Unidad 6 - Biblioteca Central

Monti, A., 2004
AMBIENTE NATURAL I
TERCER MÓDULO
Unidad 6: Morfogénesis tectónica
I. Contenidos generales
Control estructural del relieve. Relación entre estructuras geológicas y márgenes de placas.
Ubicación planetaria de los principales ambientes tectónicos. Plutonismo y Vulcanismo.
Cuerpos principales: plutones, batolitos, diques, filón capa y coladas de lava. Volcanes:
génesis y tipologías. Generación de montañas por procesos tectónicos. Extensión y
compresión cortical. Fracturamiento de la corteza: Fallas y diaclasas. Fallas directas e
inversas: graben, horst y sobrecorrimientos. Pliegues: monoclinal, anticlinal y sinclinal.
Terremotos
II.




Objetivos
analizar los eventos tectónicos como generadores de relieves en la corteza.
conocer los distintos tipos de relieves asociados con los distintos tipos de volcanes
analizar los cuerpos generados a partir de eventos magmáticos.
conocer las principales estructuras geológicas que evidencian deformación y
fracturamiento de la corteza.
 analizar la utilidad de las distintas estructuras geológicas como herramientas para
establecer una cronología relativa de los eventos tectónicos ocurridos a lo largo del
tiempo geológico.
III. 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.
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IV. Conceptos teóricos
IV. 1 Vinculación entre la tectónica de placas y la elevación de montañas
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. 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.
IV.2 Deformación y ruptura de unidades rocosas
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
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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.
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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.
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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.
Fracturamiento
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 limite 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.
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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.
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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.
IV.3 Plutonismo y vulcanismo
Como ya analizamos en la unidad 3 del módulo 2 los bordes de placa activo son sitios
donde se funden las rocas del manto, generándose magma en profundidad. También vimos
que dependiendo del contenido de agua, la presión y la composición química del magma
habrá magmas que se emplazan en profundidad enfriándose muy lentamente en general a
20 km de profundidad (magmas graníticos húmedos), otros que alcanzan la superficie
generando una erupción “tranquila” y enfriándose muy rápidamente (magmas basálticos), y
finalmente otros que al alcanzar la superficie erupcionan muy violentamente (magmas
graníticos secos). Todos estos magmas al enfriarse y generar rocas plutónicas o volcánicas
dan como resultado cuerpos ígneos con características particulares. Por lo tanto,
constituirán geoformas y paisajes de la corteza terrestre caracterizados por topografías
positivas.
Geoformas generadas por plutonismo
Los magmas de composición granítica intruyen las rocas subsuperficiales de la corteza
donde solidifican formando cuerpos de rocas intrusivas denominados plutones, diques,
filones capa y lacolitos. La roca que limita y contiene a los cuerpos plutónicos se
denomina roca de caja.
Los plutones son cuerpos o estructuras mayores que resultan de la intrusión de magma en
profundidad. Reciben su nombre inspirados en el dios Plutón, dios del mundo subterránea
para los griegos. Los plutones de acuerdo a su forma, modo de generación y superficie
expuesta (en el caso que afloren) son clasificados como: a) Batolito y b) Stock.
Los batolitos son masas de rocas intrusivas expuestas que cubren una superficie
considerablemente mayor a los 100 km2. Dado su gran extensión areal se estudio que un
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batolito en realidad está generalmente compuesto por varios plutones más pequeños
intruidos secuencialmente a lo largo de millones de años. Los batolitos grandes pueden
tener hasta 20 km de espesor, pero el promedio de espesor de los batolitos es de 10 km. La
mayoría de los batolitos son de composición granítica. Debe considerarse que a pesar de
que un batolito de 10 a 20 km de espesor es una masa rocosa grande, es menos de la mitad
del espesor de la corteza continental promedio en áreas montañosas. A escala planetaria un
batolito podría ser considerado como una burbuja cerca de la superficie. En general los
batolitos constituyen el núcleo de un sistema montañoso.
Por ejemplo, el batolito Patagónico en los Andes Australes está compuesto por muchos plutones más
pequeños, que se emplazaron durante un lapso de unos 50 millones de años. Durante ese lapso, hubo
aproximadamente tres eventos intrusivos mayores de distinta edad (ver escala de tiempo geológico).
Estos son:
E1) 155-120 millones de años (Jurásico superior- Cretácico inferior)
E2) 100-75 millones de años (Cretácico superior)
E3) 50- 20 millones de años (Terciario medio a superior). Por ejemplo, Cerro Fitz Roy (18 millones de
años)
La formación de este batolito terminó hace unos 20 Ma. Durante los últimos 20 Ma, el batolito ha
sido ascendido y erosionado para formar la actual la Cordillera Patagónica.
Un stock a diferencia de un batolito es un cuerpo de roca granítica con una superficie
expuesta de menos de 100 km2. Por ende, un stock puede ser un plutón pequeño o bien un
segmento de un plutón más grande o de un batólito, que aún no ha sido suficientemente
expuesto por la erosión.
Ahora.....¿Cómo puede un cuerpo de magma ascender a través de las frias, rígidas y
frágiles rocas de la corteza?
A pesar de que la roca es sólida, a las altas temperaturas que se encuentra la corteza
inferior, se comporta de una manera plástica. A medida que el magma asciende, la roca
caliente y plástica es desplazada hacia los costados para permitir el paso de las burbujas
que ascienden, y luego vuelven a su posición anterior. Por ende, los batolitos y stocks se
forman cuando los grandes cuerpos magmáticos (a modo de una gran burbuja) fuerzan y se
abren camino hacia arriba, apartando las rocas a su paso.
En otras situaciones, el magma al ascender hacia los sectores mas superficiales de la
corteza se dispone dentro de fracturas o entre estratos de una roca. Un dique es un cuerpo
tabular de roca ígnea intrusiva, que se forma cuando el magma se abre paso en las
fracturas de la roca de caja. Los diques son discordantes ya que cortan las capas
sedimentarias u otro tipo de estratificación de la roca de caja. A menudo los diques son más
resistentes a la meteorización que la roca de caja. En estos casos, el material que rodea al
dique puede ser removido por la meteorización y la erosión, dejando una estructura
semejante a una pared expuesta en la superficie.
Otro cuerpo ígneo común en la naturaleza es el filón capa (o sills). Es un cuerpo tabular de
rocas intrusivas que tiene una disposición paralela a la estratificación de la roca de caja.
Debido a que los filones capas se intruyen entre los estratos y no los cortan, se dice que son
concordantes conformando un cuerpo interestratificado. El espesor de los filones capas
también varían entre menos de 1 cm a centenas de metros y pueden tener longitudes de
hasta decenas de kilómetros. Por ejemplo, mientras contemplamos un determinado paisaje
montañoso puede ocurrir que identifiquemos una capa delgada de roca ígnea de grano fino
que yace entre dos capas de rocas sedimentarias. En ese caso estaremos frente a un filón
capa, consolidado entre estratos sedimentarios preexistentes.
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Los lacolitos son similares a los filones capas porque se forman cuando el magma ingresa
en capas sedimentarias en un ambiente próximo a la superficie. Sin embargo, el magma que
genera los lacolitos suele ser más viscoso. Por ello se acumula formando una masa
lenticular que deforma los estratos superiores. Por ello en algunos casos un lacolito puede
detectarse a partir del bulto en forma de Domo que se genera en la superficie.
Geoformas generadas por vulcanismo
Las erupciones volcánicas forman una amplia variedad de paisajes, incluyendo distintos
tipos de volcanes, flujos de lava y mesetas de lava.
Flujos de lava
En los casos en que ocurren erupciones volcánicas tranquilas como las de Hawaii e Islandia
(magma basáltico), la lava alcanza la superficie terrestre a través de fisuras generando lo
que se denominan erupciones lineales. En estas la lava se derrama sobre la superficie
generando flujos de lava ya que fluyen por el terreno como si fuera agua acomodándose a
la topografía preexistente. En la unidad 3 vimos que el magma es menos denso que la roca
de la cual proviene y por lo tanto la roca para lograr fundirse necesita poder dilatarse. Por
ello cuando el magma solidifica luego para generar una nueva roca, el material se contrae
formando rajaduras que continúan creciendo a medida que la roca se enfría. Así, cuando la
lava se enfría y solidifica se forma una corteza sólida de solamente medio centímetro de
espesor sobre la superficie de la lava líquida incandescente y empiezan a desarrollarse
fracturas de cinco o seis caras sobre la corteza. A medida que la lava se enfría y se
solidifica, las rajaduras crecen hacia abajo hacia las zonas más calientes donde está
solidificando la última porción del material fundido. Las fracturas que se desarrollan
comúnmente en los flujos de lava se denomina disyunción columnar y están espaciada
regularmente formando columnas poligonales de cinco o seis lados.
Asimismo, la reiteración de eventos en los cuales se producen flujos de lava que asoman a
la superficie por las fracturas de la corteza pueden generar rasgos mesetiformes mayores.
Las mesetas que se forman por este tipo de lava se llaman mesetas de lava o plateaus.
En la Patagonia hay extensos plateaus, el más grande de los cuales es la Meseta de
Somuncura que contiene cerca de 200.000 km3 de roca y cubre 100.000 km2. Esta meseta
se formó durante un período de 3 millones de años, aproximadamente hace 20 millones de
años desde el presente. Cada uno de los flujos individuales formó una capa de basalto cuyo
espesor varía entre 15 y 100 metros.
Tipos de volcanes
Si el magma que es extruído por las fracturas es más viscoso que el que forma mesetas de
lava, va a tener una mayor dificultad para fluir. Por ende, va a tender a apilarse y
solidificarse antes de poder fluir cubriendo grandes extensiones. Si ocurren erupciones
sucesivas a partir de un conducto central se generarán relieves positivos notoriamente
elevados respecto del nivel topográfico aledaño. Por lo tanto, el apilamiento se centre en un
lugar relativamente restringido, generando una elevación llamada Volcán.
Los volcanes difieren notoriamente en su forma, estructura y tamaño. Todos muestran una
abertura por la que erupciona la lava y los fragmentos de roca que se denomina cráter
localizado en la cima del cuerpo o cono volcánico. Este cráter constituye el extremo
terminal superior de un conducto o chimenea que cruza el cuerpo principal del volcán y por
el cual asciende el materia magmático desde interior de la corteza donde se ubica la
cámara magmática que constituye la fuente de alimentación de magma cercana a
superficie. En ciertos casos asociado con estas chimeneas hay otros conductos menores
que coinciden con fracturas que cruzan el cono del volcán y terminan en cráteres
secundarios. Por ellos, se producen erupciones laterales con liberación de lavas y gases
hacia el exterior de la corteza.
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Si la erupción central se abastece de la lava contenida en una cámara subterránea, el
material volcánico puede agotarse durante un erupción muy violenta y entonces la cámara
por colapso pierde su techo. En dicho caso el cráter aumenta drásticamente su diámetro. Si
el diámetro es mayor a 1 kilómetro el rasgo resultante se denomina caldera. Dicha caldera
luego puede ser inundada, dando paso a la conformación de un lago volcánico.
Hay tres tipos principales de volcanes caracterizados por el material que los conforma:
Volcanes en escudo: típicas formas de magmas basálticos más viscosos que los que
generan las mesetas de lava. Por ende, la lava se acumula a los costados de la fisura
constituyendo montañas volcánicas relativamente bajas de escasa pendiente asemejando el
escudo de un guerrero visto de costado. Su composición mayoritaria es lava de tipo
basáltico con una muy escasa participación de eyectos piroclásticos. Por la lentitud y forma
previsible en que avanzan las coladas pueden afectar elementos expuestos a su accionar
pero muy raramente la vida.
Conos de cenizas: están constituidos por fragmentos de lava y material piroclástico
proyectados a gran velocidad durante la erupción. Se desarrollan por magmas de
composición basáltica a intermedia (andesítica), por lo cual son resultado de erupciones
algo más violentas que las que generan volcanes en escudo. El material piroclástico suelto
tiene un gran ángulo de reposo (30-40 grados) ya que la forma irregular de sus bordes
favorece el enganche de los individuos. Por arriba de dicho ángulo el material cae a favor
de la pendiente. La acumulación entonces constituye pequeños volcanes simétricos y de
pendientes importantes, cuya altura puede llegar hasta 300 metros. A menudo se forman
cerca de volcanes más grandes y suele hallárselos en grupo. Al estar formados por material
suelto que fue eyectado al aire en la explosión y que luego cayó alrededor del cráter, se
degradan muy fácil y rápidamente. Por ende, constituyen rasgos de relieve de baja
permanencia.
Conos compuestos o estratovolcanes: constituyen los volcanes más espectaculares y
peligrosos del mundo. Como se forman por la alternancia de flujos de lava y erupciones
piroclásticas emitidos desde la chimenea central reciben el nombre de conos compuestos o
estratovolcanes. Los conos se construyen por erupciones reiteradas durante un largo
tiempo. En el mundo, entre otros se destacan como el Volcán Vesubio en Italia y el Santa
Helena en Estados Unidos. En Argentina los ejemplos de volcanes compuestos son el
Tupungato de 6800 m de altura que se encuentra en la cordillera de los Andes sobre el
límite argentino-chileno, a la latitud de Mendoza, el volcán Lanín, vecino al lago
Huechulaufquen en Junin de los Andes (Neuquén) y el volcán Domuyo (en el norte de
Neuquén).
Relación entre la tectónica de placas, las fracturas y los terremotos
Los terremotos son vibraciones que afectan a las rocas de la corteza terrestre como
respuesta a una rápida liberación de energía, cuyo efecto suele ser devastador para el
hombre y sus obras emplazadas en áreas del planeta caracterizadas por su inestabilidad
tectónica. Si bien se sostiene que la energía liberada durante una erupción atómica o por
una erupción volcánica muy violenta pueden ser promotoras de un terremoto ello es muy
raro. La mayoría de los terremotos ocurren en zonas de la corteza donde la misma se
encuentra fracturada y activa. Por ello, es común hallar una concordancia entre la
ocurrencia de terremotos y bordes de placas tectónicas de tipo convergente y/o
transformante donde los bloques de corteza a ambos lados de las fallas se están moviendo
uno respecto del otro. Por ejemplo, durante el terremoto ocurrido en San Francisco ocurrido
en 1906, la placa Norteamérica y la del Pacífico se desplazaron a lo largo de la falla de San
Andrés cerca de 5 metros.
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Entonces, los terremotos se localizan en áreas de debilidad de la corteza terrestre
caracterizadas por facturas y por ende se vinculan directamente con la reactivación de
fallas antiguas. Así, los terremotos se producen casi siempre en los mismos sitios del
planeta y a lo largo de las mismas fallas. Sin embargo, si se desarrollan nuevos esfuerzos,
se pueden producir fallas y terremotos en regiones de la Tierra de las que anteriormente no
se tenían registros. Las fallas más extensas de la litosfera son aquéllas que separan las 7
placas tectónicas mayores, a lo largo de las cuales las placas se mueven relativamente unas
respecto de las otras. Las placas se mueven en forma continua, a velocidades que varían de
2 a 18 cm por año y el rozamiento a lo largo de las fracturas produce comúnmente rápidos
sacudones, al desplazarse repentinamente una placa unos pocos centímetros o incluso,
unos pocos metros con respecto a la placa vecina.
Si bien, la mayor parte de los terremotos se producen a lo largo de fallas que separan placas
tectónicas, aunque también se pueden producir dentro de placas tectónicas. En este caso el
peso de las espesas pilas de sedimentos que se han acumulado puede no ser soportado por
la litosfera infrayacente y entonces se fractura y se generan movimientos sísmicos. En el
caso de límite de placa los terremotos están vinculados con los movimientos de las fallas.
¿Cómo ocurre la liberación de energía?
La mayor parte de los terremotos es resultado de la liberación rápida de energía elástica, la
que se acumuló en la roca durante el período en que la misma fue sometida al esfuerzo sin
llegar al límite de deformación plástica. Por lo cual al liberarse el esfuerzo la roca (del mismo
modo que ocurre con una regla de plástico sometida esfuerzos por ambos extremos) tiende
a volver a su forma y posición original produciendo una vibración que conocemos como
terremoto. En el caso de una falla las fuerzas tectónicas van deformando con gran lentitud
las rocas a un lado y otro del plano de falla, lo cual resulta también en la flexión de los
rasgos morfológicos superficiales. Bajo dichas condiciones las rocas se van doblando y
acumulando energía elástica. Cuando se supera la resistencia friccional entre los bloques a
ambos lados de la falla se produce el deslizamiento de ambos y ello acarreará una
liberación de energía acumulada de modo que la roca tiene a volver a su posición original
mediante una vibración. Este salto atrás de las rocas fue denominado rebote elástico.
La energía liberada irradia en todas direcciones desde su origen o Foco en forma de ondas
sísmicas de modo similar a la perturbación que genera una roca al caer en un cuerpo de
agua. Así, el foco es sitio del interior de la tierra donde se originan las ondas sísmicas,
mientras el epicentro de un terremoto se refiere al punto de la superficie terrestre situado
directamente sobre el foco.
La propagación de las ondas sísmicas o lo que es lo mismo la propagación de la energía
liberada se produce mediante diferentes mecanismos. Hay un grupo de ondas que viajan
por el interior de la corteza y que se llaman Ondas de cuerpo, mientras otras como viajan
por la superficie se las denomina Ondas de superficie.
Las ondas de cuerpo a la vez se dividen en Primarias (P) y Secundarias (S) , las que
difieren fundamentalmente en el tipo de perturbación y movimiento cortical que generan.
Las ondas P generan un movimiento de compresión y distensión alternante (empujan y tiran)
sobre la unidad de roca afectada en la misma dirección de propagación de las ondas. Ello
provoca un cambio de VOLUMEN del cuerpo de roca por sobre un cambio de forma, del
mismo que un resorte vibrando. Por otra parte, las ondas S mueven las unidades de rocas
en sentido vertical, es decir en ángulo recto a la dirección de propagación de las ondas. Ello
ocurre de un modo similar al que generamos nosotros al tomar una cuerda por un extremo y
provocar un movimiento de zig zag pero un plano vertical. En este caso ello genera un
cambio de FORMA por sobre un cambio de volumen.
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Las ondas superficiales generan una perturbación compleja. A medida que se propagan por
el suelo, provocan un movimiento general del suelo en distintas direcciones lo cual se
proyecta a todo lo que se encuentra apoyado sobre el mismo. El resultado del complejo
movimiento puede asemejarse a lo que sentiría en altamar un barco por efecto de oleaje
intenso. Por una parte habrá un fuerte movimiento de ascenso y descenso de la superficie al
que se adicionarán fuertes movimientos laterales similares a los zig zag producidos por las
ondas S pero en este caso en un plano horizontal asemejando un serpenteo de la cuerda
sobre el piso.
Estas ondas tiene distinta velocidad de propagación, por ello en una estación sísmica las
primeras que se registran son las ondas P, seguidas por las S y en último término las
superficiales. En general en cualquier material sólido las ondas P viajan 1,7 veces más
rápido que las S y las superficiales viajan al 90% de la velocidad que las S.
V. Palabras claves aprendidas
plutón
batolito
dique
roca de caja
lacolito
flujos de lava
disyunción columnar
volcán
cráter
chimenea
deformación
esfuerzo
distensión
límite elástico
pliegues
anticlinal
flanco del pliegue
domo
braquianticlinal
braquisinclinal
fallas
diaclasas
techo de la falla
piso de la falla
falla normal ó directa
falla inversa
horst
sobrecorrimiento/cabalgamiento
compresión cortical
extensión cortical
terremoto
foco
ondas P
ondas S
rebote elástico
stock
filón capa
meseta de lava
estratovolcán
caldera
compresión
límite plástico
sinclinal
cuenca
monoclinal
bloque fallado
zona de falla
graben
falla de rumbo
escarpa de falla
epicentro
ondas superficiales
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