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Introducción a la Geotectónica Leda Sánchez Bettucci.

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1 Introducción a la Geotectónica Leda Sánchez Bettucci

2 Tectónica de Placas I. Introducción II. Estructura Interna de la Tierra III. Mecánica de Placas IV. Litosfera V. Flujo Térmico VI. El Ciclo de Wilson

3 I. Introducción

4 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 (.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.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.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.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.

5 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

6 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. Norteamérica, Europa, América del sur, y África se agrupan.

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

8 Making Connections: Canadas Geography. Clark & Wallace. Prentice Hall Ginn, 1999.

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11 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

12 Dispositivo Eco Sonda usada por Hess

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14 La teoría de la tectónica de placa propone que las placas litosféricas rígidas se mueven a través de la superficie de la tierra. Hay aproximadamente 12 placas importantes y 8 de menor importancia que se mueven en concierto una con otra Algunas se separan, otras se empujan y algunas se mueven horizontalmente. 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

15 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

16 II. Estructura interna de la Tierra

17 Clasificación de las capas en función de su composición Corteza –Corteza Oceánica –Corteza Continental Manto Núcleo

18 Clasificación de las capas en función de sus propiedades físicas Litosfera Astenosfera Manto Núcleo

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20 Capas de la Tierra 3 capas químicas: el núcleo, el manto y la corteza. Núcleo Manto superior Corteza Manto inferior

21 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.

22 Celdas convectivas desarrolladas en el manto A. Arco Volcánico B. Zona de rift oceánico C. Zona de fallas Transformes

23 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.

24 Las capas exteriores de la tierra: litosfera y astenosfera.

25 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.

26 Capas de la tierra - Temperatura

27 Capas de la Tierra (basado en evidencias Sismológicas) Ondas Sísmicas –P (longitudinales o de compresión) –S (transversales o de cizalla)

28 Ondas P y S

29 Por medio de la sismología puede detectar : a) Límites de capas b) Fallas c) Rellenos de poros (como petróleo)

30 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

31 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

32 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

33 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

34 III. Mecánica de Placas

35 Mecánica de Placas Movimientos instantáneos relativos y absolutos Uniones constructivas, destructivas y conservativas Esfuerzos actuantes ¿porqué se mueven las placas?

36 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

37 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

38 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.

39 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.

40 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.

41 Existen 3 tipos de límites de placa ( o margenes) : 1. Convergente -- (compresión) 2. Divergente -- (tensión) 3. Transforme -- (movimiento strike-slip)

42 Tipos de límites de Placa: DivergenteConvergenteTransforme

43 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. CO 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 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

44 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.: mid- oceanic rift); Rocas Basálticas b. zonas de rift Continental (ej.: Rift del Este Africano); Rocas graníticas

45 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

46 Actividad Sísmica Reciente

47 Sismos en relación a los límites de placas

48 Placa subductada

49 Zonas de Colisión: Continente vs. C. Oceánica Oceanica vs. Oceanica Continente vs. Continente

50 Continental vs. Oceánica

51 Ejemplo de colisión Continente vs. Continente: India vs. Asia

52 Colisión de la Placa Indica con la Euroasiática

53 Resultado: Los Himalayas y el Monte Everest

54 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

55 Cinturón de Fuego del pacífico

56 Volcanismo de Hot Spot

57 Límites de Placas Divergentes Océanico – Océanico Continente - Continente

58 Ridge Meso- Atlántico: Zona de divergencia

59 Rift del Este Africano

60 Islandia: Ridge Meso-Atlántico

61 Límites transformantes de Placa

62 Falla de San Andreas, California

63 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.

64 IV. Litosfera

65 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.

66 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.

67 V. Flujo Térmico

68 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.

69 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.

70 VI. El ciclo de Wilson

71 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.

72 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

73 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.

74 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.

75 Rift activo. Sucesión de eventos: doming, volcanismo, rifting.

76 El Rift pasivo Sucesión de eventos: Rift, volcanismo. Este mecanismo también requiere de una debilidad para localizar la deformación.

77 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

78 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.

79 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

80 Localización de los Rift Continentales

81 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.

82 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.

83 Divergencia Las fuerzas tensionales adelgazan la litosfera nuevos materiales son formados entre las placas y material mantélico asciende

84 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

85 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)

86 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

87 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).

88 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.

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90 Evolución de una margen continental pasiva (según Ingersoll 1988)

91 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)

92 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)

93 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

94 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

95 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)

96 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

97 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.

98 Los Orógenos –Orógenos simples –Orógenos complejos –Orógenos de colisión Clasificación de Dewey & Bird (1969)

99 Los Orógenos ClasificaciónClasificación 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

100 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.

101 Los Orógenos Clasificación de Barazangi & Isacks (1976), en función del magmatismoClasificación de Barazangi & Isacks (1976), en función del magmatismo –Subducción fría –Subducción caliente Clasificación en función del grado de acortamientoClasificación en función del grado de acortamiento –Tipo Chileno: con FPC –Tipo Oregon: sin FPC

102

103 Los Orógenos Clasificación en función de su movilidad

104 Elementos por detrás del arco magmático

105 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

106 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)

107 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

108 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.

109 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

110 Obducción Papua New Britain Australia

111 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

112 6b. Colisión Continente-Continente

113 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

114 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

115 Morfología y Geología Las montañas del Himalaya constituyen una cadena que tiene una longitud de 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

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

117 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.


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