWegener murióó de un ataque al corazde un ataque al corazóón durante un viaje donde estudiaba n durante un viaje donde estudiaba los glaciares cerca del Polo Norte a principios de 1930 y su tralos glaciares cerca del Polo Norte a principios de 1930 y su trabajo fue bajo fue olvidado virtualmente por varias dolvidado virtualmente por varias déécadas.cadas.

CorrelaciCorrelacióón de n de ÁÁfrica y Sur Amfrica y Sur Améérica por Wegenerrica por Wegener

Evidencia usada por Wegener:Evidencia usada por Wegener:1.1. Forma de los continentes Forma de los continentes 2.2. FFóósiles similares en ambos continentessiles similares en ambos continentes3.3. Cinturones montaCinturones montaññosososos4.4. Cinturones MineralesCinturones Minerales

Evidencia adicional Evidencia adicional usada por Wegener usada por Wegener para apoyar la para apoyar la hiphipóótesis de la deriva tesis de la deriva continental: continental:

Las montaLas montaññas se alinean as se alinean en el hemisferio en el hemisferio nortenorte

NorteamNorteaméérica, Europa, rica, Europa, AmAméérica del sur, y rica del sur, y ÁÁfrica se agrupan.frica se agrupan.

Otra explicación de Wegener era que África, América del sur, la India, y Australia sufrieron una glaciación al mismo tiempo.

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

Alrededor de la II guerra mundial se desarrolló una tecnología (eco sonda), por un geólogo y comandante, Harry Hess. Él notó que las rocas a ambos lados de la dorsal (centro Atlántica) eran una imagen especular. Él teorizó que la zona de la dorsal emanaba magma de los volcanes submarinos y que el material se separa lateralmente a ambos lados de la dorsal. Hess tomó más y más muestras para sostener sus resultados, como parte de una serie de perforaciones a bordo del buque de investigación, GlomarChallenger

Dispositivo Eco Sonda usada por Hess

El movimiento de la placa es conducido por uno o más de los mecanismos siguientes:

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

2. Conducción -- calor transferido por la fricción de las placas 3. Push-Pull Slab (movimiento reciproco de las placas): placas

densas van hacia abajo y el magma genera fuerzas ascendentes (upwelling)

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

de placa como resultado de la subducción 2. Los terremotos ocurren donde las placas se ponen unas

contra otras 3. El cinturón montañoso ocurre mientras que una placa es

empujada sobre otra 4. El Seafloor ocurre donde dos placas oceánicas se separan

Confirmación de la teoría de Placas Tectónicas

• Paleomagnetismo• Desplazamiento polar aparente (Apparent Polar

wandering)

• Hot spots• Atolones y Guyots• Edad y distribución de sedimentos• Terrenos

II. Estructura interna de la Tierra

Clasificación de las capas en función de su composición

• Corteza– Corteza Oceánica– Corteza Continental

• Manto• Núcleo

Clasificación de las capas en función de sus propiedades físicas

• Litosfera

• Astenosfera

• Manto

• Núcleo

Capas de la Tierra

• 3 capas químicas: el núcleo,el manto yla corteza.

Núcleo

Manto superior

Corteza

Manto inferior

El Núcleo• dividido en 2 capas: núcleo interno sólido y

a núcleo externo líquido.

El Manto• La mitad de la parte de la tierra • Constituido de minerales ricos en hierro,

magnesio, silicio y oxígeno.

Celdas convectivas desarrolladas en el manto

A. Arco VolcA. Arco Volcáánico B. Zona de rift ocenico B. Zona de rift oceáánico C. Zona de fallas nico C. Zona de fallas TransformesTransformes

La Corteza• rica en O y Si con pocas cantidades de Al,

Fe, Mg, Ca, K y Na. • Dos tipos de corteza: la corteza oceánica y

la continental – corteza oceánica se compone de rocas

relativamente densas: basalto– corteza continental constituida por rocas de

menor densidad, tales como andesitas y granitos.

• Las capas exteriores de la tierra: litosferay astenosfera.

• La astenosfera es parte del manto que fluye, presenta un comportamiento plástico característico.

• El flujo de la astenosfera es parte de la convección del manto, que desempeña un papel importante en el movimiento de las placas litosféricas.

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

Capas de la Tierra (basado en evidencias

Sismológicas)

• Ondas Sísmicas–P (longitudinales o de compresión)–S (transversales o de cizalla)

Ondas P y S

Ondas P y SPor medio de la sismología puede detectar :

a) Límites de capas

b) Fallas

c) Rellenos de poros (como petróleo)

Capas de la Tierra (basado en evidencias Sismológicas)

CORTEZA• Dos formas - continental y oceánica• Corteza Continental compuesta por rocas

menos densas ricas en silicatos; más gruesa que la oceánica

• Corteza Oceánica: es basáltica y más densa que la continental

Capas de la Tierra (basado en evidencias Sismológicas) -

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

semi-fluida• tiene una temperatura más alta que la

corteza

Capas de la Tierra (basado en evidencias Sismológicas) -

NUCLEO• En el centro de la tierra • tiene dos secciones: núcleo externo y uno

interno, constituidos fundamentalmente por por hierro y níquel

• Núcleo externo esta fundido mientras que el interno es sólido

• Se puede explicar el campo magnético de la tierra

Evidencias• Sismos

– Ondas sísmicas primarias y secundarias– Zonas de sombra (shadow zones)

• Continental Drift– Pangaea– Panthalassa

• Separación del suelo oceánico (seafloor spreading)

• Zonas de Subducción• Placas tectónicas

III. Mecánica de Placas

Mecánica de Placas

• Movimientos instantáneos relativos y absolutos

• Uniones constructivas, destructivas y conservativas

• Esfuerzos actuantes ¿porqué se mueven las placas?

Leyes de la Tectónica de placas

1) La superficie de la tierra esta dividida en placas rígidas (segmentos esféricos del orden de los 100 Km. de espesor) que forman la litosfera (placas litosféricas)

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

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

4) Las placas se destruyen en las zonas de subducción5) La parte continental de una placa no es sumergible6) Los límites de placas se definen sismológicamente.

7) La energía interna de la tierra es disipada en los márgenes de placa por medio de terremotos (mecánicamente) y volcanismo (térmicamente).

8) Los movimientos de las placas rígidas son gobernados por leyes matemáticas que rigen los movimientos en una esfera. El movimiento entre dos placas puede ser definido por un polo de rotación (polo de Euler) y por la velocidad angular relativa

Dirección de movimientos relativos• Las direcciones son obtenidas a partir de dos

fuentes:a) las direcciones de las fallas transformantes de los

ridges meso-oceánicos son paralelas al vector del movimiento relativo de las placas que limitan. Las fallas transformantes son las estructuras mas marcadas de todas las cartas batimétricas de los océanos.

b) La ubicación de los focos sísmicos da información de los movimientos relativos y con este se puede calcular fácilmente un vector deslizamiento que da la dirección y el sentido del movimiento.

Tasas de movimientos relativos• Las tasas relativas (velocidades relativas) están dadas

por la distribución de anomalías magnéticas simétricas respecto al ridge meso-oceánico. Las velocidades son un promedio sobre un periodo de 3 Ma. Esto es lo que se denomina como cinemática instantánea. Esos 3 Macorresponden al periodo más corto sobre el que es posible obtener una medida fiable de la velocidad, se necesitan de una determinada cantidad de anomalías par obtener una medida precisa.

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

Tipos de Uniones entre PlacasTipos de Uniones entre Placas• La unión entre dos placas está definida por

un plano y éste puede tener formas muy irregulares. La máxima unión entre placas es triple. Las uniones triples pueden ser: Estables o Inestables

• Uniones estables: Cuando el ángulo entre los limites de placa es de 120º. (ej: RRR, TTT, FFF, FTR, RRF, 16 posibilidades).

• Uniones Inestables: cuando el ángulo no es de 120º, no se mantiene la relación angular.

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

1. Convergente -- (compresión)2. Divergente -- (tensión)3. Transforme -- (movimiento strike-slip)

Tipos de lTipos de líímites de Placa:mites de Placa:

DivergenteDivergente

ConvergenteConvergente

TransformeTransforme

Los límites de la placa pueden ocurrir en los continentes o en los ambientes marinos (océanos) o ambos al mismo tiempo. El movimiento convergente de la placa se asocia a:

a. Compresión b. Fallamiento inverso c. Creación de una zona de subducción. d. Procesos de creación de cinturones montañosos e. Colisiones de placas:

i. CC vs. CC; ii. CC vs. CO; iii. CO vs. COlímites divergentes oceánicos se asocian a:

a. Tensión o extensión (separación) b. Fallamiento normal. c. Rifting (como en las dorsales meso-oceánica) d. Creación de magma dentro de la zona de rift

Las Fallas transformantes se asocian a lo siguiente: a. Movimiento horizontal b. Fallas de deslizamiento de rumboc. Compensación lateral de las unidades la roca

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

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

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

basálticas en zonas de rift (spreading centers) continental u

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

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

Africano); Rocas graníticas

El volcanismo de "puntos calientes" se localizan en:a. Regiones Oceánicas; (ej: cadena de islas hawaiana );

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

Granitos/AndesitasZonas sísmicas (terremotos) asociadas a tectónica de

placas:1. Placa oceánica en subducción; focos sísmicos someros2. focos sísmicos (Terremotos) intermedios; fusión

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

hundida por gravedad

Actividad Sísmica Reciente

Sismos en relaciSismos en relacióón a los ln a los líímites de placasmites de placas

Placa subductadaPlaca subductada

ZonasZonas de de ColisiColisióónn::

ContinenteContinente vs. C. vs. C. OceOceáánicanica

OceanicaOceanica vs. vs. OceanicaOceanica

ContinenteContinente vs. vs. ContinenteContinente

Continental vs. Continental vs. OceOceáánicanica

EjemploEjemplo de de colisicolisióónn ContinenteContinente vs. vs. ContinenteContinente: : India vs. AsiaIndia vs. Asia

Colisión de la Placa Indicacon la Euroasiática

Resultado: Los Himalayas y el Monte Everest

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

El diagrama ilustra la deformación asociada a la subducción.

a) deformación elástica se acumula entre los terremotos si la falla inversa es bloqueada;

b) durante un terremoto grande, el borde principal de la placa es levantado y el domo (bulge) sufre subsidencia, colapsa.

a

b

Cinturón de Fuego del pacífico

VolcanismoVolcanismo de de ““Hot SpotHot Spot””

Límites de Placas Divergentes

• Océanico – Océanico

• Continente - Continente

Ridge Meso-Atlántico: Zona de divergencia

Rift del Este Rift del Este AfricanoAfricano

Islandia: Ridge Meso-Atlántico

Límitestransformantesde Placa

Falla de San Andreas, California

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

Ambiente tectónico del estado Washington y British Columbia. La placa oceánica Juan de Fuca se está moviendo debajo de la placa continental de Norteamérica 4 cm./año aprox.. Los grandes terremotos ocurren a lo largo del límite entre las dos placas.

IV. Litosfera

• Los niveles superficiales de la corteza terrestre se deforman comúnmente por fracturación: dominio de la tectónica frágil.

• Las estructuras formadas a escala regional constituyen un conjunto de fallas donde la cinemática depende de su geometría y del régimen tectónico, en extensión, en compresión o desplazamiento horizontal en las cuales ellas se forman o son reactivadas.

Esfuerzos

La reología es el estudio del comportamiento de los materiales sometidos a un esfuerzo. La reología de los materiales de la corteza terrestre depende de tres factores principales: la temperatura, la presión hidrostática y la velocidad de deformación.

La relación entre la temperatura y la profundidad es definida por el gradiente geotérmico local que puede variar mucho según el contexto geodinámico.

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

V. Flujo Térmico

Flujo térmico• desde el punto de vista estructural condiciona

los niveles de detachment• desde el punto de vista sedimentario condiciona

la subsidencia• desde el punto de vista magmático: el magma

está controlado por los distintos flujos térmicos• El flujo calórico (Q) "Heat flux" (q = K

dt/dx µcal/cm2) de una región depende de:

a) capacidad de conducción de la roca (k). b) diferencia de temperatura en función de la prof.

Modos de transmisión del calor (Q): el concepto de flujo térmico terrestre

• Para determinar el gradiente térmico en la litosfera terrestre, debe conocerse, aunque sea someramente, como se transmite el calor desde regiones con mayor temperatura a otras más frías.

• Estos mecanismos de transmisión del calor dependen de las características del medio que lo transmite. Así, en el vacío el calor se puede transmitir por radiación exclusivamente; en un gas o líquido de baja viscosidad lo hace por convección(e.g. agua hirviendo en un cazo); y en un sólido opaco el calor se transmite por conducciónexclusivamente.

VI. El ciclo de Wilson

El ciclo de Wilson: 1. Formación de un rift

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

1. Constituyen zonas de flujo térmico anómalamente alto y pueden estar asociados a vulcanismo alcalino

2. Están comúnmente asociados espacialmente con regiones de levantamiento dómico

3. La litosfera en el rift es anómalamente fina y es invadida por baja velocidad, baja densidad y material de alta temperatura

4. Presenta anomalía gravimétrica de Bouguer negativa

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

6. Son generalmente menores a 50 km,7. Están constituidos por grades sets de fallas

normales en arreglo en echelon8. Están asociados con sismos someros (ca. 15

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

Inicio del Rifting• Rift Activo: causado por el levantamiento del manto

asociado a un hot spot (Burke & Dewey, 1973; White & Mckenzie, 1989; Davies & Richards, 1992).

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

Rift activo.

• Sucesión de eventos: doming, volcanismo, rifting.

El Rift pasivo

• Sucesión de eventos: Rift, volcanismo. Este mecanismo también requiere de una

debilidad para localizar la deformación.

La extensión post-orogénica

• Se sugiere que, en algunos casos, la fuente de tensiones extensionales que llevan al estiramiento litosférico pueden originarse en la propia litosfera

2. Extensión, Formación de rift valleys

• los sedimentos continentales son depositados en grabens o en hemi- grabens

• la sedimentación continental inicial es substituida por sedimentación marina

• comunicación restricta con aguas oceánicas• hundimiento lento, poca aporte terrestre.

2. Extensión, Formación de rift valleys

• condiciones anaeróbicas + sedimentos sapropelíticos →buena fuente de rocas para petróleo

• Trampas potenciales estructurales (fallas, domos salinos) →buenas trampas

• magmas continentales tholeiiticos llegan a la superficie como diques y flujos

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

LocalizaciLocalizacióónn

de los Rift de los Rift

ContinentalesContinentales

El Valle de Marineris, corresponde a un accidente importante del hemisferio sur de Marte. Situado al S del ecuador (y paralelo). Presenta cerca de 5000 Km. de largo y 400 Km. de ancho. Su semejanza con los rifts de la Tierra es considerada como una prueba de que hubo actividad tectónica.

3. Etapa Proto-oceánica

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

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

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

global.

Divergencia• Las fuerzas tensionales adelgazan la

litosfera• nuevos materiales son formados entre las

placas y material mantélico asciende

3. Etapa Proto-oceánica

• Fase 1:– Evaporitas y depósitos salinos profundos– Basaltos tholeiiticos– Arrecifes coralinos

• Fase 2:– negras: sapropelitas y barros carbonatados.– Salmueras hidrotermales enriquecidas en Cu, Pb y

Zn

Litofacies

1) El triángulo de Afar

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

• Volcanismo continental: central y marginal contaminados

• Volcanismo oceánico: axiales y fisurales (tholeiitico + alcalino)

2) El Mar Rojo• Fases diferentes de evolución hacia el

sudeste:– Golfo de Suez : RIFT– Sector norte: últimos estadios de Rifting– Sector central: Transición Zabargaad Is.:

peridotitas precámbricas– Sector Sur: PROTO_OCEANO

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

4. Cuenca oceánica Madura

• Continua producción de corteza oceánica• " márgenes pasivos " existen en ambos lados• No son límites de placa• Son en general asimétricos• Subsidencia por flexura por el peso sedimentario• las tasas de subsidencia son mucho más lentas que en

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

Subsidencia de un margen continental pasivo (según Steckler y Watts 1978,

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

• Un margen continental pasivo es el borde de un rift cuya evolución terminó por la creación de un océano. Está situación tiene tres consecuencias principales que controlan la subsidencia de la margen.

Evolución de una margen continental pasiva (segúnIngersoll 1988)

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

la cuenca• bloques basculados hacia el sector externo

definidos como hemi-graben• estiramiento plástico de la corteza inferior• interfase dúctil-frágil (niveles de

detachment)

Litofacies

• facies gruesas de abanicos aluviales (relieve abrupto)

• facies fluviales proximales (volcanitas básicas)• facies fluviales distales (destrucción del relieve)• con o sin mares someros (facies litorales y

evaporíticas)• facies regresivos o lacustres (máxima expansión

de la subsidencia)

El límite entre el continente y el océano aparece cubierto por los sedimentos del margen continental, para distinguirlo se recurre a la gravimetría o magnetometría y dan una idea, aunque no es preciso el límite.

Sedimentación•Facies de plataforma•Facies de Talud•Facies de pie continental o Prominencia•Progradación del margen

Parámetros para la definición de un Margen Pasivo

1) Gravimetría• Márgenes actuales: tienen una anomalía de aire

libre continua en una posición cercana al talud continental. Exceso de masas.

• Márgenes antiguos: tienen una anomalía de Bouguer positiva, del orden de 20 o más miligalesentre el cratón y la sección oceánica obliterada.

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

2) Magnetometría• Magnetic quiet zone: influencia del cuerpo

sedimentario del pie continental• Anomalía magnética "E" (basamento

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

(Apalaches)

4) Magmatismo• De naturaleza pasiva• Rocas máficas características de las etapas

previas al rift y proto-oceánicas• Underplating en algunos modelos• Magmatismo extensional• Magmatismo: no hay en el margen pasivo,

aunque algunas veces hay intersección con fallas transformantes y se da un magmatismo localizado

5. Cierre de la Cuenca oceánica

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

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

• si la tasa de subducción excede la tasa de crecimiento de suelo oceánico (sea-floor spreading ), el océano comienza a cerrarse

• Materiales como islas oceánicas, sedimentos, etc., no pueden subductarse, queda en la cuña acrecionaria.

Los Orógenos

– Orógenos simples

– Orógenos complejos

– Orógenos de colisión

ClasificaciClasificacióón de n de DeweyDewey & & BirdBird (1969)(1969)

Los Orógenos•• ClasificaciClasificacióón de n de UyedaUyeda (1982), (1982),

segsegúún el esfuerzon el esfuerzo– Tipo andino (CO-CC) alta

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

baja compresión Vrb < 0– extensión en

subducción– La diferencia

fundamental esta en el antearco, la trinchera avanza hacia el arco

– Tipo Guatemala, (CO-CC) Régimen traccional

márgenes convergentes en extensión

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

Los Orógenos•• ClasificaciClasificacióón de n de BarazangiBarazangi & & IsacksIsacks (1976), en (1976), en

funcifuncióón del magmatismon del magmatismo– Subducción fría– Subducción caliente

•• ClasificaciClasificacióón en funcin en funcióón del grado de n del grado de acortamientoacortamiento– Tipo Chileno:

• con FPC

– Tipo Oregon: • sin FPC

Los Orógenos• Clasificación en función de su movilidad

Elementos por detrás del arco magmático

F P y C sintéticas y antitéticasClasificación general de una FPC según su posición en el

orógeno. • Roeder (1973) clasificó las FPyC en sintéticas (S) y

antitéticas (A) según su relación geométrica con la zona de subducción

S A

Obducción• Proceso tectónico por el cual las rocas ofiolíticas son

emplazadas en superficie: la corteza oceánica cabalga sobre la continental (opuesto a subducción).

• Comúnmente reconocida en zonas colisionales. • Algunas ofiolitas son suelo oceánico (e.g. Papua)

Coleman (1971) describió dos mecanismos básicos de obducción:

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

• Para que una porción de corteza oceánica sea obductada por este mecanismo deben suceder varios fenómenos que es poco probable que ocurran juntos:– corteza oceánica con alta temperatura y por tanto

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

b) Obducción por cambio de polaridad luego de una colisión (Mas probable)

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

oceánica es hacia fuera del continente, en determinado momento la corteza oceánica del lado del continente es totalmente subducida, así el continente llega al complejo de subducción. En esa situación lo más frecuente es que la corteza oceánica cabalgue sobre la continental.

• Como el arco islándico es menos denso que la corteza oceánica es más común que se de la obducción de arcos islándicos

• En sentido estricto los arcos islándicos obductados no son ofiolitas y se distinguen de las ofiolitas s.s. por su química.

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

corteza oceánica caliente• Emplazamiento por desguace en complejo de

subducción (scrapping off) Ej. Madre de Dios• Suturación entre dos bloques continentales Ej . La Puna

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

Cuenca de Tepuel gabros tholeíticos• Delaminación cortical (subducción del tipo A) por

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

Obducción

Papua NewBritain

Australia

6a. Colisión Arco-Continente

• En la colisión Arco-Continente ocurre: acortamiento cortical, plegamiento, corrimiento, metamorfismo, intrusión

• Cuña acrecionaria y fragmentos de suelo oceánico pueden ser empujados hacia el margen continental

• La litosfera oceánica continua siendo subductada por debajo del continente

• La litosfera oceánica subducta siempre. ej., Andes

6b. Colisión Continente-Continente

Orógenos Colisionales: COLISIÓN

• Fenómeno ligado directamente al cierre de un océano.

• Ciclo de Wilson completo

• Colisión y acreción tectónica: no deben asociarse a un mismo mecanismo geotectónico

6b. Colisión Continente-Continente

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

• El levantamiento resulta en desgaste por la acción atmosférica y erosión

• Se forman molassas (depositada en el continente o aguas someras) y flysch (depositado en aguas profundas, generalmente más lejos)

• la restricción geográfica de las cuencas oceánicas dan lugar comúnmente a cuencas aisladas (ej., Mar Caspio)

• Si continua la colisión puede producirse un proceso denominadoindentación tectónica

MorfologMorfologíía y Geologa y Geologííaa

• Las montañas del Himalaya constituyen una cadena que tiene una longitud de 3.000 kmdesde Afganistán Hasta Burma, su anchura varía de 250 a 350 km y está constituida por una serie de unidades litológicas y tectónicas que corren paralelas al cinturón de montañas por grandes distancias

Mapa geológico de los Himalayas, mostrando los mecanismos focales(Molnar, 1984)

7. Nueva Ruptura

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

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

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

anterior). e.g., océano de Iapetus, océano Atlántico.