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viernes, 26 de noviembre de 2010

--- CAPÍTULO 8 (a)

CAPÍTULO 8 (a)
AMBIENTES MORFOGENÉTICOS
DEPENDIENTES DE PROCESOS ENDÓGENOS

Primera parte
MORFOGÉNESIS TECTÓNICA
Dedicado a:Dr. César Rafael Prozzi(1)

“…En una época en que las Ciencias de la Tierra sufren una verdadera revolución, debida a la teoría de la Tectónica de Placas, el estudio de las deformaciones de la corteza terrestre adquiere cada día más importancia .” M. Mattauer, en: “Las deformaciones de los materiales de la Corteza Terrestre” - 1976)

Índice del Capítulo 8, Primera Parte

- Introducción
- Dislocaciones o deformaciones tectónicas
- - - Deformación de los cuerpos sólidos
- - - - Deformaciones elásticas
- - - - Deformaciones plásticas
- - - - Deformaciones por ruptura
- - - Las deformaciones más importantes de los cuerpos sólidos
- - - - Deformaciones uniformes y deformaciones no uniformes
- - Dislocaciones plicativas (por plegamiento)
- - Dislocaciones disyuntivas (por ruptura)

INTRODUCCIÓN

Dedicaremos la primera parte de este capítulo al análisis de una de las manifestaciones directas del modelado terrestre debida a los procesos endógenos, que es la tectónica. Salvo en el caso de movimientos sísmicos, la tectónica no alcanza la espectacularidad del vulcanismo, al que analizaremos en la segunda parte de este mismo capítulo. De todos modos su expresión en el modelado terrestre generalmente supera a aquél en magnitud.
A esta altura de la carrera de Geología, sabemos que los sedimentos, cualesquiera sean sus orígenes (sedimentos depositados a diferentes profundidades en lagos, océanos, etc.) tienden a formar estratos horizontales, o casi horizontales. Inclusive aquéllos como los depositados por el viento o por corrientes fluviales y que puedan depositarse en estratos inclinados, esa inclinación guarda una relación muy particular con la horizontal del momento en que se depositaron.
De ese modo, en estos últimos también es posible reconocer cual fue la horizontal durante el momento de su depositación. A propósito y en función de lo que ya vimos respecto a la atracción gravitatoria terrestre, recordemos que por horizontal consideramos a la superficie equipotencial gravitatoria. Esto es, una superficie en la cual sobre todos sus puntos el valor medido para la atracción gravitatoria es el mismo.
Cualquier proceso endógeno que ocurra luego de la depositación de esos sedimentos y que se traduzca como un movimiento de la corteza terrestre, modificará la posición original de esos sedimentos. Y de ello nos daremos cuenta por su inclinación respecto a la horizontal. Lo mismo ocurrirá con las rocas de otro origen, como ígneas y metamórficas, aunque en estos casos no suele no ser tan fácil percibir esos movimientos. Salvo en el caso de estratos de rocas volcánicas, los que al igual que las sedimentarias, guardan alguna relación particular con la horizontal en el momento de depositarse.
Al conjunto de movimientos que afectan la posición original de las rocas de la corteza terrestre, lo denominamos dislocaciones tectónicas. Al estudio de las mismas le dedicamos una materia completa en la carrera de Geología; materia que se llama Geología Estructural. Por lo tanto en este capítulo solamente le dedicaremos el espacio necesario para demostrar de que forma las dislocaciones tectónicas pueden afectar la morfología terrestre en determinadas circunstancias.
Continua...
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(1) César Prozzi fue mi profesor de Geología Estructural en la Universidad Nacional del Sur (Bahía Blanca, Argentina), en el año 1965. Fue uno de los profesores que no solo me enseño muchísimo de Geología en el campo, sino que me enseñó a querer la Geología.

martes, 23 de noviembre de 2010

--- CAPÍTULO 7 (d)

Sierra de San Luis
CAPÍTULO 7 (d)
Ejemplo de unidades
morfoestructurales: Geomorfología
de la provincia de San Luís[*]
(Argentina)

De acuerdo a las unidades morfoestructurales establecidas en el mencionado Segundo Simposio de Geología Regional Argentina, dentro de los límites políticos de la provincia de San Luís, están representadas las siguientes unidades (ver figura 7-8):
     
b) Sierras Pampeanas de Córdoba y San Luís
c) Cuenca  de San Luís

Para la descripción de la geomorfología de San Luís, seguiremos los lineamientos presentados por González Díaz en 1.981 y los iremos comparando con las unidades morfoestructurales mencionadas en el párrafo previo. Esto no significa que coincidamos totalmente con las caracterizaciones hechas por González Díaz en ese trabajo.
Según ese trabajo, los rasgos geomorfológicos de San Luís tienen un marcado control estructural regional, caracterizado por la estructura de bloques y depresiones longitudinales, que caracteriza a todas las Sierras Pampeanas. Ese control es frecuente en otras áreas de Argentina, y en San Luís, estas estructuras desaparecen de la superficie aproximadamente a los 34º Sur, aunque prosiguen en profundidad. De modo tal, de acuerdo a González Díaz y de Este a Oeste, las unidades geomorfológicas principales de esta provincia son las siguientes (figura 7-9):
     
a) Planicie medanosa
b) Depresión Oriental
c) Sierra de San Luís
d) Depresión Longitudinal Central
e) Cordón de las Serranías Occidentales
f) Depresión Occidental y ambiente de la cuenca Desaguadero-Salado
     
Planicie Medanosa

La planicie Medanosa cubre casi la mitad de la superficie de la provincia. Su parte más importante se desarrolla desde el centro hacia el sur de la misma, como parte de la Unidad Morfoestructural denominada Llanura Chaco-Pampeana. Asimismo en el centro-Norte aparece una porción más reducida de la planicie medanosa, la que se continúa en la provincia de La Rioja.
En esta unidad geomorfológica y como no podría ser de otro modo de acuerdo a su nombre, predominan los sedimentos arenosos con modelado eólico dominante, con profusión de dunas de arena como geoformas constructivas y rasgos de deflación como geoformas erosivas, o destructivas. El mismo González Díaz la dividió en:

a) Zona medanosa austral - Desarrollada al sur de los 33º 30´ Sur, con algunas apariciones hacia el Norte del río Quinto. La región estuvo cubierta naturalmente por vegetación de monte (Monte Ralo Pampeano de Cabrera, 1.976 - también denimonado Bosque Pampeano). El monte generalmente se desarrolló sobre antiguas dunas fósiles del Pleistoceno tardío. En los lugares donde desde el siglo 19, este monte o bosque se eliminó para realizar labores agrícolas(1), posteriores episodios de deflación (= erosión eólica), generaron áreas de dunas que aún se mantienen activas(2). Dentro de esta zona, el mismo González Díaz diferenció cinco subzonas que no veremos en detalle, puesto que aún no están bien definidas.

b)  Zonas medanosas aisladas - Estas aparecen en varios lugares de la provincia y tampoco están estudiadas en detalle. Aparece una zona al sur de Navia; otra aparece en el centro y NO del valle de Conlara; una tercera entra por el Norte desdela provincia de La Rioja. Una cuarta, en este caso bien definida respecto a su origen, aparece en el Sudoeste de Salinas del Bebedero. Esta zona de dunas, se formó durante la extrema aridez que imperó en la región durante el máximo desarrollo de la última glaciación. Sus dunas  fueron activas durante los episodios de máximo crecimiento del lago que ocupó la actual Salinas del Bebedero.

Depresión Oriental

Esta se extiende de Norte a Sur desde el extremo Noreste de la provincia de San Luís en su límite con la provincia de Córdoba y separa la Sierra de Comechingones por el Este, en el límite Oriental con Córdoba, de la Sierra de San Luís por el Oeste (figura 7-9). Ambas sierras se extienden con rumbo Norte-Sur, como parte de la unidad morfoestructural denominada Sierras Pampeanas de Córdoba y San Luís.
Esta depresión responde estructuralmente a una fosa tectónica, o graben, cuyo hundimiento separó ambas sierras, siendo parte de la misma unidad morfoestructural a la que pertencesn esas sierras. Esta depresión está rellena principalmente por sedimentos de pie de monte provenientes de ambas sierras y por estratos de limos de origen eólico (loess). Por el Norte se extiende dentro de Córdoba y por el sur llega hasta el río Quinto.
Los depósitos de pie de monte (abanicos aluviales, fundamentalmente) aparecen en profundidad y en superficie hacia ambas sierras. El loess aparece superficialmente en la porción central, determinando una unidad morfológica que González Díaz denominó Planicie Loessoide(2).
Asimismo en el interior de la Depresión Central aparecen algunas sierras menores aisladas, entre las que se destaca el Cerro denominado El Morro y otros menores como La Estanzuela, Tilisarao, San Felipe, El Portezuelo, y otras.
González Díaz considera que esas sierras constituyen 'cerros testigo' (o monadnocks; aunque prefiero la traducción de este término abstracto, porque es más elocuente) que quedaron como remanentes de la erosión fluvial que habría degradado el fondo de la Depresión Oriental luego de su hundimiento. La mayoría de los geólogos considera que El Morro es un volcán actualmente muy degrado por erosión.
El mismo González Díaz señala que en su cima existe una caldera  de unos 4 Km. de diámetro, rodeada por aparatos volcánicos menores; aunque considera que el vulcanismo asociado a los mismos está sobreimpuesto a su primitivo monadnock. Inclusive este Geólogo menciona una secuencia posible de episodios geológicos diversos para explicar el origen de El Morro, incluyendo un fallamiento circular previo al vulcanismo; fallamiento que habría permitido la emisión posterior de lavas mesosilícicas.
Esta secuencia de episodios sería bastante rara, puesto que precisamente el fallamiento circular es una característica típica del hundimiento de cualquier cámara magmática volcánica; hundimiento ocurre luego de la emisión de lava que vacía la cámara magmática, dando lugar a la formación de la caldera. Asimismo la presencia de volcanes menores periféricos a una caldera, son característicos de un episodio magmático-volcánico posterior al hundimiento de una cámara magmática, con formación de una caldera.
Por último, en la Depresión Oriental se destacan los valles de los ríos Conlara y Quinto. El río Conlara corre inicialmente de Norte a Sur y luego tuerce su rumbo hacia el Norte. Algunos geólogos estiman que ello se debió al levantamiento de una dorsal durante el vulcanismo del Terciario, la cual impidió que ese río siguiera drenando hacia el Sur.
El río Quinto nace dentro de la Sierra de San Luís con rumbo Norte-Sur, torciendo hacia el Sud-Sudeste al alcanzar la Depresión Oriental. Según Pedro Criado Roque y colaboradores (1.981), en ese tramo el río refleja en superficie, un lineamiento estructural que estos investigadores denominaron Lineamiento del Río Quinto, el cual estaría activo desde el Triásico (Mesozoico temprano).

Sierra de San Luís

Como dijimos previamente, esta sierra es parte de la unidad morfoestructural denominada Sierras Pampeanas de Córdoba y San Luís. En ella y siempre de acuerdo a González Díaz,  se pueden diferenciar tres ambientes o elementos morfológicos.

a) El primero está constituido por una estructura de bloques con desplazamiento variado en tiempo y forma. Esta es característica del conjunto de las Sierras Pampeanas, con fallas principales de rumbo Norte-Sur, a lo largo de las cuales se produjo un movimiento de basculamiento, con ascenso del borde Occidental y descenso suave del borde Oriental. La escarpa de falla que marca el borde occidental de las Sierra de San Luís, se eleva unos 700 a 800 metros sobre la Depresión Central. Algunos geólogos como Pastore y Ruiz Huidobro (1.952), indicaron que esa falla tuvo un rechazo de unos 2.000 metros. Sobre esa escarpa aparecen las mayores alturas de la provincia de San Luís en los cerros Retama, Agua Hedionda, Ruidito, Tinaja, Barroso, Los Mellizos, etc.
Esto se aprecia muy bien en la zona de La Carolina(3). En este caso el borde oriental desciende suavemente y se pierde bajo los depósitos de pie de monte y loess que rellenan la Depresión Oriental. En esta sierra además hay  un sistema de fallas transversales a las primeras, de rumbo Este-Oeste, generando bloques menores con movimientos diferenciales y aparición de numerosas escarpas de falla.
b) El segundo ambiente morfológico, corresponde a vestigios de una antigua superficie regional de erosión, o peneplanicie, como corolario de un prolongado episodio de erosión fluvial que habría finalizado en el Terciario, previamente al Mioceno. Esta peneplanicie fue dislocada por movimientos posteriores vinculados a los episodios de compresión que dieron lugar al levantamiento de la Cordillera de Los Andes, los que ascendieron diferencialmente los distintos bloques. Remanentes de esa peneplanicie pueden observarse en la cima de algunos de esos bloques ascendidos. Inclusive sobre la pendiente oriental de la sierra, esos remanentes fueron dislocados por fallas menores de rumbo Norte-Sur, formando distintos escalones o “resaltos.”
c) El tercer elemento morfológico está conformado por los remanentes de aparatos volcánicos mesosilícicos del Terciario, los que aparecen hacia la parte media de las Sierra de San Luís. Estos “…se asemejan a necks…” (González Díaz, 1.981) y aparecen alineados sobre un rumbo ESE-ONO que une a El Morro con los cerros Del Rosario y Tiporco cerca de La Toma y con los volcanes que aparecen al Este de la Carolina, ya sobre la Sierra de San Luís (Cerros Largos; Cerros Bayos; Intihuasi, Sololosta, Tomolasta, etc.)
Estos “aparatos volcánicos” son el rasgo morfológico más destacable sobre la suave pendiente oriental de la Sierra de San Luís. En este caso son también notables los diques radiales a partir de los antiguos centros volcánicos. Las coladas de lava andesítica son de corto recorrido y los materiales piroclásticos solo aparecen en algunos cortes naturales del terreno. Según González Díaz, este no es un típico paisaje volcánico, puesto que ha sido muy modificado por erosión hídrica posterior.
La Sierra de San Luís se estrecha hacia el Sur y desaparece prácticamente sobre la misma ciudad de San Luís. Más al Sur aparecen algunos cerritos aislados, como de los Padres, Lince, Tala y Charlone, entre otros menores. La red de  drenaje tiene un marcado control estructural y los cursos de agua, de carácter permanente en la sierra, al salir a las depresiones se insumen rápidamente. Excepción de esto son los ríos Quinto y Conlara.

Depresión Longitudinal Central

Es un graben similar al de la Depresión Oriental, separando la Sierra de San Luís del Cordón de las Serranías Occidentales. De acuerdo al trabajo de Flores (1.980) presentado en el Segundo Simposio de Geología Regional Argentina, esta depresión y las sierras que la marginan por el Oeste (Cordón de las Serranías Occidentales de González Díaz), es parte de la Unidad Morfoestructural que Flores denominó Cuenca de San Luis.
Morfológicamente, esta depresión es mucho más compleja que la anterior, destacándose extensos abanicos aluviales de suave inclinación. Su eje  pasa por la línea de unión de Pampa de las Salinas por el Norte y Salinas del Bebedero por el Sur. Las respectivas cuencas de las mencionadas depresiones, de drenaje endorreico, están separadas por una divisoria de aguas superficial que se encuentra a la altura de la Sierra del Gigante. Esta divisoria es el reflejo superficial de una dorsal estructural profunda denominada Dorsal de San Pedro.
Hacia el Sur de esa divisoria, el drenaje es hacia Salinas del Bebedero a través del sistema fluvial Río Nogolí-Cañada de San Jerónimo-Cañada de Balde. González Díaz establece una cantidad de rasgos morfológicos menores que no detallaremos en este caso.

Cordón de las Serranías Occidentales

Esta es también parte de la Unidad Morfoestratural Cuenca de San Luís establecida por Fores (1.981).  desarrollándose entre los 32º y 34º 30´ Sur. González Díaz definió un Ambiente Septentrional, desarrollado desde el límite con San Juan hasta la latitud de Salinas del Bebedero y un Ambiente Austral, obviamente desarrollado al Sur del anterior.
En el primero aparecen las Sierras Guayaguas-Cantantal, Sierras de los Colorados, de las Quijadas, del Gigante, Cerrillada de las Cabras, Alto Pencoso y alguna otra. El conjunto de estas elevaciones tiene marcados rasgos de plegamiento. Guayaguas-Cantantal constituyen un anticlinal de rumbo general Norte-Sur. Las Quijadas sería un braquianticlinal o un domo. El Gigante también podría ser un domo y en su núcleo aflora el basamento cristalino. Esas tres sierras principales están separadas entre sí por lineamientos estructurales aproximadamente transversales al rumbo de las mismas.
En el Ambiente Austral se destaca el Cerro Varela, el cual responde al típico patrón estructural de las Sierras Pampeanas: escarpa abrupta al Oeste y suave pendiente hacia el Este. Aparecen muy pocos afloramientos más y González Díaz postula su posible continuación hacia el norte en las sierras menores que aparecen al Sur de la Sierra de San Luís y en esta misma sierra.
En este caso es válido acotar que desde el punto de vista estrictamente geológico, según Flores (1.981) en el subsuelo del Ambiente Austral están presentes los mismos elementos geológicos que en el Ambiente Septentrional de González Díaz. Dado que en este Ambiente Austral cobran gran importancia las geoformas de origen eólico, quizá debieran acotarse con más precisión los límites establecidos en el trabajo de este último. En particular para los depósitos eólicos del centro y sur de la provincia, como el mismo nos lo ha manifestado (Dr. E. F. González Díaz, comunicación personal).

Depresión Occidental y ambiente
de la cuenca Desaguadero-Salado


La misma separa el Cordón de las Serranías Occidentales de la unidad morfoestructural denominada Comarca Septentrional de Mendoza. Esta depresión se desarrolla fundamentalmente sobre el lineamiento estructural que Criado Roque y colaboradores (1.981) denominaron Lineamiento del Valle Fértil-Desaguadero.
Desde las Serranías Occidentales se desarrollan numerosos abanicos aluviales hacia esta depresión, por cuyo fondo se desarrolla el cauce del río Desaguadero. Desde el lado mendocino, los ríos Tunuyán, Atuel y Diamante también desarrollaron secuencias de enormes abanicos aluviales, los cuales en las imágenes satelitales aparecen como “empujando” en cauce del río Desaguadero hacia el Este.
Además de los sedimentos aluviales correspondientes, en esa depresión hay abundancia de sedimentos eólicos del Holoceno, fundamentalmente formando dunas menores. Asimismo es frecuente la aparición de pequeñas lagunas esporádicas entre los abanicos aluviales mayores.
Por último, a lo largo del río Desaguadero ha existido una serie de lagunas mayores, conocidas como Sistema de Guanacache, con agua proveniente de los deshielos de las altas cumbres de Mendoza y San Juan. Las más bajas del sistema, como la laguna Del Rosario, han sido desagotadas por la erosión retrocedente de este río.
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[*] Se encuentran en proceso de edición, fotografías ilustrativas de la Unidades Morfoestructurales de la provincia de San Luis.
(1) Cabe consignar que la provincia de San Luís tuvo desarrollo de agricultura con anterioridad a la provincia de Buenos Aires.
(2) Dada su elevada permeabilidad, estos sedimentos arenosos favorecen la infiltración, y dado además el clima semiárido regional, no existe desarrollo de  una red de drenaje superficial organizada. Ello permitió la formación de un acuífero freático importante, el cual mantiene activa la vegetación de monte, eminentemente freatófita, aún durante varios años de sequía. El desmonte de esas superficies para siembra de gramíneas, produjo la desprotección del suelo y fue el inicio de catástrofes erosivas como las ocurridas durante la década de 1930. Durante la misma, se estima que se desertificaron más de 6,500.000 de hectáreas.
(3) No consideramos apropiado el nombre de “loessoide” , por cuanto la terminación “oide” significa: “…semejante a…”; “…parecido a…”; “…falso…”. Esta terminación sería adecuada si la planicie estuviese conformada por sedimentos “semejantes a loess”, sin ser loess. Pero el mismo González Díaz definió a esos sedimentos como loess; por lo tanto sería más correcto denominarla planicie de loess, o planicie loéssica.
(4) Esto es característico de las Sierras Pampeanas.

domingo, 14 de noviembre de 2010

--- CAPÍTULO 7 (c)

CAPÍTULO 7 (c)
UNIDADES MORFOESTRUCTURALES
  
La evolución de cada sector de la corteza terrestre actual, ha sido diferente en función de su relación con cada uno de esos episodios de plegamientos previamente descriptos. De ese modo, en ellos aparecerán rasgos característicos que cobrarán una expresión morfológica particular. En suma, cada uno de ellos dará lugar a una Unidad Morfoestructural, de acuerdo a como las definimos previamente.

     
Unidades Morfoestructurales de Argentina
  
En función de lo expuesto y dada la importante extensión del territorio argentino, los estudios geológicos detallados han permitido distinguir por lo menos treinta y cuatro Unidades Morfoestructurales en el mismo (figura 7-8). Estas fueron descriptas detalladamente en el Segundo Simposio de Geología Regional Argentina (Acad. Nac. De Cs. De Córdoba, 1.980) y son los siguientes:

1. Puna
2. Cordillera Oriental
3. Sierras Subandinas
4. Llanura Chaco Pampeana
5. Mesopotamia
6. Sierras Pampeanas Noroccidentales (Salta, Tucumán, Catamarca, La Rioja y San Juan)
7. Sierras Pampeanas del Norte de Córdoba, Sur de Santiago del Estero, Borde Oriental de Catamarca y ángulo Sudeste de Tucumán.
8. Sistema del Famatina
9. Cordillera Frontal
10. Precordillera de La Rioja, San Juan y Mendoza
11. Cuenca Triásica de Ischigualasto-Villa Unión (La Rioja y San Juan)
12. Sierras Pampeanas de Córdoba y San Luís
13. Cordillera Principal
14. El Triásico del Valle del Río de Los Patos (San Juan)
15. Cuenca de San Luís
16. Comarca Septentrional de Mendoza
17. Subcuenca de Alvear (Mendoza)
18. Provincia Geológica Sanrafaelino-Pampeana
19. Cuenca del Salado
20. Sierras Septentrionales de Buenos Aires
21. Sierras Australes de Buenos Aires
22. Cuenca Neuquina
23. Cuenca del Colorado
24. Comarca Norpatagónica
25. Cordillera Neuquina
26. Cuenca de Ñirihuau-Ñorquinco-Cushamen
27. Cordillera Patagónica
28. Chubut Extraandino
29. Nesocratón del Deseado
30. Patagonia Austral Extraandina
31. Cordillera Fueguina
32. Islas Malvinas
33. Antártida Argentina e Islas del Atlántico Sur
34. Plataforma Continental Argentina
     
El estudio detallado de cada una de ellas, se hace en materias específicas durante la carrera de Geología en las distintas universidades de Argentina. En esta cátedra solo nos interesa dejar sentada la idea de que cada una de esas Unidades Morfoestructurales puede considerarse como una Macrogeoforma, en la cual percibiremos paisajes acordes con la particular evolución de sus elementos geológicos.

sábado, 13 de noviembre de 2010

--- CAPÍTULO 7 (b)

Apalaches (U.S.A.)
CAPÍTULO 7 (b)
Plegamientos Hercínicos

Entre esas antiguas cordilleras aparecen las correspondientes a los plegamientos denominados Hercínicos, ocurridos durante el Paleozoico Superior, entre 330 y 270 millones de años (Ma.) antes del presente. Las antiguas rocas afectadas por los plegamientos Hercínicos han sido profundamente erosionadas y en muchos casos también han sido metamorfizadas. Posteriormente, parte de ellas fueron afectadas por las fuerzas compresivas del plegamiento Alpino, sufriendo intensa reactivación.
Como podemos ver en la figura 7-4, a lo largo de las tres Américas y de Norte a Sur, los plegamientos Hercínicos están representados en la Cadena Innuitiana, que atraviesa el Norte de Canadá de Oeste a Este. Aparece en la cadena Ouachita-Apalaches, que atraviesa los Estados Unidos de Norte América de Oeste (México/California) a Este. (la ilustración de la izquierda corresponde a una imagen satelital - NASA - de los Apalaches en -Virginia, USA)  También aparece en los Andes Centrales a la altura de Ecuador y aparece en las Sierras Australes de la provincia de Buenos Aires y en el Noroeste y Sudoeste patagónico, como ya veremos con más detalle.
También aparecen en el Noreste de África y también aparecen en la Cadena de El Cabo, en Sudáfrica, como continuación de las Sierras Australes bonaerenses. Aparecen también cruzando Australia de Sur a Norte sobre su margen oriental. En Europa aparecen de Oeste a Este, desde la Meseta española, pasando por las Ardenas y Bohemia hasta el Donetz.
En Asia aparecen como continuación de la cadena europea hacia el Este, pasando por Tien Shan, Altai/Altintagt, dividiéndose una rama hacia el Noreste, hacia Mongolia, otra hacia el Sudeste (cadena Annamita) y siguiendo otra hacia el este (Cadena de China Central). También aparecen, desde el centro de esta cadena Asiático-Europea hacia el norte nacen los Urales y se continúan en Nueva Zembla y Taimyr, ya en Siberia. Por último, también están representados en Australia.
     
Plegamientos Caledónicos
     
Con anterioridad al episodio de compresión de la corteza terrestre que dio lugar al surgimiento de las cordilleras hercínicas, durante el Paleozoico Inferior ocurrió otro episodio similar, desarrollado entre 480 y 400 Ma., desde el Ordovícico medio hasta el Devónico. En todos los casos estos plegamientos fueron reactivados por los plegamientos Hercínicos.
Estas cordilleras (figura 7-5) están bien representadas en la costa oriental y Norte de Groenlandia, en los Apalaches del Este de U. S. A. En Europa aparecen en Escocia y hasta el extremo Norte de Escandinavia. En Asia se desarrollan de Oeste a Este desde Kazajstán hasta Mongolia. También aparecen en China, en Australia, en Antártida y en las Sierras Australes de la provincia de Buenos Aires.

Plegamientos Precámbricos

Respecto a los plegamientos ocurridos durante el Precámbrico, la ubicación cronológica de los mismos se complica, puesto que dada su gran antigüedad, las rocas  desde ese entonces han experimentado intenso metamorfismo. Y ese metamorfismo ha enmascarado gran parte, sino todos sus rasgos distintivos iniciales. En principio (figura 7-6 y figura 7-7) se han distinguido al menos los siguientes plegamientos:

* Cadena Fini-Precámbrica. Formada entre 550 y 650 Ma., denominada Baikálica (en Asia), Cadómica (en Bretaña) o Panafricana.

* Cadena de Greenville. En Canadá, bien representada en el Escudo Canadiense, formada entre 950 y 1.100 Ma.

* Cadenas más antiguas. Hasta el momento de escribirse las fuentes consultadas, se conocían por lo menos 6 cadenas más, originadas en: 1.400, 1.700, 2.000, 2.700 y 3.100 millones de años. Estas serían algunas de las cadenas que en Sudamérica están representadas por las rocas precámbricas de las Sierras Pampeanas, por el Escudo de Brasil y sus afloramientos más australes, como los de la isla Martín García y las Sierras Septentrionales Bonaerenses (Tandilia).

Todas ellas actualmente están siendo estudiadas desde diferentes puntos de vista. Fundamentalmente para reconocer como ocurrieron sus plegamientos, puesto que no es del todo seguro que pudieran haberse formado como las cadenas Terciarias.
Es importante señalar que de episodios de deriva continental anteriores al presente, no se conservan restos de ninguna placa oceánica vinculados a esos plegamientos. Las mismas debieron ser totalmente subductadas al final de cada episodio. Todos los fondos oceánicos actuales se han creado a partir del actual episodio de deriva continental. Por lo tanto, el estudio de esas cadenas antiguas es el único medio para reconocer la evolución más antigua del planeta.

domingo, 7 de noviembre de 2010

--- CAPÍTULO 7 (a)

CAPÍTULO 7 (a)
GEOFORMAS DE MACROESCALA:
UNIDADES MORFOESTRUCTURALES

 Dedicado a: Dr. Pablo Groeber




Fotografía satelital: Andes
de la Puna - (NASA)

“…En una época en que las Ciencias de la Tierra sufren una verdadera revolución, debida a la teoría de la Tectónica de Placas, el estudio de las deformaciones de la corteza terrestre adquiere cada día más importancia.” M. Mattauer, en: “Las deformaciones de los materiales de la Corteza Terrestre” - 1.976 - Ed. Omega)

Índice del Capítulo 7

- Introducción
- Cordilleras modernas y Cordilleras antiguas
- - Plegamientos Alpinos
- - - Etapas de evolución de los plegamientos Alpinos
- - - - Etapa de Sedimentación
- - - - Etapas de compresión
- - - - Etapa de destrucción
- - Plegamientos Hercínicos
- - Plegamientos Caledónicos
- - Plegamientos Precámbricos
- - - Cadena Fini-Precámbrica
- - - Cadena de Greenville
- - - Cadenas más antiguas
- Unidades Morfoestructurales
- - Unidades Morfoestructurales de Argentina
- - Ejemplo de unidades morfoestructurales: Geomorfología de San Luís
- - - Planicie medanosa
- - - Depresión Oriental
- - - Sierra de San Luís
- - - Depresión Longitudinal Central
- - - Cordón de las Serranías Occidentales
- - - Depresión Occidental y ambiente de la cuenca Desaguadero-Salado

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INTRODUCCIÓN

En el capítulo 6 presentamos(1) las unidades geomorfológicas más grandes de la corteza terrestre, a las cuales por su escala continental definimos como megageoformas. Estas se originaron debido a la evolución de las placas litosféricas  (o placas tectónicas). En este capítulo reduciremos el ámbito de percepción a una escala de mayor detalle, aunque aún de no tanto detalle como para individualizar a cada geoforma integrante de un paisaje.
Así veremos que dentro de cada continente podemos diferenciar distintos rasgos geomorfológicos de grandes dimensiones. Estas pueden ser regiones de montañas, frecuentemente separadas por regiones de llanuras; amplias regiones de mesetas; extensas llanuras en las cuales a veces pueden destacarse serranías. En fin, una cantidad de expresiones geomorfológicas diferenciables unas de otras, a veces alcanzando varios centenares de kilómetros de extensión.
A esas unidades geomorfológicas mayores las denominaremos Unidades Morfoestructurales (o Regiones Morfoestructurales, como también suelen llamarse.) A las mismas podemos definirlas como porciones importantes de la corteza terrestre, en las que la historia geológica ha sido la misma y la expresión morfológica de esa historia es relativamente homogénea.
Cuando decimos historia geológica, hacemos referencia a la suma de los procesos geológicos que caracterizaron la evolución geológica de esa región. De acuerdo a lo que vimos en el capítulo anterior cuando hablamos de Tectónica Global, las placas litosféricas que integran la corteza terrestre (figura 94), tienen actividad tectónica particularmente importante sobre sus bordes activos; o sea sobre sus bordes de avance y choque de unas contra otras. Y esa actividad tectónica, salvo cuando su energía se disipa en sismos o en volcanes, no es fácilmente perceptible.
En una aproximación inicial, la corteza terrestre da la impresión de ser muy estable. Pero generalmente esa suele ser una percepción errónea. Aún en regiones aparentemente estables, los relevamientos topográficos detallados suelen evidenciar deformaciones de la corteza terrestre que pueden alcanzar el orden de milímetros y hasta de centímetros por año. Estas deformaciones, hablando en términos de tiempo geológico, son importantísimas; porque, por ejemplo, un ascenso de un milímetro por año, en un millón de años significará un levantamiento de 1 kilómetro.
Estos movimientos han existido desde que la Tierra existe como planeta  sólido, y han caracterizado la evolución de la corteza terrestre a lo largo de cada uno de los episodios de deriva continental y choque de placas que se han sucedido desde el Precámbrico. Como consecuencia de esos movimientos, los cuales durante algunos lapsos geológicos son más intensos que durante otros, en toda la extensión del planeta y en diferentes momentos, se han ido formando y destruyendo distintas cordilleras, como veremos seguidamente.

CORDILLERAS MODERNAS
Y CORDILLERAS ANTIGUAS

Las cordilleras presentes sobre los bordes de choque de las actuales placas continentales, comenzaron a levantarse durante el Terciario y se las conoce como cordilleras de Tipo Alpino (figura 7-1), como veremos. Pero con anterioridad, existieron otros episodios de plegamiento, los que en su momento también generaron importantes cordilleras. Estas se formaron en varias oportunidades durante la historia geológica del planeta (o al menos durante los últimos 3.000 millones de años).
Los procesos que originaron esos plegamientos no ocurrieron de modo continuo, sino que acaecieron durante determinados episodios caracterizados por dominancia de fuerzas compresivas. Teniendo en cuenta las cadenas originadas durante el Precámbrico, existiría por lo menos una docena de cadenas de desarrollo mundial.
     
Plegamientos Alpinos

Llamamos plegamientos Alpinos, a los ocurridos en los últimos 200 millones de años y en algunos casos, en los últimos 100 millones de años. Los mismos aparecen sobre algunas de las actuales placas corticales (figura 7-1). En esa escala aparecen dos grandes cadenas:

* Cadenas peri-pacíficas (figura 7-2), ubicadas en los bordes de choque de placas continentales con placas oceánicas.

* Cadenas mesógenas, ubicadas en áreas de choque de dos placas continentales, en sus dos variables principales:

a) Hundimiento de una placa bajo la otra (caso del Himalaya).
b) “Aplastamiento” o plegamiento más o menos simétrico de los bordes de choque de ambas placas continentales.

Ello permitiría clasificar las cordilleras en peri-oceánicas y bi-continentales. Aunque tal clasificación solo sirve para emplearse a escala global. En escalas menores, del orden de miles de Km., pueden hacerse algunas diferenciaciones adicionales. Por ejemplo, en el caso de las cadenas peri-oceánicas, estas diferenciaciones están vinculadas al modo de hundimiento de la corteza oceánica. Porque este hundimiento no ocurre de la misma manera en el choque de la placa Pacífica con América (donde se generan los Andes), comparado con el choque con la placa Indica (donde se generan varios arcos de islas). No obstante, todas las cadenas peri-oceánicas están vinculadas a fosas oceánicas muy profundas, debido a su relación con las zonas de subducción.
En el caso de las cadenas bi-continentales y también en escalas de miles de Km., la compresión se resuelve en una serie de zonas plegadas y sin plegar. Así aparecen cadenas intra-continentales como los Pirineos (figura 7-3), entre España y Francia, y Tien Shan (esta última en China, Kazajstán y Kirgistán). En otras partes, entre las cadenas pueden aparecer zonas oceánicas menores como el Mediterráneo.
Por último aparecen también cadenas bi-continentales mucho más complejas, como las Béticas sobre la costa sur de España (figura 7-3); los Cárpatos, sobre el este europeo; o el enlace entre las cadenas del Himalaya y la Birmana. Eso permite inferir que en estos casos el origen no ha sido el simple choque de dos placas, sino que es posible distinguir toda una serie de placas menores, o secundarias, con desplazamientos diferenciales que han complicado la dirección de los movimientos compresivos. En suma, en el caso de las cadenas bi-continentales, los movimientos del manto han sido mucho más complejos que en el caso de las cadenas peri-oceánicas.

Etapas de evolución de los plegamientos Alpinos

La evolución de los plegamientos Alpinos (y de todos los otros plegamientos que hubo sobre la superficie del planeta), ocurrió en varias etapas que se sucedieron a lo largo de un prolongado tiempo geológico. Cada una comenzó con una prolongada etapa de sedimentación, prosiguió con una etapa de compresión y levantamiento y finalizó con una etapa de destrucción.

Etapa de Sedimentación. Ocurre durante largo tiempo (puede haber sido superior a 100 millones de años), a veces acumulándose más de 10 Km. de espesor de sedimentos en una cuenca formada por distensión, sobre una placa continental. Frecuentemente esta cuenca de distensión es tan importante, que da lugar a la formación de un océano. Esta cuenca es de gran dimensión y tiene el aspecto de un enorme sinclinal de sedimentos, por lo cual se la denomina geosinclinal. Este nombre perdura desde antes de ser aceptada la deriva continental.

Etapas de compresión. Generalmente la compresión ocurre en varias etapas, o fases. Cada una genera el plegamiento de una parte de la cuenca sedimentaria. Durante su ocurrencia, los sedimentos del geosinclinal, además de plegarse, ascienden convirtiéndose en una zona elevada. Su duración es relativamente breve, comparada con la duración de la sedimentación y dura unos 10 millones de años. Como cada fase de compresión no afecta a toda la cadena, es frecuente que una parte de la misma se esté plegando, mientras en otra parte prosiga la sedimentación.
Luego de cada fase de compresión y más raramente durante las mismas fases, es frecuente la actividad magmática, generando cuerpos intrusivos. Asimismo suele existir metamorfismo. A veces puede medirse el acortamiento de la corteza terrestre debido a las fuerzas compresivas, el cual puede alcanzar centenares de Km. Se ha demostrado que el valor del acortamiento producido por el plegamiento, es muy inferior al desplazamiento de las placas que lo originaron. Mattauer menciona casos de 100 km. de acortamiento de la corteza terrestre por plegamiento; pero para ello las placas se han desplazado 1000 Km.; de allí concluye que han desaparecido 900 Km. de corteza durante el proceso de subducción.

Etapa de destrucción. Muy pronto las elevaciones que aparecen durante la etapa de plegamiento, son atacadas por meteorización y erosión y en superficie van apareciendo rocas que se han deformado cada vez a mayores profundidades. Por su parte la descarga de peso que significa la pérdida de sedimentos por erosión, genera una elevación suplementaria por ajuste isostático, la cual retroalimenta los procesos erosivos.
Continua...

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(1) Los capítulos 5 y 6 están en proceso de edición de detalle. Para no perder continuidad con la labor en el Grupo, proseguimos con el Capítulo 7, el cual está editado. Gracias!