INTRODUCCION
En este presente trabajo, que lo hemos dividido en tres capítulos: geología
estructural, Volcanes y Geología Histórica. Para el primer capítulo, el reconocimiento
de que la geología de la Tierra ha cambiado continuamente a través del tiempo dio
lugar a una revolución en as ciencias geológicas, la cual obligó a los geólogos a
modificar en gran medida la forma en que ven nuestro planeta. Aunque mucha gente
tiene apenas una vaga idea de lo que es la teoría de la tectónica de las placas, el
fenómeno al que se refiere tiene profundo efecto en la totalidad de nuestra vida. En
el segundo capítulo, los volcanes en erupción son las manifestaciones más
impresionantes de los procesos internos dinámicos de la Tierra. Algo irónico es que
las erupciones de los volcanes son procesos constructivos en el contexto de la
historia de la Tierra. Las islas Hawaianas e Islandia deben su existencia al
vulcanismo. Y en el último capítulo mencionamos una de las ramas importantes de
la geología que es la Estratigrafía, su concepto y funciones.
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 1
I. GEOLOGIA ESTRUCTURAL
1. DERIVA DE LOS CONTINENTES Y TECTONICA DE PLACAS
La deriva continental es el desplazamiento de las masas continentales unas
respecto a otras. Esta hipótesis fue desarrollada en 1912 por el alemán Alfred
Wegener a partir de diversas observaciones empíricas, pero no fue hasta los
años 60, con el desarrollo de la tectónica de placas, cuando pudo explicarse de
manera adecuada el movimiento de los continentes.
La distribución geográfica de los fósiles fue uno de los argumentos que usó
Alfred Wegener para demostrar la veracidad de su teoría.
La teoría de la deriva continental fue propuesta originalmente por Alfred
Wegener en 1912, quien la formula basándose, entre otras cosas, en la manera
en que parecen encajar las formas de los continentes a cada lado del Océano
Atlántico, como África y Sudamérica (de lo que ya se habían percatado
anteriormente Benjamin Franklin y otros). También tuvo en cuenta el parecido de
la fauna fósil de los continentes septentrionales y ciertas formaciones geológicas.
Más en general, Wegener conjeturó que el conjunto de los continentes actuales
estuvieron unidos en el pasado remoto de la Tierra, formando un
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supercontinente, denominado “Pangea”, que significa "toda la tierra". Este
planteamiento fue inicialmente descartado por la mayoría de sus compañeros, ya
que su teoría carecía de un mecanismo para explicar la deriva de los continentes.
En su tesis original, propuso que los continentes se desplazaban sobre otra capa
más densa de la Tierra que conformaba los fondos oceánicos y se prolongaba
bajo ellos de la misma forma en que uno desplaza una alfombra sobre el piso de
una habitación. Sin embargo, la enorme fuerza de fricción implicada, motivó el
rechazo de la explicación de Wegener, y la puesta en suspenso, como hipótesis
interesante pero no probada, de la idea del desplazamiento continental. En
síntesis, la deriva continental es el desplazamiento lento y continuo de las masas
continentales.
2. LA TEORÍA EN LA ACTUALIDAD
La teoría de la deriva continental, junto con la de la expansión del fondo
oceánico, quedaron incluidas en la teoría de la tectónica de placas, nacida en los
años 1960 a partir de investigaciones de Robert Dietz, Bruce Heezen, Harry
Hess, Maurice Edwing, Tuzo Wilson y otros. Según esta teoría, el fenómeno del
desplazamiento sucede desde hace miles de millones de años gracias a la
convección global en el manto (exceptuando la parte superior rígida que forma
parte de la litosfera), de la que depende que la litosfera sea reconfigurada y
desplazada permanentemente.
Se trata en este caso de una explicación consistente, en términos físicos, que
aunque difiere radicalmente acerca del mecanismo del desplazamiento
continental, es igualmente una teoría movilista, que permitió superar las viejas
interpretaciones de la orogénesis (geosinclinal y contraccionismo) y de la
formación de los continentes y océanos. Por esto, Wegener es considerado, con
toda justicia, su precursor y por el mismo motivo ambas teorías son
erróneamente consideradas una sola con mucha frecuencia.
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Mapa que muestra la ubicación y movimiento de las
placas tectónicas en la corteza terrestre.
3. PRUEBAS DE LA GEOLOGÍA
Se basaban en los descubrimientos a partir de esta ciencia. Cuando Wegener
reunió todos los continentes en Pangea, descubrió que existían cordilleras con la
misma edad y misma clase de rocas en distintos continentes que según él,
habían estado unidos. Estos accidentes se prolongaban a una edad que se pudo
saber calculando la antigüedad de los orógenos.
4. TECTÓNICA DE PLACAS
La tectónica de placas (del griego τεκτονικός, tektonicós, "el que construye")
es una teoría geológica que explica la forma en que está estructurada la litósfera
(la porción externa más fría y rígida de la Tierra). La teoría da una explicación a
las placas tectónicas que forman la superficie de la Tierra y a los
desplazamientos que se observan entre ellas en su movimiento sobre el manto
terrestre fluido, sus direcciones e interacciones. También explica la formación de
las cadenas montañosas (orogénesis). Así mismo, da una explicación
satisfactoria de por qué los terremotos y los volcanes se concentran en regiones
concretas del planeta (como el cinturón de fuego del Pacífico) o de por qué las
grandes fosas submarinas están junto a islas y continentes y no en el centro del
océano.
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Vectores de velocidad de las placas tectónicas obtenidos mediante posicionamiento preciso GPS
Las placas tectónicas se desplazan unas respecto a otras con velocidades de
2,5 cm/año lo que es, aproximadamente, la velocidad con que crecen las uñas de
las manos. Dado que se desplazan sobre la superficie finita de la Tierra, las
placas interaccionan unas con otras a lo largo de sus fronteras o límites
provocando intensas deformaciones en la corteza y litosfera de la Tierra, lo que
ha dado lugar a la formación de grandes cadenas montañosas (verbigracia los
Andes y Alpes) y grandes sistemas de fallas asociadas con éstas (por ejemplo, el
sistema de fallas de San Andrés). El contacto por fricción entre los bordes de las
placas es responsable de la mayor parte de los terremotos. Otros fenómenos
asociados son la creación de volcanes (especialmente notorios en el cinturón de
fuego del océano Pacífico) y las fosas oceánicas.
Las placas tectónicas se componen de dos tipos distintos de litosfera: la
corteza continental, más gruesa, y la corteza oceánica, la cual es relativamente
delgada. La parte superior de la litosfera se le conoce como Corteza terrestre,
nuevamente de dos tipos (continental y oceánica). Esto significa que una placa
litosférica puede ser una placa continental, una oceánica, o bien de ambos, si
fuese así se le denomina placa mixta.
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Uno de los principales puntos de la teoría propone que la cantidad de
superficie de las placas (tanto continental como oceánica) que desaparecen en el
manto a lo largo de los bordes convergentes de subducción está más o menos
en equilibrio con la corteza oceánica nueva que se está formando a lo largo de
los bordes divergentes (dorsales oceánicas) a través del proceso conocido como
expansión del fondo oceánico. También se suele hablar de este proceso como el
principio de la "cinta transportadora". En este sentido, el total de la superficie en
el globo se mantiene constante, siguiendo la analogía de la cinta transportadora,
siendo la corteza la cinta que se desplaza gracias a las fuertes corrientes de la
astenósfera, que hacen las veces de las ruedas que transportan esta cinta,
hundiéndose la corteza en las zonas de convergencia, y generándose nuevo piso
oceánico en las dorsales.
La teoría también explica de forma bastante satisfactoria la forma como las
inmensas masas que componen las placas tectónicas se pueden "desplazar",
algo que quedaba sin explicar cuando Alfred Wegener propuso la teoría de la
Deriva Continental, aunque existen varios modelos que coexisten: Las placas
tectónicas se pueden desplazar porque la litósfera tiene una menor densidad que
la astenósfera, que es la capa que se encuentra inmediatamente inferior a la
corteza. Las variaciones de densidad laterales resultan en las corrientes de
convección del manto, mencionadas anteriormente. Se cree que las placas son
impulsadas por una combinación del movimiento que se genera en el fondo
oceánico fuera de la dorsal (debido a variaciones en la topografía y densidad de
la corteza, que resultan en diferencias en las fuerzas gravitacionales, arrastre,
succión vertical, y zonas de subducción. Una explicación diferente consiste en las
diferentes fuerzas que se generan con la rotación del globo terrestre y las fuerzas
de marea del Sol y de la Luna. La importancia relativa de cada uno de esos
factores queda muy poco clara, y es todavía objeto de debate.
5. PLACAS EXISTENTES
Principales placas tectónicas: Existen, en total, 15 placas mayores:
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Placa Africana
Placa Antártica
Placa Arábiga
Placa de Cocos
Placa del Caribe
Placa Escocesa (Scotia)
Placa Euroasiática
Placa Filipina
Placa India
Placa australiana
Placa Juan de Fuca
Placa de Nazca
Placa Norteamericana
Placa del Pacífico
Placa Sudamericana
6. ORIGEN DE LAS PLACAS TECTÓNICAS
Se piensa que su origen se debe a corrientes de convección en el interior del
manto terrestre, en la capa conocida como astenósfera, las cuales fragmentan a
la litosfera. Las corrientes de convección son patrones circulatorios que se
presentan en fluidos que se calientan en su base. Al calentarse la parte inferior
del fluido se dilata. Este cambio de densidad produce una fuerza de flotación que
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hace que el fluido caliente ascienda. Al alcanzar la superficie se enfría, desciende
y se vuelve a calentar, estableciéndose un movimiento circular auto-organizado.
En el caso de la Tierra se sabe, a partir de estudios de reajuste glaciar, que la
astenósfera se comporta como un fluido en escalas de tiempo de miles de años y
se considera que la fuente de calor es el núcleo terrestre. Se estima que éste
tiene una temperatura de 4500 °C. De esta manera, las corrientes de convección
en el interior del planeta contribuyen a liberar el calor original almacenado en su
interior, que fue adquirido durante la formación de la Tierra.
Así, en zonas donde dos placas se mueven en direcciones opuestas (como es
el caso de la placa Africana y de Norteamérica, que se separan a lo largo de la
cordillera del Atlántico) las corrientes de convección forman nuevo piso oceánico,
caliente y flotante, formando las cordilleras meso-oceánicas o centros de
dispersión. Conforme se alejan de los centros de dispersión las placas se enfrían,
tornándose más densas y hundiéndose en el manto a lo largo de zonas de
subducción, donde el material litosférico es fundido y reciclado.
Una analogía frecuentemente empleada para describir el movimiento de las
placas es que éstas "flotan" sobre la astenósfera como el hielo sobre el agua. Sin
embargo, esta analogía es parcialmente válida ya que las placas tienden a
hundirse en el manto como se describió anteriormente
7. LÍMITES DE PLACAS
Son los bordes de una placa y es aquí donde se presenta la mayor actividad
tectónica (sismos, formación de montañas, actividad volcánica), ya que es donde
se produce la interacción entre placas. Hay tres clases de límite:
Divergentes: son límites en los que las placas se separan unas de otras y, por
lo tanto, emerge magma desde regiones más profundas (por ejemplo, la
dorsal meso atlántica formada por la separación de las placas de Eurasia y
Norteamérica y las de África y Sudamérica).
Convergentes: son límites en los que una placa choca contra otra, formando
una zona de subducción (la placa oceánica se hunde bajo de la placa
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continental) o un cinturón orogénico (si las placas chocan y se comprimen).
Son también conocidos como "bordes activos".
Transformantes: son límites donde los bordes de las placas se deslizan una
con respecto a la otra a lo largo de una falla de transformación.
En determinadas circunstancias, se forman zonas de límite o borde, donde se
unen tres o más placas formando una combinación de los tres tipos de límites.
7.1. Límite divergente o constructivo: las dorsales
Son las zonas de la litosfera en que se forma nueva corteza
oceánica y en las cuales se separan las placas. En los límites
divergentes, las placas se alejan y el vacío que resulta de esta separación
es rellenado por material de la corteza, que surge del magma de las
capas inferiores. Se cree que el surgimiento de bordes divergentes en las
uniones de tres placas está relacionado con la formación de puntos
calientes. En estos casos, se junta material de la astenósfera cerca de la
superficie y la energía cinética es suficiente para hacer pedazos la
litosfera. El punto caliente que originó la dorsal meso atlántica se
encuentra actualmente debajo de Islandia, y el material nuevo ensancha
la isla algunos centímetros cada siglo.
Un ejemplo típico de este tipo de límite son las dorsales oceánicas
(por ejemplo, la dorsal meso atlántica) y en el continente las grietas como
el Gran Valle del Rift.
Dorsal oceánica
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7.2. Límite convergente o destructivo
Las características de los bordes convergentes dependen del tipo
de litosfera de las placas que chocan. Con frecuencia las placas no se
deslizan en forma continua; sino que se acumula tensión en ambas placas
hasta llegar a un nivel de energía acumulada que sobrepasa el necesario
para producir el deslizamiento brusco de la placa marina. La energía
potencial acumulada es liberada como presión o movimiento; debido a la
titánica cantidad de energía almacenada, estos movimientos ocasionan
terremotos, de mayor o menor intensidad. Los puntos de mayor actividad
sísmica suelen asociarse con este tipo límites de placas.
Cuando una placa oceánica (más densa) choca contra una continental
(menos densa) la placa oceánica es empujada debajo, formando una
zona de subducción. En la superficie, la modificación topográfica
consiste en una fosa oceánica en el agua y un grupo de montañas en
tierra.
Cuando dos placas continentales colisionan (colisión continental), se
forman extensas cordilleras formando un borde de obducción. La
cadena del Himalaya es el resultado de la colisión entre la placa Indo
australiana y la placa Euroasiática.
Cuando dos placas oceánicas chocan, el resultado es un arco de islas
(por ejemplo, Japón).
La placa oceánica se hunde por debajo de la placa continental.
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7.3. Límite transformante, conservativo o neutro
El movimiento de las placas a lo largo de las fallas de
transformación puede causar considerables cambios en la superficie, lo
que es particularmente significativo cuando esto sucede en las
proximidades de un asentamiento humano. Debido a la fricción, las placas
no se deslizan en forma continua; sino que se acumula tensión en ambas
placas hasta llegar a un nivel de energía acumulada que sobrepasa el
necesario para producir el movimiento. La energía potencial acumulada
es liberada como presión o movimiento en la falla. Debido a la titánica
cantidad de energía almacenada, estos movimientos ocasionan
terremotos, de mayor o menor intensidad.
Un ejemplo de este tipo de límite es la falla de San Andrés, ubicada
en el Oeste de Norteamérica, que es parte del sistema de fallas producto
del roce entre la placa Norteamericana y la del Pacífico.
Falla de San Andrés
8. TEORIA DEL GEOSINCLINAL
El término geosinclinal ha sido usado principalmente para un concepto
geológico ahora obsoleto que intentaba explicar el movimiento vertical de la
corteza terrestre y otras observaciones geológicas. Este concepto fue superado
al aceptarse la teoría tectónica de placas.
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Un geosinclinal es un sinclinal largo y profundo en forma de fosa submarina,
que se llena de sedimentos; éstos, al acercarse mutuamente los bordes de la
cubeta, son expulsados de la misma, se elevan y forman una cordillera. El
sinclinal, aunque muy largo, es inicialmente poco profundo, pero su fondo se va
hundiendo progresivamente bajo el peso de los sedimentos que en él se
depositan (materiales calcáreos, arcillas, margas) hasta formar un flysch. Luego
obran fuerzas tectónicas que en direcciones opuestas acercan dos taludes de la
fosa, lo que contribuye también a aumentar su profundidad y, por consiguiente, el
espesor del depósito sedimentario que sigue llenándola.
En las capas más profundas de la fosa, los sedimentos se transforman en
rocas metamórficas. Bajo los efectos conjugados de la presión, la temperatura,
las fumarolas y otras manifestaciones del magmatismo, los sedimentos arcillosos
se convierten en gneis y en micasquistos, mientras que los sedimentos calcáreos
se transforman en mármol.
Como los dos taludes del geosinclinal siguen aproximándose, el volumen por
ellas limitado va reduciéndose. Así, pues, su contenido sedimentario se pliega,
emerge y desborda por ambos lados, fenómeno correspondiente a la surrección
de una nueva cordillera. De este modo el geosinclinal alpino, depresión antes
limitada por el Macizo Central francés y el Piamonte italiano, ha dado lugar a la
formación de los Alpes.
9. TEORIA DE LA CONTRACCION TERMICA
Existen varias teorías sobre el origen de las cuñas de hielo, pero una sola ha
sido aceptada y refrendada por científicos de fuste: la teoría de contracción
térmica.
Esta hipótesis fue desarrollada y sostenida por diversos autores y fue la más
popular a fines del siglo XIX y primera mitad del siglo XX. Es la hipótesis
tradicional que compara la esfera terrestre con una manzana o naranja que se
contrae al deshidratarse y cuya superficie exterior se arruga como consecuencia
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de ello. La hipótesis supone que la parte exterior de la Tierra se enfrió más
rápidamente que el interior y se volvió más rígida. Como el interior continúa
enfriándose, la superficie externa debe contraerse al tener que acomodarse a un
interior que reduce su volumen permanentemente.
La teoría de contracción térmica sostiene que durante los meses invernales, a
causa de los fríos extremos se forman fisuras de contracción térmica del
permafrost que típicamente tienen unos pocos cm de ancho y un par de metros
de profundidad. Durante el verano, la nieve se derrite y agua líquida se aloja en
la fisura y el permafrost debajo de la superficie la congela. Durante el verano el
permafrost se expande al aumentar la temperatura y el fenómeno de compresión
horizontal produce que los sedimentos en la superficie del permafrost se eleven
mediante deformación plástica creando pequeños montículos. Al invierno
siguiente el frío vuelve a congelar y fisura la cuña de hielo que estaba en
formación y desarrolla rendijas que pueden ser rellenadas durante el verano por
la nieve al derretirse. La temperatura anual media del aire que se precisa para
que se formen cuñas de hielo es de -6° a -8 °C o aún inferiores.
Existen tres formas distintas de cuñas de hielo: Activas, Inactivas y Moldes de
cuñas de hielo. Actualmente se observa la presencia de los tres tipos y en
distintas partes del mundo.
9.1. Activas
Las cuñas de hielo activas son aquellas que continúan desarrollándose
y creciendo. Cada año una capa de hielo se agrega si es que se produce
fisuración, aunque no es preciso que se produzcan fisuraciones todos los
años para que la cuña sea considerada activa. La zona en la que las
cuñas de hielo permanecen activas se encuentra en la zona de
permafrost. Por lo tanto la cantidad de cuñas de hielo que se fisura
anualmente está disminuyendo en forma paulatina y las mismas se
transforman en cuñas inactivas.
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9.2. Inactivas
La cuñas de hielo inactivas son cuñas que ya no se fisuran ni crecen.
Durante los meses de invierno, la cuña no se fisura por lo que no se
puede incorporar agua durante el verano.
9.3. Moldes
En zonas en las cuales antiguamente hubo permafrost, las cuñas de
hielo se han derretido y ya no están ocupadas por hielo. La cuña, que
ahora está vacía, se llena paulatinamente con sedimento y residuos de
las paredes vecinas. Esto es denominado moldes de cuñas y son
utilizados para realizar cálculos sobre la evolución del clima hace cientos
de miles de años.
10.TEORÍA DE LAS CORRIENTES DE CONVECCIÓN
En la búsqueda por explicar fuerzas capaces de mover verticalmente
los continentes se desarrollaron diferentes variantes que postulaban el
desarrollo de células convectivas en el interior terrestre, cuyo motor era la
diferencia de temperatura (y en consecuencia la diferencia de densidad)
de las rocas a diferentes profundidades. Entre los autores que se
ocuparon de estos aspectos puede citarse a Ampferer (1906), Grigs
(1939), Vening-Meinez (1952), Kraus (1951), Urey (1953).
La formación de las células convectivas se produciría por la
circulación del material caliente (menos denso) hacia la superficie y el
enfriamiento posterior y hundimiento del material frío (más denso) en el
interior. Las masas continentales eran tomadas por esas corrientes
convectivas y elevadas en el tope de las ramas ascendentes de la célula
o deprimidas en su hemiciclo descendente. Incluso se propuso que la
formación de las montañas se producía por la compresión de las masas
continentales en la zona de convergencia de las celdas convectivas
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(Vening-Meinez, 1950). Veremos luego que una sutil adaptación de este
modelo permitió un fuerte avance en la explicación de los movimientos
horizontales de las placas corticales.
Es interesante señalar que Belousov critica prejuiciosamente estas
hipótesis señalando que las mismas no han sido desarrolladas por
geólogos sino por geofísicos y que por lo tanto no explican de forma
adecuada ciertos rasgos geológicos, cuando en realidad sólo no lo hacen
en la forma que él considera acertada.
LAS CORRIENTES DE CONVECCIÓN:
La convección es el mecanismo que se produce en los fluidos
cuando el calor es transportado desde zonas de mayor temperatura a
otras con temperatura menor, debido a los cambios en la densidad de
los materiales.
La transferencia de energía comienza cuando una porción de
materia se calienta y, al dilatarse, asciende desde los puntos más
calientes a los más fríos. El proceso contrario tiene lugar cuando al
enfriarse un material aumenta su densidad y desciende por efecto de
la gravedad.
Los procesos convectivos son también muy comunes en otras
capas fluidas de la Tierra, como la atmósfera y la hidrosfera y, en
determinadas condiciones físicas, también pueden darse en los
sólidos.
Dos corrientes de convección en el manto:
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 15
11.TEORÍA DE LOS MOVIMIENTOS VERTICALES:
Con el propósito de explicar la aparente ciclicidad o recurrencia
periódica de los movimientos verticales en la corteza terrestre
(movimientos que daban origen a las cuencas donde se acumulaban los
sedimentos y luego las deformaban y elevaban como cadenas
montañosas), algunos científicos trataron de establecer la posibilidad de
que la Tierra se comportara como un sistema pulsante, con períodos de
expansión (que por similitud con los latidos del corazón se denominaban
períodos de diástole) y períodos de contracción (o de sístole). Entre los
autores que desarrollaron esta teoría cita Belousov a Bucher (1933
y1939), a Usov (1940) y a Obruchev (1936 y 1940), acerca del cual dice
–mezclando desacertadamente ideología política y ciencia- que
"...después de una detallada crítica, Obruchev formuló su versión de la
hipótesis de la pulsación, la cual creyó que estaba más de acuerdo con
los principios del materialismo dialéctico".
II. VOLCANES
1. DEFINICIÓN DE VOLCÁN
Proviene del Latín Vulanus, Vulcano dios del fuego, y el mismo fuego. El
volcán es el único punto de contacto que pone en comunicación directa la
superficie con el interior de la tierra, es decir, es el único medio para observar y
estudiar las rocas magmáticas, que constituyen el 80 % de la corteza terrestre
sólida. En el fondo del Manto terrestre el magma de baja presión asciende,
creando cámaras magmáticas por debajo de la corteza. Después las rocas
agrietadas de la corteza permiten la salida del magma a gran presión y tiene
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lugar la erupción volvcánica. El resultado de esta erupción es vapor de agua,
humo, gases, cenizas, rocas y lava que son lanzados a la atmósfera.
2. PARTES DE UN VOLCAN
Las partes de un volcán son: cámara magmática, chimenea, cráter y cono
volcánico.
2.1. Cámara Magmática
La cámara magmática es donde esta almacenada la roca fundida , que
puede provenir de la capa D” (3000 Km, por plumas y puntos calientes),
de la Astenosfera (100-700 Km, en los límites de placas, dorsales y zonas
de subducción) o de la Litosfera (por descompresión de los sólidos se
vuelven líquidos), que forma la lava
2.2. La Chimenea
La chimenea es el conducto por donde asciende la lava.
2.3. El Cráter
El cráter es la parte del volcán por donde los materiales son arrojados
al exterior; el cono volcánico es la aglomeración de lavas y productos
fragmentados. También es posible que en las fracturas del cono volcánico
o en las erupciones se formen cráteres adventicios que se abren en los
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flancos o en su base y cuyas chimeneas secundarias tienen comunicación
con la principal.
SEGÚN SU ACTIVIDAD:
La salida de productos gaseosos, líquidos y sólidos lanzados por las
explosiones (actividad volcánica) constituyen los paroxismos o erupciones
del volcán y según tengan o no actividad son conocidos como:
a. EXTINGUIDOS:
Todos aquellos volcanes que actualmente están en superficie y que no
han dado muestras de actividad volcánica, independientemente de que en
algún momento alcancen la actividad.
b. ACTIVOS:
Los que hoy, o en tiempos históricos no muy lejanos, se han hallado en
actividad. Esta actividad es casi siempre intermitente, ya que los períodos
de paroxismo alternan con otros de descanso, durante los cuales el volcán
parece extinguido.
3. MATERIALES QUE ARROJA UN VOLCÁN
Los materiales que arrojan pueden ser de tres tipos: gaseosos, líquidos y
sólidos.
3.1. Gases.
A veces son de gran violencia y son mezclas cuya composición varía
de unos a otros, por las distintas erupciones, e incluso por los distintos
periodos de una misma erupción. Los gases más abundantes son el vapor
de agua, dióxido de carbono, nitrógeno, hidrogeno, ácido clorhídrico y
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cloruros volátiles, gases sulfurosos y sulfhídricos, metano y otros
hidrocarburos. Además de por el cráter, los gases también se desprenden
de las lavas fundidas y por las grietas del suelo. Si preceden a las
erupciones, o son posteriores a ellas, se designan con el nombre de
fumarolas.
Los gases expulsados durante las erupciones pueden tener una
densidad tal que arrastren cenizas en suspensión, formándose las
llamadas nubes ardientes (erupción del Vesubio del año 79 d. de C., que
destruyó las ciudades de Pompeya y Herculano).
3.2. Líquidos
Reciben el nombre de lavas y son magmas que salen por el cráter y se
deslizan por los alrededores. Las muy fluidas, como las basálticas, al
desbordar el cráter, se deslizan con facilidad por las vertientes formando,
en alguna ocasión, cascadas (Mauna-Loa) y por la superficie del suelo
formando coladas. La superficie de la corriente de lava en contacto con el
aire se enfría con rapidez y con frecuencia forma una costra que aisla el
interior, donde la lava puede permanecer fluida mucho tiempo y continuar
deslizándose. En las lavas muy fluidas, al enfriarse la superficie, el interior
puede quedar como una cavidad bajo la costra superficial, formando
túneles volcánicos. Al adaptarse la superficie de la lava a esta corriente,
forma estrías y ondulaciones o retorcimientos parecidos a una cuerda
(cordadas).
Cuando el enfriamiento es en regiones submarinas, las lavas con el
agua se enfrían rápidamente en la superficie y los núcleos de lava al
resbalar por la pendiente se van separando en forma de bolsas globosas
que reciven el nombre de lavas almohadilladas o pillow-lavas.
En lavas muy fluidas, al enfriarse la superficie, el interior puede quedar
como una cavidad bajo la costra superficial, formando túneles volcánicos.
Si se desploma parte del techo del túnel volcánico se forman simas que
comunican con el exterior (jameos).
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3.3. Solidos
Sólido: Son los llamados piroclastos y son de proyección. Atendiendo a
su tamaño se dividen en:
Bloques y bombas : Tamaño comprendido entre varios centímetros
a metros. Si las lavas son muy viscosas al producirse la explosión
son lanzadas al aire y su parte externa cristaliza rápidamente
permaneciendo su interior fluido, por lo que al caer al suelo se
agrietan como corteza de pan, llamándose panes volcánicos. Si las
lavas son fluidas o menos viscosas las bombas adquieren formas
de huso al ir girando en su trayectoria.
Lapilli y gredas : Tamaño entre el de un guisante y el de una nuez.
Cenizas o polvo volcánico: Partículas de menos de 4mm que
debido a su tamaño pueden ser transportadas por el viento a
grandes distancias.
Cuando en las lavas viscosas se liberan los componentes volátiles,
ocasionan una expansión que forma cavidades no comunicadas entre sí,
dando el aspecto característico de las pumitas o piedra pómez. La
consolidación de estos piroclastos forman las tobas volcánicas y
aglomerados.
4. TIPOS DE VOLCANES
4.1. EN ESCUDO:
Son aquellos con diámetro mucho mayor que la altura. Se forman por
la acumulación de corrientes de lava con baja viscosidad, por lo que son
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bajos y con poca pendiente. Ejemplos de este tipo de volcanes son los
hawaianos y los de las Islas Galápagos. Se pueden llegar a ver volcanes
de escudo con un cono de ceniza en su cúspide, como es el caso del
volcán Teutli en Milpa Alta.
4.2. COMPUESTOS
Cuando el magma es viscoso, las burbujas de gases volátiles lo
rompen al escapar y se crean unos fragmentos llamados PIROCLASTOS,
que son lanzados al aire por esos gases. Nos encontraremos así con un
volcán formado por coladas y capas de piroclastos alternantes (surgieron
en épocas de actividad explosiva seguidas por otras de corrientes de lava
fluida).
4.3. CONO DE ESCORIAS
Formados por el agrupamiento de piroclastos en las erupciones de
basaltos, en las que predominan los materiales calientes solidificados por
el aire y que caen cerca del centro de emisión. No suelen tener
pendientes muy altas, suelen medir 300m de altura y tienen forma cónica
y base circular.
4.4. DOMO
Capas de magma ácido que no abandonan el conducto, creciendo
sobre él y liberando de forma ocasional los gases en coladas formadas
por piroclastos.
4.5. CALDERA:
Cuando hay un colapso del techo de una cámara magmática semivacía
tras una erupción masiva.
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5. TIPOS DE ERUPCIONES
Dependiendo de la temperatura del magma, de la cantidad de productos
volátiles de las lavas y de su fluidez (magmas básicos) o viscosidad (magmas
ácidos), hay varios tipos de erupciones que han adquirido el nombre de aquellos
vulcanismos históricos que se corresponden a algún tipo diferenciado de
erupción:
5.1. HAWAIANO
Característico de Hawai. A través de fisuras o de un volcán en escudo
hay un desprendimiento de lava donde predominan las fluidas. Cuando
rebasan el crater se deslizan con facilidad formando grandes corrientes
de lava que alcanzan una gran superficie.Si aumenta la viscosidad del
magma pueden darse corrientes de nubes ardientes o lo que los nativos
llaman cabellos de la diosa Pelé (diosa del fuego).
5.2. ESTROMBOLIANO
Su nombre viene del volcán Estrómboli, de las Islas Lipari (Italia).Se
producen coladas que descienden por las laderas sin llegar a alcanzar
tanta extensión como los hawaianos. La lava es fluida y tiene gases, lo
que hace que halla una proyección violenta de lapilli. Es el más extendido
en la superficie del globo.
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 22
5.3. VULCANIANO
Toma el nombre del volcán Vulcano en las islas Lípari. Se desprende
una gran cantidad de gas y el magma es viscose, lo que hace que se
consolide rápidamente cuando sale al exterior y haya una fragmentación
mayor que da lugar a superficies ásperas e irregulares. Las erupciones
son muy fuertes, produciendo gran cantidad de cenizas que, junto con con
algún líquido, son transportadas por los gases emitidos formando nubes
volcánicas.
5.4. PLINIANO Y ULTRAPLINIANO
Su nombre fue dado por Plinio el Viejo, que perdió la vida en la
erupción del Vesubio en el año 79 (también se conoce como
VESUBIANO). Se diferencia del estromboliano en que la fuerza de los
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 23
gases es muy fuerte y produce explosiones muy violentas que recuerdan
a una bomba atómica (seta). Forma nubes ardientes que pueden llegar
hasta le estratosfera, y que al enfriarse producen precipitaciones de
cenizas que pueden llegar a sepultar ciudades, como ocurrió en Pompeya
.
5.5. PELEANO
Entre los volcanes de las Antillas es famoso el de la Montaña Pelada
de la isla Martinica por su erupción de 1902, que ocasionó la destrucción
de su capital, San Pedro. Su lava es extremadamente viscosa y se
solidifica con gran rapidez, llegando a tapar por completo el cráter; la gran
presión de los gases, que no encuentran salida, levanta este tapón que se
eleva formando una gran aguja. El 8 de mayo, las paredes del volcán
cedieron a tal presión, abriéndose un conducto por el que salieron todos
los gases a gran temperatura con una descomunal fuerza, y que,
mezclados con cenizas, formaron una nube ardiente que alcanzó 28 000
víctimas
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 24
5.6. KRAKATOANO (ERUPCIONES FREÁTICAS)
Toma el nombre del volcán Krakatoa. Originó una gran explosión y
enormes maremotos. Son las erupciones debidas a la entrada en contacto
de la lava ascendente con agua o rocas mojadas o que entra en la
cámara magmática agua.
5.7. ERUPCIONES SUBMARINAS:
Se producen en los fondos oceánicos y cuyas lavas, si llegan a la
superficie, pueden formar islas volcánicas. Suelen ser de corta duracción
por el equilibrio isostático de las lavas al enfriarse y por la erosión marina.
Un ejemplo claro son las islas Cícladas, en Grecia.
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 25
5.8. ERUPCIONES DE CIENO
Grandes cráteres mientras están en reposo son lagos o están cubiertos
de nieve. Al recobrar actividad el agua se mezcla con cenizas y otros
restos, y es lanzada formando torrentes y avalanchas de barro, que
destruyen todo lo que encuentran a su paso.
5.9. ERUPCIONES FISURALES
Se originan a lo largo de una fisura o dislocación de la corteza
terrestre. Las lavas son fluidas y recorren grandes extensiones formando
amplias mesetas, con un kilómetro o más de espesor y miles de
kilómetros cuadrados de superficie.
6. VOLCANES EN PERÚ
Los volcanes del Perú están relacionados con la subducción de las placas
Sudamericana y de Nazca. Esta es una lista no exhaustiva de los volcanes
extintos y activos del Perú. Los volcanes activos del Perú pertenecen a la Zona
Volcánica Central (ZVC) de los Andes la cual es una parte del Cinturón Volcánico
de los Andes.
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 26
Nombre Altitud(msnm)
Clasificación Última erupción
Región
Ampato 6288 n/d n/d Arequipa
Coropuna 6377 n/d Holoceno Arequipa
Misti[] 5822 Estratovolcán Pliniano
1784 Arequipa
Huambo 4550 Campo volcánico 700a.C. Arequipa
Huaynaputina 4850 n/d 1600 Moquegua
Chachani 6057 n/d Holoceno Arequipa
Pichu Pichu 5564 n/d n/d Arequipa
Quimsachata 3923 Domo de lava 4450 a.C. Cusco
Sabancaya [] 5967 Estratovolcán 2003 Arequipa
Sara Sara 5522 Estratovolcán n/d Ayacucho
Ticsani 5408 Domos-Estratovolcán
siglo XVI (no se tiene fecha
exacta)
Arequipa
Tutupaca [] 5815 Fumarólico 1902 Tacna
Ubinas [] 5672 Estratovolcán 2008 Moquegua
Yucamani [] 5550 Estratovolcán 1802 Tacna
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 27
7. PRINCIPALES VOLCANES EN PERÚ
Entre los Principales Volcanes en el Peru, tenemos a:
Misti (Arequipa)
Ubinas, (Moquegua)
Sabancaya (Arequipa)
Ticsani (Moquegua)
Coropuna (Arequipa)
Huaynaputina (Moquegua)
Chachani (Arequipa)
Tutupaca (Tacna – Moquegua)
Yucamani (Tacna)
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7.1. VOLCAN MISTI
7.1.1. Características
Fase de actividad (según la intensidad de su actividad) Activo
Fecha de erupción De mayo a octubre de 1948. Y en diciembre
de 1985 ocurrió su última actividad
Tipo de volcán (según su erupción) Estratovolcán. Pliniano
País y ciudad Arequipa, Perú
Altura 5,852 metros
Clima/Temperatura Templado, suave y seco, con una
temperatura entre 10°y25 ° C
Extensión: El volcán Misti ocupa un área de 200 Km2, alcanza
una altitud de 5800 msnm y su cráter está a tan sólo 18 km del
centro de la ciudad de Arequipa.
7.1.2. Geología
El volcán Misti está formado por dos edificios: Estrato volcán que
contiene depósitos del grupo Misti1 de edad Pleistoceno inferior a
media (833000 < 112,000 años) y Estratocono ocurrido entre
112,000 a 11,000 años, que incluye depósitos del Misti 2, Misti 3 y
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 29
Misti 4. Estos dos edificios han sidoedificados por encima de una
serie de ignimbritas y rocas volcano clásticas del Plio-
pleistocenoagrupados como depósitos “Pre-Misti” (Thouret et al.,
2001).
El depósito “Autopista” forma parte del grupo Misti 4 constituido
de una secuencia de tefras y flujos piroclásticos. Posterior a esta
secuencia piroclástica se tienen depósitos de lahares que se
observan enlas principales quebradas que drenan del volcán y que
han sido datadas por el método C14 entre 500 y 100 años por
INGEMMET en el 2005 (publicación en proceso).
Ninguno de los depósitos de tefras de la Autopista son visibles
en planta, ya que solo afloran en las paredes de las quebradas y
están cubiertos por mas de 10 depósitos de caída de tefras, por
este motivo que los depósitos están representados en el mapa
geológico por líneas de igual espesor (isópacas).
Debido a la variación del espesor de los depósitos respecto a la
distancia desde el cráter se ha considerado 3 facies de distribución;
facie proximal que comprende desde el cráter hasta 12 Km,
faciemedial entre 12 y 30 Km y la facie distal superior a 30 Km del
cráter.
7.2. VOLCAN UBINAS
Localización: 16° 22' S, 70° 54' W
Elevación: 5670 m.
Tipo: Estratovolcán de forma cónica, ligeramente alargada de SE a
NO.
Estructuras: Caldera de forma semi-elíptica, alongada de S a N, tiene
un diámetro máximo de 1.4 km y paredes de hasta 120 m de altura.
Cráter de 300 m de profundidad en la parte SE de la caldera.
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 30
Vigilancia: Control periódico de temperatura y composición química de
las fumarolas y fuentes termales asociados al volcán.
Actividad actual: Actividad fumarólica variada e intermitente, con
temperaturas de 90 a 100 °C. Esporádicamente los gases se elevan de
100 a 500 m de altura.
Observaciones: Es considerado el volcán más activo del sur del Perú,
debido a sus 23 episodios de alta actividad fumarólica y emisiones de
cenizas registradas desde el año 1550 D.C.
La última erupción explosiva pliniana ocurrió hace 980 años ± 60 B.P.
El edificio volcánico posee un volumen aproximado 30 km3 y una
superficie de 45 km2.
Flanco sur del volcán Ubinas, visto desde el pueblo del mismo nombre.
Obsérvese actividad fumarólica en la cumbre.
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7.3. VOLCAN SABANCAYA
7.3.1. Características
Tipo: estratovolcán
Ciudad: Arequipa Perú
Altitud: 5.976 msnm
Cordillera : Cordillera de los Andes
Última erupción 30 de julio de 2003
7.3.2. Geología
El Sabancaya es un volcán catalogado como estratovolcán, está
conformado por rocas del Mesozoico y Cenozoico. El Mesozoico
está representado por rocas sedimentarias marinas que ocupan
una extensa superficie situada al costado del masivo volcánico. El
Cenozoico corresponde a un período de volcanismo intenso. Del
Eoceno al Cuaternario, la actividad volcánica fue casi continua,
salvo un lapso de inactividad durante el Oligoceno inferior.
Durante el Holoceno el Sabancaya ha presentado una actividad
que ha consistido en erupciones pliniana caracterizada por la
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emisión de flujos de lavas andesíticas y dacíticas, y domos de lava,
intercalado con algunos depósitos piroclásticos. Once coladas de
lava reconocidas sobre los flancos forman la base del Sabancaya,
la más larga se extiende hasta 9 km hacia el Este, hasta los
poblados de Cajamarcana y Huacachiguero.
7.4. VOLCAN TICSANI
7.4.1. Características
El Ticsani, es un volcán al sur del Perú, ubicado a 60 Km de la
ciudad de Moquegua. Está localizado en la cordillera Occidental de
los Andes a 5.408 msnm. El Ticsani, es un complejo volcánico
conformado por tres domos alineados y dos cráteres semi
destruidos. Además, en sus proximidades afloran manantiales con
temperaturas muy altas, algunas de las cuales son empleadas
como baños termales.[]
7.4.2. Geografía
El Ticsani se encuentra ubicado en el segmento de la Zona
Volcánica de los Andes Centrales. Es un volcán del tipo Domo de
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 33
lava - estratovolcán conformado por afloramiento de domos, tres de
los cuales están alineados y dos cráteres parcialmente destruidos.
La base de éste volcán está emplazada sobre los 4400 msnm
hacia los sectores Noreste, Este, Sureste y Sur. Esta base tiene
características propias de la puna o altiplanicie. Asimismo, esta
base posee un relieve horizontal a sub-horizontal con ligeras
ondulaciones. Hacia los sectores Norte, Noroeste, Oeste y
Suroeste, la topografía es muy accidentada, con presencia de
valles juveniles en las márgenes de los ríos Putina, Carumas, etc.
Los flancos de éstos valles presentan pendientes de 50° a 80° de
inclinación con suelos muy inestables y sobre los cuales se han
emplazado la mayoría de los pueblos de la zona.
El substrato del volcán está conformado por lava andesíticas a
dacíticas intercaladas con sedimentos, depositados durante el
Cretáceo medio a superior; sedimentos clásticos continentales del
Paleógeno e ignimbritas riolíticas del Mioceno medio. El volcán
comprende dos edificios: Ticsani Antiguo y cuatro domos y tres
cráteres en Ticsani Moderno.
Estudios petrográficos y geoquímicos efectuados, muestran que
los depósitos pertenecen a un vulcanismo calco-alcalino con alto
contenido de K y con ciertas características adakíticas. Las lavas
del edificio Ticsani antiguo son andesitas, mientras que los
piroclastos y lavas del edificio Ticsani Moderno son dacitas
7.5. VOLCAN COROPUNA
Tipo: estratovolcán
Ciudad: Arequipa
Altitud: 6.425 msnm
Cordillera : Cordillera de los Andes
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 34
El nevado Coropuna es el tercer nevado más grande y más alto del
Perú, con una altura de 6.425 msnm.1 Se encuentra a unos 150 km al
noroeste de Arequipa, la segunda ciudad más importante del Perú.
Este macizo complejo estratovolcánico cubierto de hielo posee en su
cima una meseta de 12 x 20 km, con seis conos asentados sobre ella.
La cumbre verdadera se encuentra en el extremo noroeste de la
meseta, si bien la cumbre suroeste alcanza una altura similar o algo
mayor dependiendo del espesor de la capa de nieve. Un campo de
hielo permanente de unos 130 km² cubre la región superior,
extendiéndose hasta una altura de 5.300 m en el lado norte y 4.800 m
en el lado sur.
El nombre Coropuna significa «reflejo en la meseta» en quechua. Se
han encontrado restos de vestimentas incas a una altura de 6.000 m, lo
que confirma la actividad de los habitantes precolombinos en la región.
7.6. VOLCAN HUAYNAPUTINA
Tipo: Estratovolcán
Ubicación: Moquegua
Altitud: 4.850 msnm
Cordillera : Andes
Última erupción: 19 de febrero de 1600
El Huaynaputina (siendo wayna: ‘joven’, y putina: ‘volcán’, en
quechua) es un estratovolcán de la cordillera de los Andes localizado
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en el departamento de Moquegua, al sur del Perú. Este volcán fue la
fuente de la mayor explosión registrada en la historia de América del
Sur, la cual aconteció el 19 de febrero de 1600. El volcán no tiene un
perfil topográfico prominente, pero en su lugar tiene la forma de un
gran cráter volcánico que se haya situado en una meseta con una
altitud promedio de 4200 msnm. Su punto más elevado alcanza una
altitud de 4.850 msnm.
Cuando este volcán erupcionó en 1600 produjo cerca de 30 kilómetros
cúbicos de tefra, mientras que los flujos piroclásticos viajaron
13 kilómetros al este y sureste. La erupción causó daños severos a las
ciudades peruanas de Arequipa y Moquegua. Según un estudio de la
Universidad de California, las consecuencias de la explosión del
volcán pudieron haber tenido repercusiones mundiales, siendo la
posible causa de la hambruna que azotó Rusia entre 1601 y 1603. El
Huaynaputina es considerado un volcán en actividad por el Instituto
Geofísico del Perú.
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7.7. VOLCAN CHACHANI
Se encuentra en el departamento de Arequipa, provincia de Arequipa,
a 2 horas de la ciudad, 60 kilómetros de distancia.
Chachani es un estrato volcán que pertenece a la cordillera volcánica.
Está formado por 4 cumbres: la principal o noroeste, a 6057 m.s.n.m.,
la norte o pico de los Ángeles, a 5852 m.s.n.m., la suroeste o Monte
Trigo, a 5820 m.s.n.m., la oeste o Horqueta, a 5484 m.s.n.m. Junto
con la cordillera Ampato y la Chila forma parte de las tres cadenas
montañosas que atraviesan todo el departamento arequipeño.
A sus alrededores se aprecian distintos colores: verde, dorado y
celeste. La campiña arequipeña ofrece un paisaje de ensueño, lleno
de andenes cubiertos de sembríos maravillosos.
7.8. VOLCAN TUTUPACA
Altitud: 5.815 msnm
Cordillera: Andes
Prominencia : 1400 m
Última erupción: 1902
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Tutupaca es una cumbre volcánica del Perú de 5.815 msnm. Está
situada al sur del Perú, en la Cordillera Occidental de los Andes
correspondiente al departamento de Tacna.
Este volcán muestra actividad fumarólica y una cumbre cubierta de
nieve, de sus deshielos nacen 2 ríos pequeños llamados «azufre
chico» y «azufre grande».
7.9. VOLCAN YUCAMANI
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Fase de actividad (según la intensidad de su actividad)
Fase Inicial. Principalmente piroclástico, después, lavas andesíticas y
lavas alteradas por la fuerte actividad hidrotermal.
La actividad actual del volcán se manifiesta por las fumarolas
existentes en el pico.
Potencialmente Activo.
Fecha de erupción: 1787, 1802, 1862 y 1902
Tipo de volcán (según su erupción): Fumarólico
Ciudad: Se encuentra en Perú y se localiza en el extremo Norte del
Departamento de Tacha, Provincia de Candarave, en la Cadena
Volcánica Sur, conocida como Cordillera del Barroso.
Altura: 1, 400 m
Clima/Temperatura: Mediterráneo seco.
III. GEOLOGIA HISTORICA
1. ESTATIGRAFIA
La Estratigrafía es la rama de la Geología que trata del estudio e
interpretación de las rocas sedimentarias estratificadas, y de la identificación,
descripción, secuencia, tanto vertical como horizontal; cartografía y correlación
de las unidades estratificadas de rocas.
1.1. DIVISIONES DE LA ESTRATIGRAFÍA
La Estratigrafía se puede dividir en diferentes áreas especializadas,
todas interrelacionadas entre sí y con otras ciencias:
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 39
Análisis de facies, que estudia las facies en todos sus aspectos:
composición, génesis, asociaciones, secuencias, distribución, etc. Es
un campo de intersección con la Sedimentología.
Litoestratigrafía, encargada de la caracterización litológica
(composición y estructura) de las sucesiones estratigráficas y de la
definición de unidades litoestratigráficas, como las formaciones.
Bioestratigrafía, que estudia el contenido, sucesión y distribución del
registro fósil en las rocas, en estrecha relación con la Paleontología. De
ella dependen las unidades bioestratigráficas.
Cronoestratigrafía, se ocupa de la ordenación relativa de las rocas en
el tiempo y del establecimiento de unidades cronoestratigráficas. De la
datación absoluta de las mismas se ocupa la Geocronometría.
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Magnetoestratigrafía, que estudia la sucesión de los cambios en la
orientación de los polos magnéticos de la tierra (paleomagnetismo) y el
establecimiento de una escala paleomagnética.
Quimioestratigrafía, que se ocupa de la composición geoquímica de
los materiales sedimentarios de la corteza terrestre, así como del
análisis de la variación a lo largo del tiempo de la acumulación en las
rocas de determinados elementos, isótopos o compuestos químicos.
Estratigrafía secuencial, que estudia las secuencias deposicionales y
las unidades tectosedimentarias, conjuntos de sedimentos agrupados
con criterios genéticos, sedimentológicos y tectónicos.
Análisis de cuencas, es el estudio global de las cuencas
sedimentarias, integrando todos los datos sedimentológicos,
estratigráficos, tectónicos, petrográficos, etc. Es el objetivo último de
los estudios estratigráficos y uno de los de mayor trascendencia
económica por su aplicación en la prospección de recursos naturales.
En base a las unidades bioestratigráficas, cronoestratigráficas y
geocronométricas se establecen las unidades geocronológicas, y su
compendio integra la escala temporal geológica, otro de los objetivos de
la estratigrafía.
1.2. PRINCIPIOS DE LA ESTRATIGRAFÍA
Principio del uniformismo o actualismo: Las leyes que rigen los
procesos geológicos han sido las mismas y producen los mismos
efectos durante toda la historia de la Tierra.
Principio de la sucesión de eventos: Todo acontecimiento que afecte a
las rocas es posterior a las mismas.
Principio de la superposición de estratos: los niveles superiores serán
más recientes que los inferiores.
Principio de la horizontalidad original: Los estratos se depositan
siempre de forma horizontal o subhorizontal y permanecen horizontales
si no actúa ninguna fuerza sobre ellos.
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Principio de la continuidad lateral: un estrato tiene la misma edad a lo
largo de toda su extensión horizontal.
Principio de sucesión faunística: Los estratos que se depositaron en
diferentes épocas geológicas contienen distintos fósiles, debido a la
naturaleza continua e irreversible de la evolución biológica. De igual
manera las capas que contienen fósiles pertenecientes a los mismos
taxones, aunque sean de diferente litología, serán de la misma edad.
1.3. ALGUNOS CONCEPTOS ESTRATIGRÁFICOS
Inversión estratigráfica: La inversión estratigráfica consiste en la
formación de un pliegue inclinado hasta tal punto que, en alguna parte
del corte estratigráfico, los estratos más antiguos se encuentran
dispuestos sobre los más modernos.
Discontinuidad o discordancia estratigráfica: La discontinuidad o
discordancia estratigráfica es la separación entre dos series
estratigráficas, debida a la existencia de una laguna estratigráfica. Hay
varios tipos:
Discordancia angular: La serie antigua se encuentra plegada, de
modo que forma un ángulo con la serie moderna. Esto supone una
etapa de plegamiento posterior al depósito de los materiales más
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 42
PRINCIPIOS DE STENO
A mediados del siglo XVII , Nicolas Steno formula estos tres principios que aún tienen vigencia.
Superposición Horizontalidad original Continuidad lateral
antiguos, una etapa de erosión, y finalmente la sedimentación de los
materiales modernos.
Discordancia erosiva o disconformidad: la serie antigua se
encuentra erosionada en su parte superior, y sobre ella se ha
depositado la serie moderna, con lo que las dos series están separadas
por una superficie irregular.
Inconformidad: La serie estratigráfica está depositada sobre un
material no estratificado (rocas metamórficas o ígneas).
Paraconformidad: la separación entre las dos series estratigráficas es
horizontal y, por lo tanto, no se distingue de la separación normal entre
dos estratos.
2. FOSILIZACIÓN
La fosilización es el conjunto de procesos mediante los cuales un organismo,
alguna parte de él, sus huellas o los productos de su metabolismo, pasan a
formar parte del registro fósil. Es decir, abarca desde la muerte del organismo
hasta el hallazgo de sus restos en un yacimiento paleontológico.
La Tafonomía es la disciplina de la paleontología que estudia los cambios
morfológicos y estructurales que tienen lugar en cualquier material de origen
biológico durante los procesos de fosilización. Está integrada por dos
subdisciplinas:
Bioestratinomía. Se ocupa del estudio de la transformación de los restos
biológicos una vez producida la muerte del organismo hasta su enterramiento
final.
Fosildiagénesis. Estudia la transformación que tiene lugar en dichos
materiales una vez sepultados y hasta su hallazgo.
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 43
Entre todas las etapas involucradas en la fosilización la más relevante es la
que tiene lugar luego del enterramiento final de los restos biológicos en un
sedimento. A partir de este momento ocurren transformaciones más o menos
profundas en la Composición y estructura orgánica originales, producto de un
proceso físicoquimico conocido como diagénesis. Mediante este proceso
geológico el sedimento es transformado en roca (deposición, compactación,
litificación), donde inciden factores tales como presión, temperatura, acción de
soluciones inorgánicas y el tiempo geológico involucrado, todos los cuales
influyen en la preservación de los restos biológicos allí presentes.
Existen distintos procesos de fosilización, con diferentes grados de
preservación de la estructura y composición originales (restos de organismos). El
material original que constituye el esqueleto generalmente es reemplazado,
molécula a molécula, por minerales tales como calcita, sílice, fosfato o pirita
(originando una petrificación).
Cuando dicho esqueleto es objeto de una disolución, permanecen indicios de
su estructura que reciben el nombre de moldes (evidencias de organismos). Un
tipo especial de fósiles se genera cuando el organismo queda tempranamente
aislado del ambiente por medios protectores (ámbar, hielo), pudiendo
preservarse incluso la estructura de las partes blandas.
2.1. PROCESOS DE FOSILIZACIÓN
2.1.1. Momificación
El organismo o alguna parte del mismo se conserva con muy
pocos cambios en la composición, forma y/o estructura originales,
debido a la ausencia o acción reducida de los procesos
destructivos. El factor decisivo durante este proceso es el medio
protector que envuelve al organismo, el que impide su putrefacción.
2.1.2. Carbonización
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 44
Este proceso se debe a la pérdida de elementos volátiles tales
como el nitrógeno, oxígeno e hidrógeno en tejidos de soporte o
esqueletos de naturaleza orgánica (plantas en general;
invertebrados tales como graptolites). Éstos materiales quedan
representados por una concentración o película de residuos
carbonosos.
2.1.3. Petrificación o mineralización
Consiste en el reemplazo molécula a molécula del esqueleto
original mediante la acción de soluciones circulantes en el medio.
La estructura interna puede permanecer intacta, aunque
generalmente se destruye en cierta medida. Se conocen diversas
sustancias reemplazantes, siendo las más comunes:
Carbonato (carbonatización). Por lo general la calcita reemplaza
a la aragonita.
Dolomita (dolomitización). El material original es reemplazado
por dolomita.
Sílice (silicificación). La sustancia de reemplazo es SiO2. La
estructura original se conserva sólo si el reemplazo es molécula
a molécula. Es muy común en madera.
Sulfuros. El caso más común es el caso de reemplazo por FeS2
(piritización).
Otras sustancias que pueden reemplazar la composición son el
fosfato de calcio (apatita), silicatos y metales nativos (cobre, entre
otros).
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 45
Diferentes Procesos De Fosilización
2.2. FACTORES QUE INCIDEN EN LA FOSILIZACIÓN
2.2.1. Naturaleza del organismo
Sin partes duras (generalmente preservados en yacimientos
excepcionales).
Con partes duras. El esqueleto original puede ser:
a) Inorgánico (carbonato de calcio, calcita/aragonita; sílice).
b) Orgánico (esponjina; quitina; escleroproteína).
c) Inorgánico+orgánico (quitinofosfático; quitinocalcítico; calcita
o apatita con materia orgánica).
2.2.2. Ambiente y modo de vida
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 46
Tipo de sedimento y energía del ambiente; procesos
bioestratinómicos destructivos tales como desarticulación;
fragmentación; abrasión o desgaste; bioerosión; transporte post-
mortem; modo de vida libre, fijo o sésil, enterrado, etc.
2.2.3. Condiciones de sepultamiento
(Enterramiento rápido u obrusión; acción de soluciones). La
preservación óptima tendrá lugar bajo las siguientes condiciones:
ambiente acuático (marino o continental) relativamente estable, con
un sedimento de grano fino y/o una tasa de depósito rápido, y sin
retrabajo luego de su enterramiento.
2.2.4. Procesos de reemplazo de materiales de origen biológico por
substancias inorgánicas (fosilización)
Momificación (restos inalterados). Medios protectores: ámbar;
hielo; suelo congelado (permafrost); hidrocarburos (brea);
guano.
Petrificación o reemplazo (calcificación; silicificación; piritización;
carbonización; fosfatización) (restos alterados).
2.3. Importancia del estudio de los fósiles
Certifican la existencia de vida en épocas geológicas pasadas, y
permiten explicar la diversidad y distribución geográfica de los
organismos actuales (filogenia, paleobiogeografía). Por otra parte, el
estudio de los fósiles le aporta a la Teoría de la Evolución su
comprobación empírica, la estructura del tiempo involucrado en los
procesos de cambio biológico, así como los patrones evolutivos que
caracterizan el desarrollo de la vida sobre la Tierra (diversificación,
extinción, entre otros).
Proporcionan información con respecto al ambiente donde habitaron
(paleoecología; paleoicnología).
Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 47
Evidencian los cambios ambientales y geográficos ocurridos durante la
historia geológica (paleogeografía, paleoclimatología).
Indican la edad relativa de las rocas que los contienen
(bioestratigrafía). Por lo tanto, permiten determinar el orden de
sucesión de los estratos sedimentarios y efectuar equivalencias
temporales con otras unidades litológicas.
Los restos de muchos organismos constituyen acumulaciones
orgánicas que dan origen a rocas, las cuales pueden tener importancia
económica (carbón, diatomita, bancos calcáreos,etc).
3. FOSILES GUIAS EN EL PERU
Mencionaremos algunas importantes:
Baguatherium es un género extinto de piroterio, grupo de mamíferos herbívoros de pezuña nativos de América del Sur
Cynthiacetus es un género extinto de cetáceo arqueoceto, perteneciente a la familia de los basilosaúridos, que vivió durante el Eoceno Superior hace unos 38 millones de años. Fue encontrado en el sudeste de Estados Unidos y Egipto (Cynthiacetus maxwelli), y en la formación Otuma en Perú
Icadyptes salasi es un pingüino gigante extinto del Eoceno Superior del Perú, de hace 36 millones de años. Medía unos 150 cm de altura y fue hallado en las costas desérticas de Ica, región al sur del país. Los fósiles del Icadyptes salasi y el Perudyptes devriesi fueron descubiertos en 2005 por un equipo de paleontólogos peruanos.
Livyatan melvillei es un género y especie extinto de odontoceto, perteneciente a la familia Physeteridae conocido por un único ejemplar que habitó en lo que ahora es Perú.
Ocucajea es un género extinto de cetáceo de la familia de los basilosáuridos del Eoceno Medio (etapa del Bartoniano) hallado en depósitos del sur de Perú.
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4. ESCALA GEOLOGICA NORTEAMERICA
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BIBLIOGRAFIA
Fundamentos de geología
Segunda edición
Reed Wicander y James S. Monroe
Apuntes de geologia general
Texto del Ing. Edsn Navarrete
Espol 2005
Geologia aplicada a la Ingenieria
P. Paniukov
Editorial Mir Moscu
www.wikipedia.org
http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/alumno/4ESO/tierra_cambia/
actividad2.htm
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