Introducción a la Geotectónica

Introducción a la
Geotectónica
Leda Sánchez Bettucci
Tectónica de Placas
I.
II.
III.
IV.
V.
VI.
Introducción
Estructura Interna de la Tierra
Mecánica de Placas
Litosfera
Flujo Térmico
El Ciclo de Wilson
I. Introducción
Historia de los acontecimientos que conducen a la formulación de la
teoría de la tectónica de placas
La tectónica de placa es una teoría.
• En 1915, un científico, Alfred Wegener ("padre de la tectónica de
placas"), mientras que trabajaba cerca del Polo Norte, vió que su aguja del
compás no señalaba al PN. Es decir el norte verdadero y el norte
magnético estaban en dos lugares separados. Wegener teorizó que los
polos (norte y al sur) "vagaban" con tiempo. Él lo llamó “deriva polar“
("Polar Wandering".).
• También notó cómo los continentes se armaban como un rompecabezas,
muy notorio entre la costa occidental de África y la costa del este de
América del sur. Además, las rocas de estos lugares eran del mismo tipo,
misma edad, y con el mismo tipo de fósiles.
• Su teoría revisada se conocía como "deriva continental", él pensó que no
eran los polos los que cambiaron de lugar, sino los continentes.
• Wegener murió de un ataque al corazón durante un viaje donde estudiaba
los glaciares cerca del Polo Norte a principios de 1930 y su trabajo fue
olvidado virtualmente por varias décadas.
Correlación de África y Sur América por Wegener
Evidencia usada por Wegener:
1. Forma de los continentes
2. Fósiles similares en ambos continentes
3. Cinturones montañosos
4. Cinturones Minerales
Evidencia adicional
usada por Wegener
para apoyar la
hipótesis de la deriva
continental:
Las montañas se alinean
en el hemisferio
norte
Norteamérica, Europa,
América del sur, y
África 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, Glomar
Challenger
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,
Corteza
el manto y
la corteza.
Núcleo
Manto inferior
Manto superior
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 Volcánico
Transformes
B. Zona de rift oceánico C. Zona de fallas
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: litosfera
y 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 - Temperatura
http://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 S
Por medio
sismología
detectar :
de la
puede
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 subducción
5) La parte continental de una placa no es sumergible
6) 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 Ma
corresponden 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 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.
2.
3.
Convergente -- (compresión)
Divergente -- (tensión)
Transforme -- (movimiento strike-slip)
Tipos de límites de Placa:
Divergente
Convergente
Transforme
Los límites de la placa pueden ocurrir en los continentes o en los
ambientes marinos (océanos) o ambos al mismo tiempo.
9 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. CO
9 límites 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
9 Las Fallas transformantes se asocian a lo siguiente:
a. Movimiento horizontal
b. Fallas de deslizamiento de rumbo
c.
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
oceánicos
a. zonas divergentes océano - océano (ej.: midoceanic rift); Rocas Basálticas
b. 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/Andesitas
Zonas sísmicas (terremotos) asociadas a tectónica de
placas:
1. Placa oceánica en subducción; focos sísmicos someros
2. 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 relación a los límites de placas
Placa subductada
Zonas de Colisión:
Continente vs. C. Oceánica
Oceanica vs. Oceanica
Continente vs. Continente
Continental vs. Oceánica
Ejemplo de colisión Continente vs. Continente:
India vs. Asia
Colisión de la
Placa Indica
con la
Euroasiática
Resultado: Los
Himalayas y el
Monte Everest
a
b
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.
Cinturón de Fuego del pacífico
Volcanismo de “Hot Spot”
Límites de Placas Divergentes
• Océanico – Océanico
• Continente - Continente
Ridge MesoAtlántico:
Zona de
divergencia
Rift del Este Africano
Islandia: Ridge Meso-Atlántico
Límites
transformantes
de 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 conducción
exclusivamente.
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 echelon
8. 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
Localización
de los Rift
Continentales
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
Litofacies
• 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
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 (según
Ingersoll 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)
Sedimentación
•Facies de plataforma
•Facies de Talud
•Facies de pie continental o
Prominencia
•Progradación del margen
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.
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 miligales
entre 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. (clinotemas
confirmados 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
Clasificación de Dewey & Bird (1969)
– Orógenos
simples
– Orógenos
complejos
– Orógenos de
colisión
Los Orógenos
• Clasificación de Uyeda (1982),
según 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
• Clasificación de Barazangi & Isacks (1976), en
función del magmatismo
– Subducción fría
– Subducción caliente
• Clasificación en función del grado de
acortamiento
– 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 antitéticas
Clasificación 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
Australia
New
Britain
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 denominado
indentación tectónica
Morfología y Geología
• Las montañas del Himalaya constituyen una
cadena que tiene una longitud de 3.000 km
desde 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.