35846710 Teoria de Los Geosinclinales[1]

Tectónica de placas tektonicós, "el que construye") es una teoría La tectónica de placas (del griego τεκτονικός, tektonicós, 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. Vectores de velocidad de las placas tectónicas obtenidos mediante posicionamiento  preciso  preciso GPS. GPS. Las placas tectónicas se desplazan unas respecto a otras con velocidades de 2,5 cm/año 1 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  Andes y Alpes  Alpes) y grandes sistemas de fallas asociadas con éstas (por  (verbigracia los Andes 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. Uno de los principales puntos de la teoría propone que la cantidad de superficie de las  placas  placas (tanto continenta continentall como oceánica) oceánica) que que desapare desaparecen cen en en el manto manto a lo lo largo largo de los los  bordes  bordes converge convergentes ntes de subducción está más o menos en equilibrio con la corteza océanica 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 convectivas de la astenósfera, que hacen las veces de las ruedas que transportan esta cinta, hundiendose la corteza en las zonas de convergencia, y generandose 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.

TEORÍA DE LOS GEOSINCLINALES 1. CONCEPTO 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 de Tectónica de Placas. 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. 2. TEORÍA GEOSINCLINAL Las bases de la Teoría Geosinclinal fueron establecidas en la segunda mitad del siglo XIX  por el geólogo neoyorquino James Hall, en un trabajo famoso acerca de las formaciones  paleozoicas de los Apalaches. Según él, los geosinclinales corresponderían a extensas zonas de sedimentación marina de poca profundidad, en las que ocurriría subsidencia lenta y cuya profundidad máxima corresponde a una línea central que es el eje de la depresión. Posteriormente se notó que la historia geológica de los geosinclinales era bastante más complicada, pues comprendía fases diversas, condicionadas a la actividad tectónica. Como subraya Clarke Jr. (1973), "la tectónica de placas permite explicar los geosinclinales y la complejidad de los procesos que los transforman en cadenas montañosas". Los geosinclinales se forman en áreas de inestabilidad de la corteza terrestre, junto a los márgenes continentales y, según los antiguos modelos, se compondrían de dos cuencas subsidentes, en las que se acumularían considerables espesores de sedimentos marinos, y de dos arcos que incluirían las siguientes zonas tectonomórficas (en el sentido continente ante-país océano), según Aubouin, 1965 (Figura 1): a) Cuenca miogeosinclinal.  b) Arco miogeoanticlinal.

c) Cuenca eugeosinclinal. d) Arco eugeoanticlinal.

Figura 1. Zonas tectonomórficas que comprenden los geosinclinales, según Aubouin, 1965 (Tomada de INTERNET). Pero, ¿cuál es la relación de ese modelo con el modelo actual de la tectónica de placas? Si imaginamos una margen continental activa que se mueve en sentido contrario a una  placa oceánica, en la corteza oceánica ocurrirá una inmersión bajo la margen continental activa a lo largo de la fosa oceánica. Gracias a las fuerzas de convergencia, los sedimentos de aguas profundas del fondo oceánico se agregarán a los sedimentos depositados en las fosas, llamados turbiditas, generando el prisma de sedimentos tectónico-acrecionarios. En esta fase, el eugeosinclinal englobaría el prisma acrecionario, los depósitos de aguas  profundas de la placa oceánica y los depósitos de la base de la margen continental, que están siendo arrastrados por ella. A su vez, el miogeosinclinal estaría representado por los depósitos de talud y plataforma de ese continente. Al continuar el proceso de convergencia, la margen inactiva termina por chocar con el  prisma acrecionario generado en la margen activa (Figura 2). La colisión produce la deformación de ambas márgenes, seguida de movimientos verticales (orogénesis). Este modelo sería responsable, por ejemplo, del origen de los Alpes occidentales.

Figura 2. Relación del modelo del geosinclinal con el modelo de tectónica de placas (Tomada de INTERNET).

Teoría de contracción térmica 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 tipicamente tienen unos pocos cm de ancho y un par de metros de profundidad. 1 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 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. volcanes La palabra volcán deriva de Vulcano, dios romano del fuego y de la metalurgia. Es un punto de la superficie terrestre que puede encontrarse en los continentes o en el fondo de los océanos por donde son expulsados al exterior el magma, los gases y los líquidos del interior de la tierra a elevadas temperaturas. Partes de un volcan

-CRÁTER: Es la puerta de salida de los materiales del volcán. -CHIMENEA: Es en conducto por donde sale el magma -CONO VOLCÁNICO: Parte del volcán formada por los materiales que expulsados. -CÁMARA MAGMÁTICA: Es el lugar donde se acumula el magma antes de salir  -FUMAROLAS: Son emisiones de gases de las lavas en los cráteres. -SOLFATARAS: Son emisiones de vapor de agua y ácido sulfhídrico. -MOFETAS: Son fumarolas frías que desprenden dióxido de carbono -GÉISERES: Son pequeños volcanes de vapor de agua hirviendo Cuando el magma del interior de la tierra ser acumula en las cámaras magmáticas, la  presión va aumentando hasta que llega a ser tan fuerte que necesita salir. Entonces se abre  paso por la chimenea hasta la superficie y es cuando tiene lugar la erupción volcánica. En cuanto el magma sale a la superficie, se convierte en lava que desciende por las laderas del cono volcánico formando grandes mantas o coladas. Si la lava es poco líquida se solidifica rápidamente y se forman mantos muy cortos que a veces obstruyen el cráter  hasta que se produce una nueva explosión donde se rompe o se acumula por encima del cráter formando agujas que pueden alcanzar cientos de metros de altura. TIPOS DE VOLCANES SEGÚN SU FORMA

-CONOS BASÁLTICOS: Son bastante raros.

-CONOS DE CENIZA: Se forman en lugares donde las erupciones son de tipo explosivo con abundancia de materiales  piroclásticos (cenizas, lapilli, etc...).

-VOLCANES EN ESCUDO:Se forman en lugares donde la lava es expulsada de  forma fluida. Su base es muy amplia.

-ESTRATOVOLCANES: Son volcanes que alternan erupciones explosivas y erupciones tranquilas

CLASES DE VOLCANES SEGÚN SU ERUPCIÓN 

-HAWAIANO: Las lavas que expulsan estos volcanes son muy fluidas, sin tener  desprendimientos de gases. Estas lavas se desbordan al rebasar el cráter y se deslizan con facilidad. Algunas partículas de su lava, cuando son arrastradas por el  viento, forman hilos cristalinos.

-ESTROMBOLIANO: La lava es fluida con desprendimientos abundantes y violentos de  gases. Debido a que los gases pueden desprenderse con facilidad, no se forman cenizas. Cuando la lava cae por los bordes del cráter, desciende por las laderas y barrancos, pero no alcanza tanta extensión como el hawaiano.

-VULCANIANO: En este tipo de volcanes se -VESUBIANO: La presión de los desprenden grandes cantidades de gases de un magma  gases es muy fuerte y produce  poco fluido. Por eso las explosiones son muy fuertes y explosiones muy violentas.  pulverizan la lava, produciendo gran cantidad de  Forma nubes ardientes que al  cenizas que son lanzadas al aire con otros materiales enfriarse producen  fragmentarios.  precipitaciones de cenizas. Cuando expulsa la lava, ésta se consolida rápidamente, pero los gases que desprenden rompen  su superficie. Por eso resulta muy áspera y muy irregular.

-PELEANO: Su lava es muy viscosa y se consolida -KRAKATOANO: Origina tremendas con gran rapidez. Llega a tapar por completo el  explosiones y enormes maremotos. cráter. La enorme presión de los gases que no encuentran salida, levanta este tapón que se leva  formando una gran aguja.

-ERUPCIONES FISURALES: Son las que se originan a lo largo de -ERUPCIONES DE CIENO: Sus grandes cráteres se una rotura de la corteza terrestre y convierten durante el periodo de reposo del volcán que pueden medir varios en enormes lagos o se cubren de nieve. Al recobrar  kilómetros. Las lavas que fluyen a el volcán su actividad, el agua mezclada con cenizas lo largo de la rotura son fluidas y  y otros restos, es lanzada formando torrentes y recorren grandes extensiones avalanchas de cieno que destruyen todo lo que  formando amplias mesetas con un encuentran a su paso. kilómetro a más de espesor y miles de kilómetros cuadrados de  superficie.

 MATERIALES QUE EXPULSA UN VOLCÁN   Los volcanes activos emiten magma. Este magma puede proyectarse, desparramarse o volatilizarse, según se trate de materias sólidas, líquidas o gaseosas.

SÓLIDAS Los materiales sólidos arrojados por los volcanes en erupción se llaman piroclastos. Según el tamaño se dividen en: * bloques y bombas: generalmente situadas cerca de las bocas eruptivas, que al salir  candentes adquieren forma redondeada u oval en su movimiento rotacional y de caída * lapillis y gredas: material de proyección aérea entre 2 y 20 mm * cenizas o polvo volcánico: constituidas por el polvo de lava que se mantiene en suspensión después de la erupción (< de 2 mm). LÍQUIDOS Las materias fundidas, más o menos líquidas, están constituidas por las lavas, que no son otra cosa que magmas que afloran a través del cráter y se deslizan por la superficie GASEOSOS Consisten primordialmente en gases sulfurosos, dióxido de carbono, hidrógeno, nitrógeno, ácidos clorhídrico y sulfhídrico, hidrocarburos como el metano, cloruros volátiles y vapor de agua, entre otros  ZONAS VOLCÁNICAS 

Existen cinco zonas en la Tierra en las que abundan los volcanes. Son las siguientes: * ZONA CIRCUMPACÍFICA: Se denomina Cinturón de Fuego y se extiende alrededor  de todo el Océano Pacífico y las costas de América, Asia y Oceanía, originándose en las cadenas montañosas de los Andes, Montañas Rocosas y el los arcos isla. Los volcanes más

activos de esta zona se encuentran en Alaska, Hawai, Japón, Perú y Filipinas. * ZONA ASIÁTICO-MEDITERRÁNEA: Se extiende por el Océano Atlántico has Océano Pacífico en sentido transversal desde el Oeste al Este. Los volcanes más ac esta zona están en Italia, Turquía e Indonesia. * ZONA ÍNDICA: Rodea el Océano Índico y por Sumatra y Java enlaza con la zon circumpacífica. En esta dorsal Índica hay muchas islas y montañas submarinas con volcanes activos como las Islas Reunión y las Islas Comores. * ZONA ATLÁNTICA: Recorre el océano de Norte a Sur por su zona central. En zona destacan los volcanes de Islandia, de las Islas de la Ascensión, Santa Elena y archipiélagos de Azores y Canarias. * ZONA AFRICANA: En esta zona destacan volcanes como el Kilimanjaro. Lista de volcanes en Perú Ésta es una lista de activo y de extinto volcanes en Perú. Elevación Localización  Nombre metros pies Coordenadas Valle de 4713 15,462 15°25 ′ S 72°20 ′ W / -15.42, -72.33 Andahua Cerro 4980 16,338 15°04 ′ S 73°11 ′ W / -15.07, -73.18 Auquihuato Coropuna [1] 6377 20,922 15°31 ′ S 72°39 ′ W / -15.52, -72.65

Erupción  pasada Holocene Holocene

EL Misti[2]

″ S del ′ 38 71°24 ″ W del ′ 32 / 5822 19,101 16°17 16.294, -71.409

1784

Huaynaputina

″ S del ′ 29 70°51 ″ W del ′ 00 / 4850 15,912 16°36 16.608, -70.85

1600

Nevado Chachani

″ S del ′ 28 71°31 ″ W del ′ 48 / 6057 19,872 16°11 16.191, -71.53

Holocene

 Nevados Casiri 5650 18,537

17°28 ″ S del ′ 12 69°48 ″ W del ′ 47 / -17.47, -69.813

 Nevados Firura 5498 18,038 15°14 ′ S 72°38 ′ W / -15.23, -72.63 Picchu-Picchu[3] 5564 18,255 16°26 ′ S 71°14 ′ W / -16.44, -71.23 Quimsachata 3923 12,871 14°12 ′ S 71°20 ′ W / -14.2, -71.33 Sabancaya 5967 19,577 15°47 ′ S 71°51 ′ W / -15.78, -71.85 Sara Sara 5522 18,117 15°20 ′ S 73°27 ′ W / -15.33, -73.45

Holocene Holocene 4450 A.C. 2003 -

Ticsani

5408 17,743

16°45 ″ S del ′ 18 70°35 ″ W del ′ 42 / 16.755, -70.595

-

Tutupaca

5815 19,078

17°01 ″ S del ′ 30 70°21 ″ W del ′ 29 / 17.025, -70.358

-

Ubinas

″ S del ′ 18 70°54 ″ W del ′ 11 / 5672 18,609 16°21 16.355, -70.903

2008

Yucamane

5550 18,208

1902

Geología histórica

17°11 ′ S 70°12 ′ W / -17.18, -70.2

La geología histórica es la rama de la geología que estudia las transformaciones que ha sufrido la Tierra desde su formación, hace unos 4.570 millones de años, hasta el presente. Para establecer un marco temporal relativo, los geólogos han ordenado las rocas en una secuencia continua de unidades cronoestratigráficas a escala planetaria, dividida en eonotemas, eratemas, sistemas, series y pisos, basada en la estratigrafía, esto es, en el estudio e interpretación de los estratos, apoyada en los grandes eventos biológicos y geológicos. Por ejemplo, la transición entre Pérmico y Triásico se establece en base a un evento de extinción masiva. Las divisiones anteriores tienen sus equivalentes temporales, una a una, en una escala de unidades geocronológicas : eones, eras, períodos, épocas y edades respectivamente. Las dataciones por radioisótopos han permitido la datación absoluta (años) de la mayoría de las divisiones establecidas, definiendo las unidades geocronométricas equivalentes. Las etapas de la Tierra anteriores al Fanerozoico, de las que no se dispone de registro fósil adecuado, son definidas cronométricamente, esto es, fijando un valor de tiempo absoluto. Procesos químicos de fosilización Cuando los organismos quedan enterrados en el sedimento, lo primero que sucede es la destrucción de la materia orgánica blanda. Si esta es de origen animal se forma una masa rica en nutrientes que es consumida por las bacterias, y que ocasionalmente puede dar  lugar a la formación de petroleo. Y si es de origen vegetal forma humus, que bajo ciertas circunstancias puede llegar a convertirse en carbón. Las partes duras como los huesos y conchas sufren un proceso de mineralización por  intercambio y aporte de sustancias químicas con el sedimento que los contiene, estos  procesos pueden ser muy variados, pero los principales son: Carbonatación, Silicificación, Piritización, Fosfatación y Carbonificación. Carbonatación Es el proceso de fosilización más frecuente, consiste en la sustitución de los restos orgánicos duros por carbonato cálcico en forma de calcita, si tenemos en cuenta que la calcita es el mineral más frecuente en las rocas sedimentarias, y que las conchas y caparazones de muchos invertebrados está formado por calcita, da como resultado que sea el proceso habitual de creación de muchos fósiles. Los corales tienen su esqueleto formado por calcita, lo que hace posible una rápida fosilización y la conservación extraordinaria de sus detalles. También muchos moluscos tienen su concha formada por carbonato cálcico en forma de aragonito, este se transforma en calcita que es la estructura más estable para el carbonato cálcico.

Silicificación En determinadas situaciones el sílice da lugar a soluciones químicas que actuan como agente fosilizante, su forma más habitual y estable es la calcedonia. Se  pueden encontrar fósiles silíceos incluso en rocas calizas, siendo frecuente en foraminíferos, equínidos, ammonites, braquiópodos y gasterópodos, hay que destacar también los hermosos jaspes xiloides  procedentes de la fosilización de troncos y ramas de árboles.

Piritización Cuando la materia orgánica se descompone en un ambiente carente de oxígeno se produce ácido sulfhídrico, que reacciona con las sales de hierro del agua marina produciendo sulfuros de hierro, generalmente marcasita y pirita, que sustituyen a la materia de origen orgánico de las conchas y esqueletos. Si la pirita se conserva inalterada los fósiles presentan un aspecto metálico, pero esto no sucede habitualmente sobre todo con los fosilizados en marcasita, suelen aparecer  limonitizados, y se oxidan y destruyen rápidamente en contacto con la atmósfera. Fosfatación Es una de las formas frecuentes de fosilizar los restos de vertebrados, sobre todo cuando se  produce gran acumulación de ellos. El fosfato cálcico que es el principal componente de los huesos y dientes, hace de agente fosilizante, viéndose reforzado por el aporte de carbonato cálcico del sedimento que rellena los poros internos de los huesos. Las minas de fosfatos explotadas comercialmente son auténticas graveras de fósiles, formadas por infinidad de huesos y dientes, Carbonificación Es la forma más habitual de fosilización de los restos vegetales formados por celulosa , y de los artrópodos que su esqueleto está formado por quitina. La acumulación de troncos y hojas en un ambiente con ausencia de oxígeno en primer lugar produce humus, si el proceso continúa, aumentando la presión, y con una  progresiva sustitución del resto de los componentes orgánicos por carbono, acaba formándose carbón. Durante el período carbonífero la Tierra estaba poblada por densos bosques que  propiciaron que este proceso se produjera durante 60 millones de años, dando nombre a este período, de él proceden la mayor parte de las minas de carbón. Son muchos más los posibles procesos de fosilización, alguno ya los mencioné antes, como la conservación en ámbar y en bolsas asfálticas, otros se producen por la acción geoquímica de otros muchos minerales no mencionados que actúan como agentes fosilizantes. Aquí he expuesto los más habituales que es posible identificar en la mayor   parte de los fósiles.