--- CAPÍTULO 8 (h)

Isla Onekotan

CAPÍTULO 8 (h)

DIFERENCIACIÓN DE ZONAS VOLCÁNICAS SOBRE LA TIERRA

Los esfuerzos compresivos del borde de choque de una placa continental a la deriva (figura 8-43), pliegan y fracturan sus sedimentos y rocas y además promueven el ascenso continuo de las mismas. Este ascenso a su vez intensifica sobre ellas el desequilibrio gravitatorio,  por lo tanto se intensifican los procesos erosivos y en consecuencia el paisaje se rejuvenece. Esos procesos erosivos generan gran cantidad de sedimentos, los cuales son transportados fundamentalmente por los procesos hídricos hacia ambos lados del área ascendida. Los sedimentos que son transportados hacia el borde de choque de las placas, se depositan en la fosa oceánica allí generada. A medida que la placa oceánica va subductándose(1) bajo la placa continental, arrastra consigo parte de esos sedimentos y los incorpora al ámbito de los procesos endógenos.
Esos sedimentos  subductados, son ricos en minerales oxidados (principalmente sílice) y en agua.  La presencia de agua disminuye el punto de fusión y favorece que esos minerales oxidados se fundan y mezclen con material del manto terrestre, formando magma.  Pero ese magma ya no tiene la composición química del manto (de carácter básico, o simaico), pues se ha enriquecido relativamente en sílice y otros compuestos oxidados, a partir de los sedimentos subductados.
A lo largo de esa zona de choque de dimensiones continentales (figura 8-31), los esfuerzos compresivos que se generan y la energía acumulada tienen que ser enormes. La liberación de esa energía es la que produce sismos casi de continuo. Por su parte, a través de las múltiples fracturas que se generan debido a esa liberación de esfuerzos, asciende el magma desde el interior del planeta, generando erupciones volcánicas.
De ese modo, el vulcanismo que existe en las regiones de choque entre una placa continental y una placa oceánica, se caracteriza por sus rocas  ígneas de carácter químico intermedio entre siálicas, típicas de lasp lacas continentales, y las simaicas, típicas de las placas oceánicas. Por su contenido en sílice, esas rocas son reconocidas como mesosilícicas, o intermedias. Un típico exponente de rocas volcánicas mesosilícicas es la Andesita, precisamente denominada así por ser típica de las erupciones volcánicas que caracterizaron al levantamiento de la Cordillera de los Andes durante el Terciario.
Por su parte allí donde colisionan los márgenes de dos placas de origen oceánico, dado que ambas tienen la misma composición litológica básica, dada la mayor densidad de ambas, ocurre un fenómeno diferente. Allí el proceso de subducción tiende a ser más intenso, debido a esa mayor densidad de ambas placas. Por tal razón, en esas regiones ocurren procesos especiales de subducción, muy intensos. Allí se generan las fosas oceánicas más profundas del planeta; algunas de ellas superando los 10 Km. bajo el nivel del océano. Es normal que estas fosas tengan forma de una muy amplia curva, del orden de miles de Km. de longitud.
En este caso también son subductados sedimentos ricos en minerales oxidados y en agua. Ello contribuye a que ocurra un proceso similar al que ocurre en el caso del choque de una placa continental con una oceánica:  la presencia de agua disminuye el punto de fusión, favorece que los minerales oxidados se fundan y mezclen con material del manto terrestre y formen magmas mesosilícicos. El ascenso de estos magmas  hasta la superficie terrestre genera erupciones volcánicas de carácter andesítico.
 Este vulcanismo ocurre a lo largo de los márgenes de las fosas oceánicas y al aparecer esos volcanes en superficie, forman archipiélagos en forma de arco, conocidos con el nombre de arcos de islas. Los arcos de islas son característicos de las costas occidentales del Océano Pacífico, como el caso de Hawai (Islas Sandwich), las Filipinas, las islas de Japón y las islas Kuriles (figura 8-44), entre otros tantos.
Casos notables son las islas Aleutianas, que ya mencionamos previamente (figura 8-40). En éstas hay 41 volcanes que tuvieron erupción en tiempos históricos. Por su parte en las Kuriles, que son la continuación entre la península de Kamchatka y la isla japonesa de Hokkaido, hay más de 100 volcanes. Por lo menos 38 de ellos tienen actividad periódica, destacándose el Alaid(2), con más de 2.300 metros de altura.
Por su parte se comprobó que en las cordilleras centro oceánicas el material que fluye desde el interior del planeta es material químicamente típico del manto terrestre, esencialmente deficitario en sílice y por lo tanto constituyendo rocas básicas (basaltos). Por ello los volcanes característicos de estas cordilleras están esencialmente compuestos por basaltos. Tal es por ejemplo, el caso de los volcanes de Islandia, Islas Azores, Islas Canarias e Islas de Cabo Verde (todas sobre la cordillera Centro Atlántica).
De todos modos, ello no significa que en los bordes de choque de placas no puedan existir volcanes basálticos. Por el contrario, estos han sido muy importantes a lo largo de la evolución de los actuales continentes a la deriva. En particular el vulcanismo basáltico fue muy importante en estadios tempranos del actual proceso de deriva continental, cuando la subducción aún no había transportado ingentes cantidades de minerales oxidados hacia el interior del planeta. Minerales que al fundirse, dieron lugar a la formación de magmas meso-silícicos (andesíticos) y ácidos (graníticos), como explicamos previamente.
Asimismo existen otras áreas continentales, en las cuales son frecuentes las erupciones volcánicas, aunque aparentemente no son áreas de límites de placas. Tal es el caso del centro-este de África (figura 8-45), donde el vulcanismo es notablemente activo. A tal punto que como vimos previamente, en el año 2.002 la ciudad de Goma fue seriamente afectada por una erupción. ¿Qué ocurre en este caso? Ocurre que aquí la corteza terrestre se está fracturando y abriendo, de modo similar a como lo hizo originalmente el Pangea para dar lugar a la formación del Océano Atlántico.
Cuando hablamos de Tectónica Global, señalamos que el Mar Rojo es una zona de fracturas de la corteza terrestre, o "rift", similar al que dio lugar a la cordillera centro atlántica. A partir de ese rift, la Península Arábiga como placa cortical a la deriva, tiene un movimiento de rotación hacia el Este-Noreste, sobre un punto imaginario ubicado cerca de la  peninsula de Sinaí (figura 8-12). Desde el mismo punto, África gira en sentido contrario y se separa de la Península Arábiga (figura 8-45).
Ese rift que origina en Mar Rojo, se prolonga hacia el sur y penetra dentro del continente africano por el este, aproximadamente a la altura de Etiopía. En ese país hay una región extremadamente activa desde el punto de vista tectonico y volcánico; región a la que Aroun Tazzief, a quien dedicamos este capítulo, denominó "Triángulo Afar." Así entonces, esta porción del continente africano se encuentra en distensión. Se está fracturando y a lo largo de esas fracturas, se están hundiendo grandes bloques corticales, los que generan una serie de depresiones  tectónicas (también denominadas graven, de acuerdo a la terminología alemana). Estas tienen orientación aproximada Norte-Sur. En ellas se encuentran los más notables lagos africanos, como el Alberto, Eduardo, Kivu y Tanganyka, o  Tanganica (mencionados de norte a sur - figura 8-46). En sus márgenes es frecuente la aparición de volcanes, como los mencionados Nyragongo y Nyamulagira (figuras 8-37 y 8-38).  Asimismo existen depresiones tectónicas secundarias que también alojan lagos importantes y con vulcanismo importante a lo largo de, por lo menos, el Pleistoceno y Holoceno. Véase en las figuras 8-47  y 8-48, la gran caldera del volcán Ngorongoro y otras calderas menores, asociadas a la depresión tectónica en la que se encuentra el lago Eyasi, ambos ya en Tanzania. En este punto, es válido recordar que la montaña más elevada del África es un volcán, el Kilimanjaro; también está en Tanzania y ubicado sobre esta misma región de distensión de la corteza terrestre.
Continua...

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(1) Término relacionado al proceso de subducción, previamente definido.
(2) No confundir con la isla Alaid, en el extremo occidental de las islas Aleutianas.

--- CAPÍTULO 8 (g)

Santa Helena, 1.980

CAPÍTULO 8 (g)

FRECUENCIA

DE LA ACTIVIDAD VOLCÁNICA

EN EL PLANETA

Quien no conozca el tema, podría suponer que la actividad de los volcanes sobre la superficie  de la Tierra es un proceso poco frecuente, pero no es así. Es habitual que haya varios volcanes simultáneamente activos alrededor del planeta(1). Por ejemplo, al momento de escribir estos apuntes (2.004) y durante lo que había transcurrido de ese año, por lo menos habían tenido erupciones los siguientes volcanes:
     
1 – 14 de Enero. – Volcán Tungurahua, Ecuador. Este, con 5.023 metros de altura, es llamado el Negro Gigante, por sus flancos cubiertos de lava oscura. En realidad este volcán  comenzó a emitir vapor, cenizas y humo hacia el final de Diciembre del año 2.003 y continuó haciéndolo hasta la tercera semana de enero del año 2.004. En la figura 8-35 se ve claramente su pluma de cenizas, dentro del óvalo verde. También se observan restos de otra “pluma” (dentro del óvalo rojo), la que podría corresponder al volcán Sangay, mayor que el Tungurahua, para el cual se reportó la emisión de cenizas en esos días.

2 – 21 de Enero – Klyuchevskaya Sopka (el mayor volcán de la península rusa de Kamchatka) y sus volcanes vecinos Shiveluch y Bezymianny.

3 – 23 de Febrero – Monte Belinda, en la isla Jorge de las islas Sandwich del Atlántico Sur. No había tenido erupciones en tiempos históricos.

4 –  4 de Marzo – Volcán Soufriere Hills, en la isla de Montserrat (Caribe).

5 –  9 de Mayo – Volcan Shiveluch en el Este Ruso, con erupción explosiva.

6 – 15 de Mayo – Volcán Ambrym en la isla Vanuatu del Pacifico.

7 – 25 de Mayo - Volcanes Nyamulagira y Nyiragongo, en el este de la República Democrática del Congo, cerca cerca de su límite con Rwanda y contiguos al lago Kivu.  El Nyamulagira (figura 8-36), de 3.053 metros de altura, entró en erupción el 26 de Julio del 2.002, emitiendo lava y lanzando al aire una gran pluma de vapor, cenizas y dióxido de azufre. Otro volcán más pequeño y más violento que su vecino, el Nyiragongo (figura 8-37), está muy cerca del anterior. Este ya se había reactivado el  18 de enero del 2.002, cuando sus flujos de lava cruzaron y arrasaron parte de la ciudad de Goma cobrando muchas víctimas.


8 – 12 de Julio – El Nyiragongo siguió emitiendo vapor. Este es el inferior de los dos volcanes mayores de la figura 8-38, con su cráter color rojo. El otro es el Nyamulagira. El cráter de este volcán mantiene un lago de lava fundida, el cual desborda cada tanto, como  lo hizo en 1.977, también matando numerosas personas y destruyendo varios pueblos. Como dijimos, aún este año (2.004) estaba emitiendo cenizas.

9 –  4 de Septiembre – Monte Egon, en la isla de Flores, Indonesia. 

LOCALIZACIÓN DE LOS VOLCANES
SOBRE EL PLANETA

Desde que los estudios geológicos cobraron dimensión global, se percibió que la gran mayoría de los volcanes, se agrupaba a lo largo de dos zonas muy características: o bien ocurrían sobre las cordilleras centro-oceánicas (a las cuales se conocía desde los primeros relevamientos del fondo oceánico, aunque no se comprendía su significado); o bien ocurrían llamativamente alrededor de todas las costas del Océano Pacífico (ver figura 8-39).
Esto último era característico tanto a lo largo de las tres Américas, como sobre las costas pacíficas de Asia. Especialmente notable era el vulcanismo en todos los llamados arcos de islas característicos del Pacífico Occidental. A tal punto que por ejemplo en el arco formado por las islas Aleutianas desde Anchorage en Alaska, hasta cerca de Kamchatka en la Rusia oriental, existen por lo menos cuarenta y un volcanes que han tenido actividad en tiempos históricos (figura 8-40).
Asimismo al perfeccionarse los estudios sísmicos, pudo comprobarse que sobre esas mismas regiones del planeta no solo ocurría la mayoría de las erupciones volcánicas, sino que también sobre ellas se agrupaba la mayoría de los sismos importantes. A ambos hechos no se les encontró explicación hasta que el desarrollo y posterior comprobación de la Teoría de Placas,  demostró que realmente los continentes eran porciones de la corteza terrestre que se encontraban a la deriva, tal como desarrollamos ya en el capítulo 6 [EL CAPÍTULO 6 AÚN SE ENCUENTRA EN PREPARACIÓN].
A cada porción de la corteza terrestre a la deriva, se la denominó placa cortical. Y avanzando los estudios, tomó cuerpo una nueva disciplina que pasó a llamarse Tectónica de Placas.  Los estudios diferenciaron la existencia de dos tipos de placas corticales. Existen placas compuestas por material Siálico, esto es, predominantemente integradas por rocas graníticas, con sus sedimentos y metamorfitas derivadas. Además existen placas compuestas por material esencialmente pobre en Aluminio y Sílice, aunque abundante en Magnesio (material Simaico) de constitución basáltica. Las primeras, de menor densidad, constituyen los continentes y las segundas, más densas, constituyen el fondo de los océanos.
¿Qué era lo que ocurría en las dos zonas que mencionamos previamente, para generar volcanes y sismos? En primer lugar, se comprobó que ambas zonas constituían límites netos entre placas corticales contiguas (figura 8-41). Por un lado se comprobó que en las cordilleras centro oceánicas (figura 8-42 y figura 8-43), el fondo oceánico se está abriendo de continuo y por esa apertura (mundialmente conocida por su nombre en inglés: rift) surge material fundido del manto a modo de erupciones volcánicas, formando las propias cordilleras centro oceánicas. Allí se está generando corteza oceánica nueva y se separan los bordes  del rift, como parte de dos placas oceánicas (simaicas) diferentes (ver figura 8-42).
Asimismo las diferentes tensiones ocurridas a lo largo de esos rift y en especial las tensiones adicionales derivadas de la fuerza de Coriolis (fuerza generada por la rotación terrestre) y del acortamiento del radio terrestre hacia mayores latitudes, se resuelven con la formación de importantes fallas de rumbo en la corteza terrestre, las que son perpendiculares al rift y se denominan fallas de transformación (figura 8-42). Y precisamente el movimiento de esas fallas, continuamente genera sismos de diferente magnitud.
También se comprobó que sobre los bordes de choque de una placa de carácter oceánico (simaico, más densa) con una placa continental (siálica, de menor densidad), la placa continental tiende a montarse sobre la placa de carácter oceánico, más densa, la cual por su parte tiende a hundirse. Por un lado ese hundimiento, al cual se ha denominado subducción, genera una fosa oceánica profunda a lo largo del borde de choque de ambas placas. Por otro lado la energía del choque produce compresiones enormes sobre la placa continental; compresiones que periódicamente liberan los esfuerzos acumulados, generando sismos.
Continua...

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(1) En el momento de subir esta presentación al blog (mediados de Diciembre del 2.010, Nuno Fonseca - facebook.com/netuseraz - integrante del grupo Geomorfología Para Todos de Facebook, acaba de subir un enlace de un periódico de Portugal, donde el Serviço Regional de Protecção Civil dos Açores (SRPCBA) pronostica una erupción volcánica submarina próxima a las islas Azores, "a mais de 100 quilómetros ilhas mais próximas - Flores, Corvo, Faial e Graciosa - e a profundidades que vão dos 800 aos 2 000 metros", como señala DN Portugal (ver enlace al final de esta página).

 http://dn.sapo.pt/inicio/portugal/interior.aspx?content_id=1737483

--- CAPÍTULO 8 (f)

Cuello volcánico (Patagonia)

CAPÍTULO 8 (f)

VULCANISMO Y VOLCANES

 [CAPÍTULO 8 - Segunda parte]

Dedicado a: Haroun Tazieff

 

“…este Cosmos, el mismo para todos, no fue creado por ninguno de los dioses ni por los hombres sino que ha sido siempre, es y será eterno fuego que se enciende según medida y se apaga según medida.” (Heráclito de Éfeso)

Índice del Capítulo 8, Segunda Parte

- Introducción
- Qué es un Volcán
- Localización de los volcanes sobre el planeta
- Diferenciación de zonas volcánicas
- Tipos de volcanes
- - Volcanes en escudo, o Tipo Hawaiiano
- - Otras erupciones básicas: Mesetas basálticas
- - Volcanes compuestos, o tipo Etna y Vesuvio
- - Volcanes explosivos
- - - Estrómboli
- - -Vulcano
- - -Tamboro y Krakatoa
- - - Monte Pelée
- - Otras erupciones ácidas
- - - Ignimbritas, o “riadas de ceniza”
- - - Agujas y cúpulas
- - Otras geoformas volcánicas
- - - Riadas de barro (lahar, o lahares)
- Otras manifestaciones volcánicas
- - Solfataras; fumarolas; aguas termales

INTRODUCCIÓN

Cuando en el Capítulo 3 describimos el balance de energía que moviliza los procesos ocurridos en el Sistema Exógeno Terrestre (SET), mencionamos que la mayor parte de la misma proviene del Sol (energía radiante solar, o ERS). También recordamos que el resto de la energía que promueve los procesos exógenos es energía interna terrestre (EIT).
En primer lugar entre la EIT, está el calor liberado por el rozamiento entre sí, de las partículas litosféricas debido a la atracción gravitatoria del planeta. Este rozamiento ocurre porque la fuerza gravitatoria atrae a todas esas partículas hacia el centro de gravedad del planeta. La magnitud del calor así producido se estima en 36 x 10 a la 17 Kilocalorías/año (1).
El segundo lugar lo ocupa el calor liberado por el proceso de desintegración atómica de elementos radioactivos, con 43 x 10 a la 16 Kcal./año. En tercer lugar está el calor que se desprende de las partículas terrestres, ante la continua atracción gravitatoria que ejerce sobre ellas la Luna y el Sol (mareas luni-solares semidiarias.) Este calor se estima en 28 x 10 a la 16 Kcal./año.
Así y según Riabchikov (1.976), el total de la EIT asciende a 43,1 x 10 a la 17 Kcal./año. Dijimos también que esta cantidad es unas 300 veces menor que la ERS llegada anualmente al SET y 200 veces menor que la cantidad de ERS aprovechada en los procesos del mismo. De toda esa EIT, solo 1/23% se libera al SET por distintos medios. Esto significa unas 5.000 veces menos que la ERS recibida por éste. El resto de la misma es la que mantiene elevada la temperatura del núcleo y del manto terrestres. Y es suficiente como para activar los procesos endógenos que impulsan la movilidad de los mismos y de las placas corticales.
No consideramos en esa cantidad de calor, la energía que liberan los minerales oxidados que se formaron en la superficie de la Tierra durante ciclos  geológicos pasados,  como también vimos en el capítulo 3.  Porque la misma no es otra cosa que energía solar transformada y acumulada en los enlaces químicos de los elementos que constituyen esos minerales. De todos modos, esos minerales oxidados se reintegran a los procesos endógenos al ser subductados al interior del planeta a lo largo de alguna zona de subducción. Y ya en el manto terrestre, la alta temperatura del mismo los funde, liberando la energía de sus enlaces químicos, la cual aporta más calor aún a los procesos endógenos.
Como producto de toda esa cantidad de calor, las rocas del manto terrestre se encuentran a elevada temperatura, en estado viscoso. En algunos lugares focalizados del manto, ese material alcanza el estado de fusión y por ello tiene menor viscosidad, constituyendo una masa denominada magma(2). De acuerdo a experiencias de laboratorio, el material del manto lograría la fusión total en presencia de agua. Porque a las enormes presiones que existen en el manto, la presencia de agua hace descender el punto de fusión de las rocas. Por otra parte la misma presencia de agua fluidificaría más el magma y le permitiría más movilidad.
Los lugares de la corteza terrestre donde se dan las mejores condiciones como para que el manto incorpore agua, es a lo largo de las zonas de subducción de placas (figura 8-31). Por un lado allí son subductados sedimentos con sus poros saturados en agua y por otro lado también son subductados muchos minerales, como las arcillas, que poseen una importante cantidad de agua en su composición química. Cuando esos materiales alcanzan las temperaturas del manto, liberan el agua, la que facilita el proceso de fusión total de las rocas. Esta idea es coherente con el hecho de que las principales manifestaciones magmáticas ocurren a lo largo de las zonas de choques de placas corticales.
Cuando el magma asciende debido a que su densidad es menor que la de las rocas del entorno, penetra en algunos lugares de la corteza terrestre donde normalmente pierde temperatura y cristaliza, formando rocas que se conocen con el nombre de rocas ígneas. En los casos en que tal enfriamiento ocurra en el interior de la corteza terrestre, a las rocas así formadas, se las denomina rocas ígneas plutónicas(3.) En los casos en que tal enfriamiento ocurra en la superficie del planeta, a las rocas así formadas, se las denomina rocas ígneas volcánicas.
La formación de rocas ígneas plutónicas en si misma, escapa al ámbito de la Geomorfología. Salvo cuando al emplazarse esas rocas, indirectamente puedan producir un combamiento o ascenso de la superficie terrestre. Estas rocas solamente podrán aparecer sobre la superficie del planeta constituyendo geoformas características, cuando por un proceso endógeno posterior sean elevadas y queden a merced de los procesos erosivos que las puedan poner al descubierto.
Por el contrario, la formación de rocas ígneas volcánicas por si misma, constituye geoformas características: los volcanes(4), cuya evolución puede derivar a su vez en otras geoformas también características. Por tal razón le dedicaremos la segunda parte de este capítulo a los volcanes y al vulcanismo(5).

QUÉ ES UN VOLCÁN

Los volcanes (figura 8-32) son acumulaciones de rocas que aparecen en la superficie de la corteza terrestre, muchas veces alcanzando dimensiones de verdaderas montañas. Los mismos se forman por la consolidación en la superficie, de magma proveniente del interior del planeta, el cual hace efusión a temperaturas oscilantes entre 900º y 1.200º centígrados.
El magma que constituye un volcán, puede salir a lo largo de fracturas o “fisuras” existentes en la corteza terrestre, constituyendo lo que se denomina vulcanismo de tipo fisural. O vulcanismo areal, en el caso de que el magma salga por numerosas fisuras relativamente próximas entre sí. También el magma puede hacer erupción por puntos localizados en la misma, denominados conductos o chimeneas. En este caso el vulcanismo se denomina de tipo central. Ese es el caso, por ejemplo, del volcán Santa Helena, mostrado en la fotografía anterior y en las fotografías 8-33 y 8-34.
El magma puede salir en forma tranquila, como lava de baja viscosidad, aunque también puede salir en forma más o menos violenta y en fragmentos consolidados de diferentes tamaños, desde cenizas muy finas, casi impalpables, hasta bloques relativamente grandes, constituyendo el llamado material piroclástico. Asimismo y cualquiera sea el tipo de materiales que arroje un volcán, es muy frecuente que el mismo también arroje una enorme cantidad de vapor de agua; pues como vimos previamente, el agua es un componente importante de los magmas.
Generalmente las erupciones violentas son de magmas ácidos y mesosilícicos, aunque también pueden ocurrir erupciones violentas de magma básico. Esto ocurre principalmente cuando el magma básico hace erupción a temperaturas relativamente bajas. Tal es el caso del volcán Estrómboli, cuyas lavas salen a temperaturas oscilantes entre 1.000º  y 1.100º centígrados. En cambio el vulcanismo del volcán Mauna Loa en Hawai (ver más adelante) es muy tranquilo, pero la temperatura de sus lavas es del orden de los 1.200º centígrados.
Continua...

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 (1) treinta y seis, seguido de diez y siete ceros!

(2) Palabra derivada del griego, magma, que significa masa pastosa.
(3) Palabra derivada del  Latín, Pluton, Dios del mundo subterráneo.
(4) Palabra derivada del latín: Vulkanus, que significa Dios del fuego.
(5) Nombre dado por extensión, a todo el proceso a partir del cual se forman los volcanes.

--- CAPÍTULO 8 (e)

CAPÍTULO 8 (e)

DEFORMACIONES POR RUPTURA
(DISLOCACIONES DISYUNTIVAS)

Las dislocaciones disyuntivas están conformadas por rupturas (fallamientos, o fallas) de la corteza terrestre en bloques y desplazamiento de los mismos a lo largo de planos más o menos definidos. Estas ocurren bajo las más diversas condiciones naturales de presión o de distensión, y varían enormemente en escala, forma y origen, pudiendo aparecer desde escalas del orden de centímetros, hasta del orden de centenares e inclusive de miles de kilómetros. Valga por ejemplo en la Argentina (figura 8-18), la fractura que controla el desarrollo del río Desaguadero, denominada Lineamiento del Valle Fértil-Desaguadero (Criado Roque y colaboradores; 1.981).
Esta fractura controla el cauce del río Desaguadero al menos desde su límite entre las provincias argentinas de San Luís y La Pampa, hasta cercanías de la provincia de San Juan y se continúa dentro de esa provincia, controlando el desarrollo del Valle Fértil. Según Criado Roque y colaboradores, esa fractura se prolonga en territorio chileno por lo menos hasta el Pacífico, donde continúa como parte de una de las fracturas transcurrentes de la placa Pacífica.
Otra fractura notable, o mejor expresado, conjunto de fracturas, en Argentina es la  denominada Zona de Fracturación Transcontinental (Turner y Baldis, 1.977).  Esta se observa desde la costa el Océano Atlántico al sur de Bahía Blanca (figura 8-19), controlando los cauces de los ríos Colorado y Negro.  Se prolonga hacia el sudoeste controlando el cauce del río Limay. Pasa a Chile por el lago Nahuel Huapi y se prolongaría también como una fractura transcurrente por el fondo del Océano Pacífico a la altura de Chiloé.
 De modo similar y quizá más promocionada, es la famosa falla de San Andrés, en el Oeste de California (U.S.A.). A lo largo de la misma se produce el choque de la placa Pacífica con la placa continental de América del Norte y es mundialmente famosa por su sismicidad frecuente y de alta repercusión mediática. La figura 8-20 muestra la  falla de San Andrés en cercanías de Los Angeles (California, U.S.A.). Por su parte la figura 8-21 muestra la misma Falla de San Andrés en la zona de  Punta Reyes, California (U.S.A.)

Tanto las fallas mencionadas para Argentina como la falla de San Andrés, tienen implicancias morfogenéticas observables en rasgos del orden de macroescala (centenares de Km. - Unidades Morfoestructurales) y aún de mega escala (miles de Km. = rasgos de tectónica global, o tectónica de placas) De todos modos, las fracturas menores son también importantes por manifestarse a veces notablemente en las escalas de percepción de los paisajes comunes, accesibles inclusive de un vistazo. Por ejemplo, en el capítulo anterior vimos como las Sierras Pampeanas reflejan en su morfología el movimiento de bloques de la corteza terrestre, a lo largo de un sistema de fallas regionales de rumbo general Norte-Sur, con movimiento de bloques menores según sistemas de fallas más o menos transversales a las anteriores.
Recordemos que en ese capítulo, al describir la geomorfología de San Luís, mencionamos que al Este de la provincia de San Luis, sobre su límite con la provincia de Córdoba, aparece la sierra de Comechingones como parte de las Sierras Pampeanas. Hacia el Oeste de esas sierras aparece la Depresión Oriental, marginada a su vez hacia el Oeste, por la Sierra de San Luís.
Esta, al igual que Comechingones (figura 8-22), constituye un bloque levantado a lo largo de una falla sobre su margen Oeste, y basculado hacia el Este, con pendientes relativamente suaves en esa dirección (ver diagrama de la figura 8-23) . De ese modo, sobre el labio levantado de la falla se forma una escarpa de falla, la cual es luego degradada por procesos de erosión y los materiales tomados de la misma se acumulan al pie, formando diferentes geoformas, según sean las características del clima reinante. Eso es lo que también se muestra en la figura 8-24 (imagen satelital - NASA) correspondiente al área de Great Salt Lake, en Utah (U.S.A.), donde puede apreciarse muy bien la escarpa de falla que aparece a la izquierda del lago y donde también se aprecia el suave descenso hacia la izquierda que tiene bloque ascendido.
En los estudios geológicos y gemorfológicos, para identificar la presencia de fracturas que pueden tener importantes implicancias en diferentes aspectos de la geología, en primer lugar deben detectarse lineamientos geológicos que puedan significar algún tipo de control estructural. Usualmente, los rasgos geológicos en general y los geomorfológicos en particular, que aparecen alineados, responden a un control estructural por presencia de fracturas o fallas. Trataremos de ilustrar mejor este aspecto en la serie de imágenes y fotografías siguientes.
La figura 8-25 corresponde a una imagen satelital compuesta (LANDSAT y Radar; NASA) de las Montañas Rocosas en Denver, Colorado, U.S.A., en vista hacia el Oeste, hacia el Parque Nacional Montañas Rocosas. Observemos como la cadena montañosa (Front Range) termina abruptamente hacia el Este sobre una notable escarpa de falla. Al pie de esa escarpa, sobre la parte llana, se encuentra la ciudad de Denver.
La figura 8-26 corresponde a una imagen satelital (NASA) de la región de Arnhem, Australia Norte. En ella se observa una superficie de erosión elaborada sobre rocas del basamento cristalino correspondiente a las rocas más antiguas conocidas sobre el planeta. Observemos los diferentes lineamientos de fracturación y diaclasamiento, correspondientes a diferentes orientaciones de esfuerzos ocurridos en múltiples oportunidades a través de toda la historia geológica del planeta.
La figura 8-27 corresponde a una imagen satelital (NASA) mostrando el extremo sur de Groenlandia. En la misma se puede observar que los fiordos ubicados sobre una misma costa se alinean paralelos entre si, mientras que considerando los de costas opuestas, se encuentran casi perpendiculares a los anteriores. Ambos grupos de fiordos fueron excavados por glaciares que descendieron hacia ambas costas, controlados por sistemas de fracturas  conjugados, respondiendo a esas respectivas orientaciones.
La figura 8-28 es una imagen satelital (NASA) de la Península del Labrador. En ella se puede observar el notable control que las fracturas ejercen sobre la excavación de los valles. Control que se prolonga hacia el océano, controlando también el desarrollo de los fiordos. Aquí también aparece un control por fracturas que se cortan de modo casi perpendicular entre sí, como en el caso del extremo sur de Groenlandia.
La figura 8-29 corresponde a una imagen satelital oblicua (NASA) de la región del monte  Fairweather (Alaska Oeste, U.S.A.). En ella se observan la influencia estructural controlando varios rasgos geomorfológicos. La línea del litoral, los valles y el flujo de los glaciares.
Para concluir, hacemos notar que una de las implicancias morfogenéticas importantes de la tectónica disyuntiva, es el control del drenaje de cualquier región, como ya lo vimos en la figura anterior, con el control del flujo de los glaciares. En aquellas unidades morfoestructurales donde existe marcada fracturación, es frecuente que los cauces de los sistemas de drenaje regionales, circulen controlados por esa fracturación. La figura 8-30 muestra una imagen satelital (NASA) del río Shenandoah (Montes Apalaches - U.S.A.). En ella se observa el notable el control que sobre sus meandros, ejerce la fracturación perpendicular al plegamiento dominante en los Apalaches. Cruzando la imagen desde la izquierda hacia el ángulo inferior derecho, aparece una serie de elevaciones y valles paralelos al plegamiento dominante. Por dos de esos valles circulan el río mencionado y uno de sus afluentes. Ambos cauces presentan un curioso sistema de meandros, debido a ese control por fracturación.

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(4) Un cauce antecedente, es el que existió desde antes del inicio de un proceso tectónico que pueda haber ascendido regionalmente el sector de la corteza terrestre donde se desarrolla. Si este río fuese antecedente, entonces sería previo al plegamiento y ascenso de los Apalaches. En ese caso, el ascenso gradual de los Apalaches habría permitido que los procesos erosivos profundizasen el cauce y éste habría cortado gradualmente todos los estratos que fueron ascendiendo.
(5) Se puede decir que un cauce tiene control tectónico, cuando el mismo coincide con la dirección de los rasgos tectónicos dominantes en una región. En este caso el cauce del río Tennessee, desarrollado paralelo a los pliegues de los Apalaches, estaría tectónicamente controlado por el plegamiento. El otro río, afluente del primero, pareciera estar controlado por una zona de debilidad generada por una fractura transversal a los pliegues.

--- CAPÍTULO 8 (d)

Implicancias morfogenéticas del plegamiento

Qué son los pliegues

Los pliegues son ondulaciones de capas sedimentarias, semejantes a olas, que pueden tener tamaños y formas muy diversas y constituyen el tipo más importante de deformación tectónica. Es muy grande la variedad de pliegues, como para que la detallemos en esta materia. Máxime cuando se tratará específicamente el tema en Geología Estructural. Aquí solo mencionaremos las partes constituyentes de los pliegues (figura 8-10) y la implicancia morfogenética de ellos.

Manifestaciones morfogenéticas de los pliegues

En escalas regionales, las áreas plegadas pueden tener una manifestación morfogenética directa muy importante. Sobre todo cuando el episodio de plegamiento es relativamente reciente (siempre recuerden que hablamos en términos de tiempos geológicos) y los agentes de meteorización y erosión, aún no han actuado con intensidad sobre ellos. Tal es el caso de los montes de Zagros, en el Oeste de Irán, que se muestran en la figura 8-11 (fuente: NASA - Imagen satelital oblicua)
Estas montañas constituyen uno de los mejores ejemplos morfogenéticos por plegamiento que existen en el mundo. Estos plegamientos se formaron por el choque de la placa euroasiática por el norte, con la pequeña placa conformada por la Península Arábiga, la cual está rotando hacia el Norte mientras se separa de África a partir del Mar Rojo (figura 8-12 ) Los pliegues conforman elevados anticlinales y profundos sinclinales, representando los primeros las montañas y los segundos formando los valles. Debido al clima árido, en los valles hay numerosas salinas, tales como el lago Bakhtegan (en la figura 8-11, abajo, a la izquierda.) 

Los mayores yacimientos de petróleo de Irán, se encuentran en domos de sal vinculados a este plegamiento. El agua que se observa en el ángulo superior derecho de la figura 8-11, corresponde al Golfo Pérsico. En esa imagen, el sentido de empuje de la Placa Euroasiática está señalado por la flecha amarilla. La flecha naranja señala el sentido de empuje de la Placa de la Península Arábiga (el Norte se encuentra hacia el ángulo inferior izquierdo de esta imagen satelital).  En multitud de otros casos, los plegamientos generan un control de los procesos erosivos y las geoformas resultantes derivan de la actitud de los pliegues y de las distintas resistencias de las rocas que constituyen los pliegues.
La figura 8-13 muestra una imagen satelital (NASA) de una porción de los montes Apalaches  en Virginia, U.S.A  En ella se observa el notable control morfogenético que ejercen los pliegues. La figura 8-14  también muestra el control morfogenético que ejercen los pliegues de los montes Apalaches, en este caso en el estado de Tennessee, U.S.A. (fuente: NASA.)  Al Sur de la escarpa que cruza la foto desde la izquierda hacia el ángulo inferior derecho, está el Plateau de Cumberland. Este también también forma parte de los Apalaches, pero con menos plegamiento.
El río Tennessee, parcialmente cubierto por nubes claras(4), es paralelo al rumbo de los grandes pliegues. Observemos que desde el ángulo superior derecho (siempre en la figura 8-14) llega al río Tennessee un afluente del mismo, el río Hiwassee, cuyo valle corta perpendicularmente todo el plegamiento de los Apalaches. Para que este río corte de tal manera esos pliegues, caben dos posibilidades: o que el río haya sido antecedente (5), o que su cauce tenga notable control tectónico(6) por una falla posterior al plegamiento.
En la imagen satelital (NASA) de la figura 8-15,  se muestra otro caso de control de procesos erosivos por plegamiento. En este caso es en México, cerca de la ciudad de Monterrey, sobre la cadena montañosa plegada de la Sierra Madre Oriental, que alcanza hasta 4.000 metros de altura. Esta es una cadena plegada similar a los Apalaches y aquí también los anticlinales representan las elevaciones del relieve y los sinclinales representan los valles.
La geoforma circular que se observa en la figura 8-16 (7), es denominada Estructura Richat, u “Ojo de Toro” y aparece en el Sahara de Mauritania (Africa - Fuente: NASA). Tiene un diámetro de 50 Km. y en algún momento se lo interpretó como formado por el impacto de un meteorito(8). Ahora se sabe que es el producto de la erosión controlada por un domo, o pliegue de forma circular, que afectó rocas sedimentarias. En esta imagen aparecen otros rasgos morfológicos interesantes que describiremos en el capítulo dedicado a morfogénesis eólica.
Por último, en la figura 8-17 se muestra una imagen satelital procedente del Google Earth, en la que se pueden apreciar los extensos pliegues de la Sierras Subandinas del norte argentino y de Bolivia. La ciudad salteña de Tartagal (Argentina) aparece sobre el borde inferior de la imagen. La mancha blanca centrada a la izquierda, coresponde al salar de Uyuni (Bolivia). Puede apreciarse que los extensos pliegues conforman un amplísimo arco rodeando este salar.
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(4) Es digno de observar que las nubes se encuentran sobre ambos ríos, siendo probablemente producto de la evaporación de los mismos, o de condensación de humedad sobre ellos, por menor temperatura atmosférica.

(5) Un cauce es antecedente si existió con anterioridad a que un proceso tectónico eleve una región. Si este río fuese antecedente, sería previo al plegamiento y ascenso de los Apalaches. El ascenso gradual de los Apalaches habría permitido que los procesos erosivos profundizasen el cauce y éste habría cortado gradualmente todos los estratos que fueron ascendiendo.
(6) Se denomina control tectónico de un cauce, cuando el mismo se desarrolla sobre una zona de debilidad generada por algún rasgo tectónico. En este caso el cauce del río Tennessee, desarrollado paralelo a los pliegues de los Apalaches, estaría tectónicamente controlado por el plegamiento. Este otro río podría estar controlado tectónicamente por una zona de debilidad generada por una fractura transversal a los pliegues y posterior a ellos.

(7) Imagen satelital LANDSAT oblicua tomada por la NASA, sobre la que se superpuso un modelo de elevación generado por SRTM (Shuttle Radar Topography Mision). El mismo tiene una escala vertical exagerada 6 veces. Para apreciar las alturas, la meseta central tiene un desnivel de 285 metros sobre la llanura circundante. La imagen total cubre una superficie de 68 Km. por 112 kilómetros.
(8) Dedicaremos el último capítulo de esta "Geomorfología Para Todos", a describir ias geoformas vinculadas a impactos de meteoritos.

--- CAPÍTULO 8 (c)

CAPÍTULO 8 (c)

Deformaciones

por Ruptura

 

Las deformaciones por ruptura, involucran esfuerzos superiores al límite o punto de ruptura. Cuando se alcanza ese límite, comienzan a aparecer grietas orientadas en ángulo oblicuo respecto a la línea del mayor esfuerzo (líneas de Moore. Ver figura 8-5). Si se incrementa aún más el esfuerzo, a lo largo de esas grietas ocurre desplazamiento de bloques adyacentes y en direcciones opuestas, comenzando la destrucción del cuerpo.

DEFORMACIONES MAS IMPORTANTES

EN LOS CUERPOS SÓLIDOS

Deformaciones uniformes

Estas se caracterizan porque todas las partes del cuerpo son uniformemente deformadas. Tales son los casos de la compresión, el alargamiento y la simple cizalla (figura 8-6).  En el caso de la compresión, el cuerpo sometido al esfuerzo se acorta en la dirección del esfuerzo y se alarga en la dirección perpendicular al mismo. La misma juega el principal rol en las deformaciones de la corteza terrestre.

El alargamiento ocurre en cuerpos sometidos a tensión. El cuerpo se alarga en el sentido de la tensión y se acorta en sentido perpendicular a la misma. En cierto modo ocurre un proceso inverso al de la compresión y comparable con el mismo. No es tan común de ocurrir en procesos geológicos, aunque es posible encontrar sus evidencias, como por ejemplo, en los casos de boudinage.

La cizalla simple ocurre cuando existen esfuerzos de cupla. Por ejemplo, si inicialmente elcuerpo tenía forma cuadrada, luego del esfuerzo adquirirá forma romboidal. (figura 8-6) Este proceso cumple un papel importante en los procesos de plegamiento.

Deformaciones no uniformes

En este caso la magnitud y la naturaleza del proceso es variable de lugar en lugar. Entre estas son características el alabeamiento o flexura (“bending”, en inglés - figura 8-7) y el retorcimiento (“twisting”, en inglés). El primero de ellos juega un rol fundamental en los procesos de plegamiento. El segundo de ellos puede realizarse en laboratorio, pero en la naturaleza no se ha encontrado. El cuerpo sometido a alabeamiento, sufre tensión en su parte externa y compresión en su parte interna, como se aprecia en la figura 8-7 y la figura 8-8.

Deformación por plegamiento

(dislocaciones plicativas)

Existen dos tipos básicos de dislocaciones tectónicas: las dislocaciones plicativas(1), también denominadas dislocaciones por plegamiento y las dislocaciones disyuntivas(2). Por regla general, las rocas sedimentarias provenientes de la compactación de sedimentos depositados en fondos oceánicos, lacustres y en algunos otros ambientes, aparecen formando estratos. Generalmente los fondos oceánicos profundos, al igual que los fondos lacustres de cuencas extensas, son más o menos horizontales. De ese modo, los sedimentos que precipitan sobre los mismos, los cubren formando estratos también aproximadamente horizontales, como ya expresamos al comienzo de este capítulo.

Si las condiciones de sedimentación se mantienen largo tiempo invariables, puede acumularse un espesor muy importante de sedimentos, formando un depósito masivo en el cual difícilmente pueda distinguirse alguna estratificación. De todos modos no es frecuente que en la naturaleza no cambie alguna de las variables físicas y geográficas que condicionan la sedimentación.

Con ello cambian de continuo las tasas de sedimentación y la calidad de los sedimentos, resultando en un sedimento laminado, o estratificado. Y esa laminación o estratificación, que en origen tiende a ser horizontal, persiste aún cuando los sedimentos se diagenizan formando rocas sólidas.

Los estratos generalmente aparecen limitados por arriba y por abajo, por superficies netas denominadas planos de estratificación. Estos planos, son las superficies compactadas que separan a un estrato de otro adyacente, que puede estar por encima o por debajo del mismo. La parte superior de un estrato es llamada techo y la parte inferior es denominada piso.

Pero es frecuente que en regiones montañosas nos encontremos con estratos de rocas sedimentarias cuya posición original está muy disturbada, apareciendo desde levemente inclinada, hasta muy inclinada. Inclusive los estratos pueden aparecer verticales, volcados (3) [figura 8-9], e inclusive tan alterados, que es difícil determinar cual fue su posición original (esto es, determinar cual fue su piso y cual fue su techo - figura 8-4.)

Continua...

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(1) Palabra derivada del latín: plico, que significa plegar.
(2) Palabra derivada del latín: disjungo, que singifica separar en partes; romper.
(3) Un estrato volcado es aquél afectado por movimientos tectónicos tan intensos, que su techo actualmente se encuentra posicionado hacia abajo y su piso se encuentra posicionado hacia arriba.