Introducción a la Geotectónica

Presentación del tema: "Introducción a la Geotectónica"— Transcripción de la presentación:

1 Introducción a la Geotectónica
Leda Sánchez Bettucci

2 Tectónica de Placas Introducción Estructura Interna de la Tierra
Mecánica de Placas Litosfera Flujo Térmico 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“ ("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.

5 Correlación de África y Sur América por Wegener
Evidencia usada por Wegener: Forma de los continentes Fósiles similares en ambos continentes Cinturones montañosos 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.

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

8 Making Connections: Canada’s Geography. Clark & Wallace
Making Connections: Canada’s 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: Convección -- calor transferido por el movimiento de un líquido (magma) Conducción -- calor transferido por la fricción de las placas 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 el manto y la corteza. 3 capas químicas: el núcleo,
Manto inferior Manto superior

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. Indiscutiblemente, la teoría de la tectónica de placas es el adelanto más importante de la geología en el siglo 20. Proporciona el marco para los procesos de la tierra que eran conocidos previamente, pero era desconocido porqué ocurrian. La corteza de tierra (litosfera) se compone de varios elementos cruciales para nuestra existencia. En orden de su abundancia, estos ocho (8) elementos están: 1. Oxígeno 2. Silicio 3. Aluminio 4. Hierro 5. Calcio 6. Sodio 7. Potasio 8. Magnesio

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 Existen ondas de compresión, ondas transversales y ondas superficiales como Love o Rayleigh. Las Ondas de compresión son las más rápidas por eso se llaman ondas primarias (ondas P). Las ondas transversales son un poco más lentas, llegan un poco más tarde a la estación (Ondas secundarias u ondas P). Las diferencias en las velocidades se usa en la medición de temblores y terremotos. La diferencia entre la llegada de la onda "p" y de la onda "s" (delta t) corresponde a la distancia del foco. (delta t es grande, sí el foco es muy lejo, porque la onda p se propaga más rapido).  Ondas p u ondas longitudinales u ondas de compresión Las partículas de una onda p, longitudinal o de compresión oscilan en la dirección de propagación de la onda. Las ondas p son parecidas a las ondas sonoras ordinarias. Las ondas p son más rápidas que las ondas s o es decir después un temblor en un observatorio primeramente llegan las ondas p, secundariamente las ondas s.  Ondas s u ondas transversales u ondas de cizalla Las partículas de una onda s, transversal o de cizalla oscilan perpendicularmente a la dirección de propagación. Se distingue las ondas sh, cuyas partículas oscilan en el plano horizontal y perpendicular a la dirección de propagación, y las ondas sv, cuyas partículas oscilan en el plano vertical y perpendicular a la dirección de propagación. En las ondas s polarizadas sus partículas oscilan en un único plano perpendicular a su dirección de propagación.

29 Ondas P y S Por medio de la sismología puede detectar :
a) Límites de capas  b) Fallas  c) Rellenos de poros (como petróleo)  Comportamiento de las ondas sísmicas en las rocas Los parámetros característicos de las rocas, que se determina con los métodos sísmicos son la velocidad de las ondas p y s, el coeficiente de reflexión, la densidad. Propiedades de las rocas, que influyen estos parámetros son: a) Petrografía, contenido en minerales. b) Estado de compacidad. c) Porosidad = porcentaje o proporción de espacio vacío (poros) en una roca. d) Relleno del espació vacío o es decir de los poros. e) Textura y estructura de la roca. f) Temperatura. g) Presión. Una variación en una de estas propiedades de la roca puede ser relacionada por ejemplo con un límite entre dos estratos litológicos, con una falla o una zona de fallas, con un cambio en el relleno del espacio poroso de la roca.  Durante del cambio de un medio al otro las ondas sísmicas tienen que cambiar su velocidad, significa además que van a separarse en una parte reflejada y en una otra parte refractada.  Comportamiento de las ondas sísmicas en una interfase horizontal entre dos distintos medios litológicos. A partir de una fuente de ondas sísmicas situadas en la superficie como un tiro o un peso cayéndose en el suelo se generan distintas ondas de las siguientes características: La onda directa se propaga a partir de la fuente de ondas sísmicas en el medio superior con la velocidad uniforme v1. La onda reflejada se engendra por la reflexión de la onda directa incidente en la interfase entre medio 1 y medio2 y se propaga con la velocidad v1. Una porción de la onda incidente en la interfase entre medio 1 y medio 2 pasa por la interfase y se refracta. La onda refractada se propaga en el segundo medio con la velocidad v2. A través de los datos entregados por las reflexiones sísmicas se puede construir el horizonte de reflexión que corresponde a un cambio de materiales. Por ejemplo diferentes estratos o fallas tectónicas.

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 Porqué se producen los terremotos? A pesar que los terremotos a la escala humana nos parecen fenómenos bruscos, agresivos y en ocasiones de gran envergadura con un marcado carácter de incertitudumbre, éstos a la escala de los fenómenos que tienen lugar en el planeta, corresponden a suaves y lentos procesos que responden a una dinámica interna. Comúnmente se suele asociar el término terremoto a "sacudidas de la superficie de la Tierra" o "vibraciones debido al paso de ondas elásticas causadas por bruscos movimientos en el interior de la tierra"

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 Continental Drift
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? ¿Qué son las placas tectónicas?         Son segmentos rígidos de la litósfera que están dotados de una movilidad relativa. Se pueden mover con respecto a los otros segmentos y tienen una composición variable lateralmente. Tres rasgos que definen una placa         a) segmentos rígidos         b) movilidad relativa         c) presentan grandes cambios laterales de composición

36 Leyes de la Tectónica de placas
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) Las placas se crean en las dorsales oceánicas (uniones constructivas), zonas de acreción.  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 Los procesos tectónicos están controlados por el movimiento de las placas, ellas se mueven como un conjunto por encima de la zona de baja velocidad (zbv). Cuando se mueven se originan fallas, fracturas, plegamientos y una serie de deformaciones que afectan a la corteza superior.    La diferencia más importante entre la corteza continental y la corteza oceánica es la localización de la deformación. Esta está distribuida sobre las superficies mayores, en la corteza continental a causa de sus propiedades reológicas particulares. Los materiales ácidos, como los granitos, le confieren una resistencia media más débil. Estos materiales adquieren un comportamiento dúctil cuando las temperaturas sobrepasan una centena de grados, a partir de los Km. de profundidad. Los continentes son sometidos a deformaciones intensas en los limites de placa o en las zonas de creación de nuevos limites de placa.          Uno de los objetos de la tectónica de placas es mostrar como los movimientos relativos de las grandes placas o en el interior de las placas inducen deformaciones en las regiones de limites de placa o en el interior de las placas, y si es o no posible determinar esos desplazamientos. 

38 Dirección de movimientos relativos
Las direcciones son obtenidas a partir de dos fuentes: 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. 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.  La unidad de comportamiento mecánico es la litósfera conformada por los primeros 100 Km. incluyendo la corteza y parte del manto superior. El límite inferior de la litósfera corresponde a la isoterma de 1250ºC. El material por encima de ella está lo suficientemente frío como para comportarse rígidamente. Mientras que por debajo puede deformarse fácilmente debido a su temperatura. La litósfera se comporta como una unidad rígida en contraste con la capa subyacente, la astenósfera: capa débil y en estado de semifusión. Esta capa permite el desplazamiento sobre ella. La litósfera esta dividida en una serie de placas que incluyen parte de corteza continental y oceánica.

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. Cuando los datos geodésicos son completos dispondremos de una velocidad verdaderamente instantánea. Comparando los resultados obtenidos por los satélites y los calculados, deducidos de las anomalías magnéticas, sobre 3 Ma, se observa una muy buena congruencia. Los resultados muestran una gran constancia de velocidades de desplazamiento sobre largos periodos de tiempo. Consideraremos que la tradicionalmente llamada cinemática instantánea es reflejo de la cinemática actual.

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:
Divergente Convergente Transforme

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: Compresión Fallamiento inverso Creación de una zona de subducción. Procesos de creación de cinturones montañosos Colisiones de placas: CC vs. CC; ii. CC vs. CO; iii. CO vs. CO límites divergentes oceánicos se asocian a: Tensión o extensión (separación) Fallamiento normal. Rifting (como en las dorsales meso-oceánica) Creación de magma dentro de la zona de rift Las Fallas transformantes se asocian a lo siguiente: Movimiento horizontal Fallas de deslizamiento de rumbo 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:
Regiones Oceánicas; (ej: cadena de islas hawaiana ); Rocas basálticas Regiones Continentales; (ej: Yellowstone Nat. Park); Granitos/Andesitas Zonas sísmicas (terremotos) asociadas a tectónica de placas: Placa oceánica en subducción; focos sísmicos someros focos sísmicos (Terremotos) intermedios; fusión parcial y ascenso de magma; 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
Mirando a escala global, los terremotos son la principal manifestación del tectonismo (ver mapa de distribución de la sismicidad global, donde podemos identificar regiones tectónicamente activas). Las más destacadas corresponden a los límites entre las Placas, lugar donde se concentra la mayor parte de la deformación de la superficie terrestre. Dónde se producen los terremotos de mayor magnitud? En las zonas de subducción. Por más de 25 años los científicos han buscado comprender porqué sólo en algunas zonas de subducción se producen grandes terremotos, mientras que en otras no.  El grado de sismicidad esta relacionado, a la resistencia que ofrece el manto sobre la Placa que es subductada. La evolución del campo de esfuerzos en la vecindad del plano de contacto inter-placa en el proceso de subducción, parece ser el agente clave que permite explicar la diversidad del comportamiento sísmico. La fuerza de anclaje determina el ángulo de descenso hacia el manto (o subducción). Ángulos pequeños producen una superficie de mayor contacto entre ambas placas y mayor fricción, generándose allí las condiciones en las cuales se producirán grandes terremotos, mientras que ángulos mayores son indicativos de una débil fricción en la zona de contacto y por lo tanto susceptible de producir terremotos de menor magnitud. 

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.
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.  Tectónica extensional: grabens, rifts y cuencas en extensión.Cuantificación de la extensión  Tectónica compresional: fallas inversas  Tectónica de desplazamiento de rumbo: el movimiento es esencialmente horizontal (strike-slip-fault). Las fallas transformes (=transform fault, T. Wilson, 1965) son fallas de desplazamiento de rumbo que transfieren el movimiento desde un límite de placa a otro límite de placa (Ej.. falla transforme dextral de San Andreas. El término falla transcurrente (Sylvester, 1988) puede ser utilizado para definir fallas de desplazamiento de rumbo que afectan la corteza continental y que no son límites de placas. Diversos estudios experimentales de la resistencia de los materiales permiten prever el comportamiento de los materiales de la corteza terrestre y del manto en función de la presión confinante y de la temperatura, ya sea en dominio dúctil o frágil. Dentro del dominio frágil las rocas soportan o no la deformaciójn plástica antes de la ruptura. Dentro del dominio dúctil las rocas soportan grandes deformaciones plásticas. La transición entre lo elástico y lo plástico depende de la temperatura, de la velocidad de deformación, pasa lo mismo para la transición frágil-dúctil en la corteza. Las deformaciones frías tienden a ser frágiles, lo mismo para las deformaciones rápidas. Los sismos corresponden a una deformación a gran velocidad, corrientemente en los dominios más superficiales de la corteza, por lo tanto los más fríos. Elegimos para la corteza materiales representativos de su composición ricos en cuarzo y feldespato, en presencia o no de agua (el agua tiene la propiedad de facilitar la deformación plástica del cuarzo). El manto está representado por el olivino o rocas ricas en olivino tales como las dunitas.

66 σ´desviatorio = σn – σpromedio
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. Los mecanismos de deformación de las rocas antes de la ruptura  pueden deberse a dos tipos de comportamiento: el comportamiento elástico (se deforma instantáneamente cuando esta es sometida a un esfuerzo, entonces la deformación es reversible). La relación entre la deformación y el esfuerzo es generalmente lineal; y el comportamiento plástico (la deformación en respuesta de un esfuerzo no es reversible y la relación entre el esfuerzo y la deformación no es lineal). En experiencias de laboratorio, la deformación elástica corresponde a esfuerzos débiles. La viscosidad de un material puede depender o no del esfuerzo (medio newtoniano o no newtoniano).              Estado de esfuerzos hidrostático: cuando los tres esfuerzos (σ1 σ2 σ3) tienen el mismo valor. Los materiales sólo experimentan cambio de volumen. No actúan esfuerzos cizallantes. En la superficie  No existen esfuerzos de cizalla sobre la superficie terrestre.El aire no soporta esfuerzos cizallantes (es un fluido) zx = zy = σ3 = Patm En profundidad   σ3 = δ g z aparece una componente no hidrostática en el sistema de esfuerzos que es igual al esfuerzo desviatorio.                 σmedio = σ1 + σ2 + σ3 / 3 σ´desviatorio = σn – σpromedio Esfuerzo litoestático: Los esfuerzos horizontales estan relacionados con el esfuerzo vertical por el módulo de poisson correspondiente al material rocoso involucrado. Esfuerzos geotectónicos: son aquellos producidos tanto por la existencia de distribuciones anómalas de masas, como por el efecto de la geometría de diferentes unidades, o el movimiento relativo de unas y otras.

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:                capacidad de conducción de la roca (k). diferencia de temperatura en función de la prof.                capacidad de conducción de la roca (k). ej: las rocas siálicas son poco trasmisoras de calor, es decir son refractarias, rocas con Fe y Mg son más trasmisoras de q diferencia de temperatura en función de la prof.  Q = k dt/dx (x = prof), la relación entr dt/dx se conoce como gradiente térmico. El aumento de temperatura esta función de la distancia que atravesamos. Si conocemos el flujo térmico y sabemos cual es la diferencia de T y la distancia podemos calcular la conductividad. El 90% de los datos de flujo térmico se tienen a partir de las perforaciones petroleras. Se puede calcular la temperatura de boca de pozo en cada nivel y por lo tanto conozco la temperatura y profundidad y sabiendo la conductividad de la roca calculo el flujo térmico (conductividad: tablas) Gradiente geotérmico promedio 1ºC/30m Gradiente de presión  30 mP/km Perforación más profunda (Norte de Rusia) ~13 km Temperatura en el núcleo ~7600º C

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. En la conducción -el mecanismo más importante en la mayoría de las situaciones geológicas- la energía térmica se transmite de una substancia a otra por una transferencia de la energía cinética de un átomo o molécula a otro/a emperaturas en la Litosfera: el gradiente estable ("steady-state geotherm") La mencionada disminución en profundidad del gradiente geotérmico, está determinada por diversos factores. El primero es debido a la producción radiogénica de calor en la corteza continental. El segundo, la transmisión de calor en el manto sub-litosférico es esencialmente por convección, lo que contribuye a mantener estable la temperatura en la base de la litosfera (≈0.6 ºC/km) [i.e. gradiente térmico vertical o de pendiente 90º en un diagrama T(coord. x)-P(coord. y), comunmente denominado gradiente adiabático]. Finalmente, a temperaturas superiores a 1200ºC aumenta la transparencia de los minerales del manto (esencialmente silicatos) a las radiaciones infra-rojas, lo que permite que el calor se transmita por radiación. La acción combinada de estos tres factores contribuye a reducir el gradiente geotérmico en profundidad. Ya que la extrapolación lineal de la T con la profundidad realizada a partir de las medidas superficiales, da resultados erróneos, interesa definir el gradiente geotérmico en regiones de corteza continental estable (e.g. cratones proterozoicos o paleozoicos). El gradiente geotérmico estable se dice que ha alcanzado el estado estacionario ("steady-state geotherm") cuando no varía con el tiempo. En un gradiente de este tipo la temperatura varía en relación exclusivamente con la profundidad. La expresión numérica de una geoterma estable de este tipo, se realiza mediante las series de expansión de Taylor.

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 Constituyen zonas de flujo térmico anómalamente alto y pueden estar asociados a vulcanismo alcalino
Están comúnmente asociados espacialmente con regiones de levantamiento dómico La litosfera en el rift es anómalamente fina y es invadida por baja velocidad, baja densidad y material de alta temperatura Presenta anomalía gravimétrica de Bouguer negativa

73 Su ubicación es a veces controlada por zonas preexistentes de debilidad cortical
Son generalmente menores a 50 km, Están constituidos por grades sets de fallas normales en arreglo en echelon 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. El rifting es el resultado de la tensión creada por el atenuamiento causado por el doming que es suficiente para iniciar el fallamiento normal y producir grabens y no es suficiente para mantener el rifting. El manto por debajo del área de rifting juega un rol pasivo. La extensión es causada por dos movimientos dimensionales de las placas litosféricas.

75 Sucesión de eventos: doming, volcanismo, rifting.
Rift activo. El Rifting es iniciado por los magma de plumas que ascienden hacia la superficie. Las plumas se distribuyen aleatoriamente sobre la tierra; la mayoría se presentan bajo una cuenca continental u océanica, pero algunas pueden existir en los límites de la placa. El magma alcanza comúnmente la superficie para causar los volcanes en el punto caliente. Los plumas que causan puntos calientes son estacionarios en el manto; diferente de las placas sobrepuestas que cambian de lugar continuamente, las plumas no se mueven. Por lo tanto como una placa se mueve a través de un punto caliente la actividad tectónica y volcánica en la superficie marca el cambio de lugar. Una cadena larga de volcanes puede formarse. Las islas hawaianas son un ejemplo de un punto caliente oceánico, y parque de Yellowstone de un punto caliente continental. Hay muchos ejemplos antiguos y modernos de puntos calientes. La mayoría se aíslan y pasan con su historia entera sin iniciar un rifting. A veces, sin embargo, varios puntos calientes se ensamblan y comienzan un encadenamiento de los procesos que dan lugar a un rifting, a una cuenca oceánica, y a un nuevo límite divergente de la placa. El levantamiento térmico puede producir un domo que puede erosionarse y adelgazar la corteza. Está asociado a plumas anomalía astenosférica. Sucesión de eventos: doming, volcanismo, rifting.

76 El Rift pasivo El Rift pasivo es cuando el continente es estirado por fuerzas en un plano originado a lo largo de los límites de los continentes y la astenosfera subyacente es pasivamente levantada; este modelo alternativo se llama a menudo como Rift pasivo y se piensa que no es capaz de generar bastante fuerza extensional para causar rotura de la litosfera. El stress horizontal de las placas causa la extensión. La respuesta inicial puede ser subsidencia y levantamiento. Sucesión de eventos: Rift, volcanismo. Este mecanismo también requiere de una debilidad para localizar la deformación.

77 La extensión post-orogénica
Por ej. Baikal se desarrolla perpendicular al orógeno Krenkel (1922) definió el término tafrógeno para designar la contraparte extensional de un orógeno. 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. El de Tharsis presenta fracturación paralela importante y aparatos volcánicos periféricos equivalentes al Rift del Rhin, del E Africano. En Venus, el Atla y Thetis presentan apariencias similares a los rift continentales, tales como juntas triples y desarrollo de rifts paralelos.

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. PALEOMAGNETISMO  A partir del estudio del magnetismo fósil se puede deducir como han sido las variaciones del campo magnético, esto es con  el estudio de rocas y restos de alfarería, ya que pequeñas cantidades de materias ferromagnéticas, que debieron imanarse en la dirección del campo magnético terrestre existente cuando se enfriaron. Si conocemos de qué modo ha cambiando el campo magnético terrestre (declinación e inclinación) en los últimos miles de años.Apartir del estudio de las lavas emitidas al enfriarse se imanan de manera paralela al campo magnético de dicho lugar. Cuando oscila la dirección del campo magnético terrestre, al solidificarse las coladas registran el hecho, de modo que, a uno y otro lado del eje a partir  del cual se derraman las lavas, se forma ese tejido magnético bandeado tan caracteristico de los fondos oceánicos.

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: Fase 2:
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

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)   El Triángulo de Afar está formado por rocas volcánicas muy recientes, lo que indica que se formó más o menos al mismo tiempo que comenzó la separación de las placas africana y arábiga. La zona de sismicidad anómala de África oriental comienza en el Triángulo de Afar y se continúa a lo largo de una serie de grabens conocidos como Valles de ruptura de África. Estos pueden indicar el comienzo de una nueva cordillera oceánica que partiría la placa de África en las placas de Nubia y de Somalia.

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). Upper plate: tienen abundante volcanismo, se concentra en las zonas de alto gradiente térmico, ej: Sudafrica Lower plate: pequeño desarrollo de actividad magmática, depósitos de syn-rift, ej: Gabón

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)
- Desde un punto de vista tectónico, la evolución de una margen pasiva empieza por un evento distensivo (nfting) asociado con levantamiento y erosión de los bordes y la subsidencia del centro (graben), que lleva al adelgazamiento de la corteza continental. Por lo tanto, la margen pasiva empieza su evolución por una subsidencia inicial, que da lugar a una sedimentación "syn-rift continental y mayormente detrítica, o de medio marino muy somero y confinado (evaporitas, lutitas negras). - Desde un punto de vista térmico, el estado de rift está asociado con un alto flujo térmico provocando un abombamiento térmico, mientras que, ya que aparece el océano, el flujo térmico (así como la distensión) se traslada hacia la dorsal oceánica, y comienza la contracción térmica de la zona, que se vuelve margen pasiva s.s. .

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) Subsidencia La subsidencia es un fenómeno tectónico por el cual la superficie de una placa litosférica asciende o desciende, respecto a una posición previa. Comunmente se utiliza el término  subsidencia para referirse al  hundimiento del substrato de una cuenca sedimentaria. La subsidencia  puede ser positiva (hundimiento) o negativa (levantamiento). El estudio preciso del tipo de subsidencia es permite conocer el tipo de acumulación, hiatos, que dependerán del  contexto  tectónico y geodinámico de la cuenca. La subsidencia esta controlada por: la isostasia (astenosfera), térmicamente (genera variaciones de volumen y de densidad) y los esfuerzos geotectónicos, que pueden adelgazar o engrosar la corteza (variaciones de peso, volumen y temperatura, o flexiones de la corteza), y.  determinan varios tipos de subsidencia caracterizados por  amplitud, extensión y velocidad. 

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 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.

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. Océanos Remanentes         Producto final de la evolución del ciclo de Wilson cuando se cierra un océano. Cuando subducimos la corteza oceánica, el océano termina siendo subducido, pero antes tenemos el océano remanente .  Cuando se cierra un océano las placas continentales se acercan (A y B). El choque es paulatino ya que A y B tienen bordes subparalelos. La sutura po colisión  forma una montaña, se generan dteritos que van al océano remanente, son miles de metros de turbiditas. la corriente es unidireccional. El diastrofismo migra con el tiempo. Aportes longitudinales muy importantes.

98 Los Orógenos Clasificación de Dewey & Bird (1969) Orógenos simples
Orógenos complejos Orógenos de colisión Tenemos distintos límites convergentes: CO-CO con formación de arcos islándicos CO-CC con formación de arcos continentales, deformación, actividad ígnea CC-CC con engrosamiento cortical, deformación

99 Clasificación de Uyeda (1982), según el esfuerzo
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

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 magmatismo Subducción fría Subducción caliente Clasificación en función del grado de acortamiento Tipo Chileno: con FPC Tipo Oregon: sin FPC Tipo Chileno: con FPC velocidad de roll-back > 0, alta compresión, alto acople Tipo Oregon: sin FPyC velocidad de roll-back = 0, régimen neutro, no hay contracción detrás del arco, no hay acople.

102 Características generales de una zona de convergencia CO-CC
metamorfismo flujo térmico anomalías gravimétricas

103 Los Orógenos Clasificación en función de su movilidad
Como hemos visto existen distintos tipos de límites convergentes CO-CO: con formación de arcos islándicos, con deformación, actividad ígnea y metamórfica CO-CC: con desarrollo de arcos continentales caracterizado también por deformación, actividad ígnea y metamorfismo regional CC-CC: que comienza como un arco continental. Las fuerzas compresionales causan engrosamiento cortical, corrimientos y levantmientos de sedimentos costeros y rocas continentales. Los continentes son suturados.

104 Elementos por detrás del arco magmático
Elementos del retroarco, localización de la FPyC donde se dan los corrimientos. Las FPyC de las cuencas de back-arc son muy similaes a las de retroarco, en lo que concierne a deformación. Las fallas y pliegues caracterizan la estructura de una FPyC y en general se encuentran intimamente relacionadas entre si. Los pliegues sólo se pueden dar desvinculados a fallas en sectores de alta ductilidad o en secuencias que tengan, aunque sea en parte, rocas poco competentes, de lo contrario en rocas donde predomina el comportamiento frágil, los pliegues importantes siempre se vinculan al fallamiento, por lo que en FPyC en general predominan estructuras mixtas de fallamiento y plegamiento. Para entender una estructura hay que hacer un análisis geométrico, cinemático y dinámico y asi reconstruir la estructura en profundidad a partir de datos superficiales y subsuperficiales, y calcular el acortamiento orogénico. Muy útiles desde el punto de vista académico y económico (prospección de recursos naturales:petróleo, gas ...)

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 Las fajas Sintéticas tienen poco desarrollo o pueden no existir, la deformación del complejo de subducción (si existe) se puede considerar una faja S. Las fajas Antitéticas generalmente alcanzan una amplio desarrollo cuando aparecen.

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 Ciclo de Wilson completo: tendremos por lo tanto unidades de rocas heredadas que representan etapas tectónicas anteriores (por ej. Arcos de islas, intrusivos de tipo Andino y complejos ofiolíticos) Colisión y acreción tectónica: no deben asociarse a un mismo mecanismo geotectónico. Las cadenas montañosas son rasgos geomorfológicos positivos de la corteza terrestre, algunas son muy impresionantes por que alcanzan mas de 8000 m. Existen distintos procesos geológicos que producen montañas pero ninguno tan importante como la colisión continental. 2 placas continentales o 2 bloques de cualquier tamaño que se ponen en contacto y debido a su flotabilidad la subducción es imposible. Zonenshain y Kuzmir (1997) propusieron 5 tipos de colisiones: 1) continente-continente 2) continente-terreno 3) continente-arco 4) arco-arco 5) arco-terreno Las colisiones mas espectaculares son entre dos continentes y forman los fold belts, nappes, estructuras orogénicas

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 Hall (1997) sugirió tres grandes períodos en el desarrollo regional de los Himalayas: ca. 45 Ma: el límite de las placas cambió seguramente debido a la colisión India-Asia ca. 25 Ma: otro cambio y movimiento de las placas, debido seguramete a la colisión del margen Australiano con arcos en el N despues de 25 Ma la región E de Eurasia sufrió rotaciones Los Himalayas sufren un rápido levantamiento con tasas de 0,5 y 4 mm/año, por lo tanto experimentan una rápida erosión dando lugar a partir del Mioceno sedimentos terrígenos en la cuenca de ganga, en la zona conocida como los sub – himalayas y son denominadas molassa SIWALIK

116 Mapa geológico de los Himalayas, mostrando los mecanismos focales (Molnar, 1984)
Debajo de los Himalayas inferiores se ven mecanismos focales de fallamiento inverso Con planos inclinados al N Fallamiento normal inclinado, debido a la extensión post colisional.

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.