Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

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INTRODUCCION En este presente trabajo, que lo hemos dividido en tres capítulos: geología estructural, Volcanes y Geología Histórica. Para el primer capítulo, el reconocimiento de que la geología de la Tierra ha cambiado continuamente a través del tiempo dio lugar a una revolución en as ciencias geológicas, la cual obligó a los geólogos a modificar en gran medida la forma en que ven nuestro planeta. Aunque mucha gente tiene apenas una vaga idea de lo que es la teoría de la tectónica de las placas, el fenómeno al que se refiere tiene profundo efecto en la totalidad de nuestra vida. En el segundo capítulo, los volcanes en erupción son las manifestaciones más impresionantes de los procesos internos dinámicos de la Tierra. Algo irónico es que las erupciones de los volcanes son procesos constructivos en el contexto de la historia de la Tierra. Las islas Hawaianas e Islandia deben su existencia al vulcanismo. Y en el último capítulo mencionamos una de las ramas importantes de la geología que es la Estratigrafía, su concepto y funciones. Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 1

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INTRODUCCION

En este presente trabajo, que lo hemos dividido en tres capítulos: geología

estructural, Volcanes y Geología Histórica. Para el primer capítulo, el reconocimiento

de que la geología de la Tierra ha cambiado continuamente a través del tiempo dio

lugar a una revolución en as ciencias geológicas, la cual obligó a los geólogos a

modificar en gran medida la forma en que ven nuestro planeta. Aunque mucha gente

tiene apenas una vaga idea de lo que es la teoría de la tectónica de las placas, el

fenómeno al que se refiere tiene profundo efecto en la totalidad de nuestra vida. En

el segundo capítulo, los volcanes en erupción son las manifestaciones más

impresionantes de los procesos internos dinámicos de la Tierra. Algo irónico es que

las erupciones de los volcanes son procesos constructivos en el contexto de la

historia de la Tierra. Las islas Hawaianas e Islandia deben su existencia al

vulcanismo. Y en el último capítulo mencionamos una de las ramas importantes de

la geología que es la Estratigrafía, su concepto y funciones.

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I. GEOLOGIA ESTRUCTURAL

1. DERIVA DE LOS CONTINENTES Y TECTONICA DE PLACAS

La deriva continental es el desplazamiento de las masas continentales unas

respecto a otras. Esta hipótesis fue desarrollada en 1912 por el alemán Alfred

Wegener a partir de diversas observaciones empíricas, pero no fue hasta los

años 60, con el desarrollo de la tectónica de placas, cuando pudo explicarse de

manera adecuada el movimiento de los continentes.

La distribución geográfica de los fósiles fue uno de los argumentos que usó

Alfred Wegener para demostrar la veracidad de su teoría.

La teoría de la deriva continental fue propuesta originalmente por Alfred

Wegener en 1912, quien la formula basándose, entre otras cosas, en la manera

en que parecen encajar las formas de los continentes a cada lado del Océano

Atlántico, como África y Sudamérica (de lo que ya se habían percatado

anteriormente Benjamin Franklin y otros). También tuvo en cuenta el parecido de

la fauna fósil de los continentes septentrionales y ciertas formaciones geológicas.

Más en general, Wegener conjeturó que el conjunto de los continentes actuales

estuvieron unidos en el pasado remoto de la Tierra, formando un

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supercontinente, denominado “Pangea”, que significa "toda la tierra". Este

planteamiento fue inicialmente descartado por la mayoría de sus compañeros, ya

que su teoría carecía de un mecanismo para explicar la deriva de los continentes.

En su tesis original, propuso que los continentes se desplazaban sobre otra capa

más densa de la Tierra que conformaba los fondos oceánicos y se prolongaba

bajo ellos de la misma forma en que uno desplaza una alfombra sobre el piso de

una habitación. Sin embargo, la enorme fuerza de fricción implicada, motivó el

rechazo de la explicación de Wegener, y la puesta en suspenso, como hipótesis

interesante pero no probada, de la idea del desplazamiento continental. En

síntesis, la deriva continental es el desplazamiento lento y continuo de las masas

continentales.

2. LA TEORÍA EN LA ACTUALIDAD

La teoría de la deriva continental, junto con la de la expansión del fondo

oceánico, quedaron incluidas en la teoría de la tectónica de placas, nacida en los

años 1960 a partir de investigaciones de Robert Dietz, Bruce Heezen, Harry

Hess, Maurice Edwing, Tuzo Wilson y otros. Según esta teoría, el fenómeno del

desplazamiento sucede desde hace miles de millones de años gracias a la

convección global en el manto (exceptuando la parte superior rígida que forma

parte de la litosfera), de la que depende que la litosfera sea reconfigurada y

desplazada permanentemente.

Se trata en este caso de una explicación consistente, en términos físicos, que

aunque difiere radicalmente acerca del mecanismo del desplazamiento

continental, es igualmente una teoría movilista, que permitió superar las viejas

interpretaciones de la orogénesis (geosinclinal y contraccionismo) y de la

formación de los continentes y océanos. Por esto, Wegener es considerado, con

toda justicia, su precursor y por el mismo motivo ambas teorías son

erróneamente consideradas una sola con mucha frecuencia.

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Mapa que muestra la ubicación y movimiento de las

placas tectónicas en la corteza terrestre.

3. PRUEBAS DE LA GEOLOGÍA

Se basaban en los descubrimientos a partir de esta ciencia. Cuando Wegener

reunió todos los continentes en Pangea, descubrió que existían cordilleras con la

misma edad y misma clase de rocas en distintos continentes que según él,

habían estado unidos. Estos accidentes se prolongaban a una edad que se pudo

saber calculando la antigüedad de los orógenos.

4. TECTÓNICA DE PLACAS

La tectónica de placas (del griego τεκτονικός, tektonicós, "el que construye")

es una teoría geológica que explica la forma en que está estructurada la litósfera

(la porción externa más fría y rígida de la Tierra). La teoría da una explicación a

las placas tectónicas que forman la superficie de la Tierra y a los

desplazamientos que se observan entre ellas en su movimiento sobre el manto

terrestre fluido, sus direcciones e interacciones. También explica la formación de

las cadenas montañosas (orogénesis). Así mismo, da una explicación

satisfactoria de por qué los terremotos y los volcanes se concentran en regiones

concretas del planeta (como el cinturón de fuego del Pacífico) o de por qué las

grandes fosas submarinas están junto a islas y continentes y no en el centro del

océano.

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Vectores de velocidad de las placas tectónicas obtenidos mediante posicionamiento preciso GPS

Las placas tectónicas se desplazan unas respecto a otras con velocidades de

2,5 cm/año lo que es, aproximadamente, la velocidad con que crecen las uñas de

las manos. Dado que se desplazan sobre la superficie finita de la Tierra, las

placas interaccionan unas con otras a lo largo de sus fronteras o límites

provocando intensas deformaciones en la corteza y litosfera de la Tierra, lo que

ha dado lugar a la formación de grandes cadenas montañosas (verbigracia los

Andes y Alpes) y grandes sistemas de fallas asociadas con éstas (por ejemplo, el

sistema de fallas de San Andrés). El contacto por fricción entre los bordes de las

placas es responsable de la mayor parte de los terremotos. Otros fenómenos

asociados son la creación de volcanes (especialmente notorios en el cinturón de

fuego del océano Pacífico) y las fosas oceánicas.

Las placas tectónicas se componen de dos tipos distintos de litosfera: la

corteza continental, más gruesa, y la corteza oceánica, la cual es relativamente

delgada. La parte superior de la litosfera se le conoce como Corteza terrestre,

nuevamente de dos tipos (continental y oceánica). Esto significa que una placa

litosférica puede ser una placa continental, una oceánica, o bien de ambos, si

fuese así se le denomina placa mixta.

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Uno de los principales puntos de la teoría propone que la cantidad de

superficie de las placas (tanto continental como oceánica) que desaparecen en el

manto a lo largo de los bordes convergentes de subducción está más o menos

en equilibrio con la corteza oceánica nueva que se está formando a lo largo de

los bordes divergentes (dorsales oceánicas) a través del proceso conocido como

expansión del fondo oceánico. También se suele hablar de este proceso como el

principio de la "cinta transportadora". En este sentido, el total de la superficie en

el globo se mantiene constante, siguiendo la analogía de la cinta transportadora,

siendo la corteza la cinta que se desplaza gracias a las fuertes corrientes de la

astenósfera, que hacen las veces de las ruedas que transportan esta cinta,

hundiéndose la corteza en las zonas de convergencia, y generándose nuevo piso

oceánico en las dorsales.

La teoría también explica de forma bastante satisfactoria la forma como las

inmensas masas que componen las placas tectónicas se pueden "desplazar",

algo que quedaba sin explicar cuando Alfred Wegener propuso la teoría de la

Deriva Continental, aunque existen varios modelos que coexisten: Las placas

tectónicas se pueden desplazar porque la litósfera tiene una menor densidad que

la astenósfera, que es la capa que se encuentra inmediatamente inferior a la

corteza. Las variaciones de densidad laterales resultan en las corrientes de

convección del manto, mencionadas anteriormente. Se cree que las placas son

impulsadas por una combinación del movimiento que se genera en el fondo

oceánico fuera de la dorsal (debido a variaciones en la topografía y densidad de

la corteza, que resultan en diferencias en las fuerzas gravitacionales, arrastre,

succión vertical, y zonas de subducción. Una explicación diferente consiste en las

diferentes fuerzas que se generan con la rotación del globo terrestre y las fuerzas

de marea del Sol y de la Luna. La importancia relativa de cada uno de esos

factores queda muy poco clara, y es todavía objeto de debate.

5. PLACAS EXISTENTES

Principales placas tectónicas: Existen, en total, 15 placas mayores:

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Placa Africana

Placa Antártica

Placa Arábiga

Placa de Cocos

Placa del Caribe

Placa Escocesa (Scotia)

Placa Euroasiática

Placa Filipina

Placa India

Placa australiana

Placa Juan de Fuca

Placa de Nazca

Placa Norteamericana

Placa del Pacífico

Placa Sudamericana

6. ORIGEN DE LAS PLACAS TECTÓNICAS

Se piensa que su origen se debe a corrientes de convección en el interior del

manto terrestre, en la capa conocida como astenósfera, las cuales fragmentan a

la litosfera. Las corrientes de convección son patrones circulatorios que se

presentan en fluidos que se calientan en su base. Al calentarse la parte inferior

del fluido se dilata. Este cambio de densidad produce una fuerza de flotación que

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hace que el fluido caliente ascienda. Al alcanzar la superficie se enfría, desciende

y se vuelve a calentar, estableciéndose un movimiento circular auto-organizado.

En el caso de la Tierra se sabe, a partir de estudios de reajuste glaciar, que la

astenósfera se comporta como un fluido en escalas de tiempo de miles de años y

se considera que la fuente de calor es el núcleo terrestre. Se estima que éste

tiene una temperatura de 4500 °C. De esta manera, las corrientes de convección

en el interior del planeta contribuyen a liberar el calor original almacenado en su

interior, que fue adquirido durante la formación de la Tierra.

Así, en zonas donde dos placas se mueven en direcciones opuestas (como es

el caso de la placa Africana y de Norteamérica, que se separan a lo largo de la

cordillera del Atlántico) las corrientes de convección forman nuevo piso oceánico,

caliente y flotante, formando las cordilleras meso-oceánicas o centros de

dispersión. Conforme se alejan de los centros de dispersión las placas se enfrían,

tornándose más densas y hundiéndose en el manto a lo largo de zonas de

subducción, donde el material litosférico es fundido y reciclado.

Una analogía frecuentemente empleada para describir el movimiento de las

placas es que éstas "flotan" sobre la astenósfera como el hielo sobre el agua. Sin

embargo, esta analogía es parcialmente válida ya que las placas tienden a

hundirse en el manto como se describió anteriormente

7. LÍMITES DE PLACAS

Son los bordes de una placa y es aquí donde se presenta la mayor actividad

tectónica (sismos, formación de montañas, actividad volcánica), ya que es donde

se produce la interacción entre placas. Hay tres clases de límite:

Divergentes: son límites en los que las placas se separan unas de otras y, por

lo tanto, emerge magma desde regiones más profundas (por ejemplo, la

dorsal meso atlántica formada por la separación de las placas de Eurasia y

Norteamérica y las de África y Sudamérica).

Convergentes: son límites en los que una placa choca contra otra, formando

una zona de subducción (la placa oceánica se hunde bajo de la placa

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continental) o un cinturón orogénico (si las placas chocan y se comprimen).

Son también conocidos como "bordes activos".

Transformantes: son límites donde los bordes de las placas se deslizan una

con respecto a la otra a lo largo de una falla de transformación.

En determinadas circunstancias, se forman zonas de límite o borde, donde se

unen tres o más placas formando una combinación de los tres tipos de límites.

7.1. Límite divergente o constructivo: las dorsales

Son las zonas de la litosfera en que se forma nueva corteza

oceánica y en las cuales se separan las placas. En los límites

divergentes, las placas se alejan y el vacío que resulta de esta separación

es rellenado por material de la corteza, que surge del magma de las

capas inferiores. Se cree que el surgimiento de bordes divergentes en las

uniones de tres placas está relacionado con la formación de puntos

calientes. En estos casos, se junta material de la astenósfera cerca de la

superficie y la energía cinética es suficiente para hacer pedazos la

litosfera. El punto caliente que originó la dorsal meso atlántica se

encuentra actualmente debajo de Islandia, y el material nuevo ensancha

la isla algunos centímetros cada siglo.

Un ejemplo típico de este tipo de límite son las dorsales oceánicas

(por ejemplo, la dorsal meso atlántica) y en el continente las grietas como

el Gran Valle del Rift.

Dorsal oceánica

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7.2. Límite convergente o destructivo

Las características de los bordes convergentes dependen del tipo

de litosfera de las placas que chocan. Con frecuencia las placas no se

deslizan en forma continua; sino que se acumula tensión en ambas placas

hasta llegar a un nivel de energía acumulada que sobrepasa el necesario

para producir el deslizamiento brusco de la placa marina. La energía

potencial acumulada es liberada como presión o movimiento; debido a la

titánica cantidad de energía almacenada, estos movimientos ocasionan

terremotos, de mayor o menor intensidad. Los puntos de mayor actividad

sísmica suelen asociarse con este tipo límites de placas.

Cuando una placa oceánica (más densa) choca contra una continental

(menos densa) la placa oceánica es empujada debajo, formando una

zona de subducción. En la superficie, la modificación topográfica

consiste en una fosa oceánica en el agua y un grupo de montañas en

tierra.

Cuando dos placas continentales colisionan (colisión continental), se

forman extensas cordilleras formando un borde de obducción. La

cadena del Himalaya es el resultado de la colisión entre la placa Indo

australiana y la placa Euroasiática.

Cuando dos placas oceánicas chocan, el resultado es un arco de islas

(por ejemplo, Japón).

La placa oceánica se hunde por debajo de la placa continental.

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7.3. Límite transformante, conservativo o neutro

El movimiento de las placas a lo largo de las fallas de

transformación puede causar considerables cambios en la superficie, lo

que es particularmente significativo cuando esto sucede en las

proximidades de un asentamiento humano. Debido a la fricción, las placas

no se deslizan en forma continua; sino que se acumula tensión en ambas

placas hasta llegar a un nivel de energía acumulada que sobrepasa el

necesario para producir el movimiento. La energía potencial acumulada

es liberada como presión o movimiento en la falla. Debido a la titánica

cantidad de energía almacenada, estos movimientos ocasionan

terremotos, de mayor o menor intensidad.

Un ejemplo de este tipo de límite es la falla de San Andrés, ubicada

en el Oeste de Norteamérica, que es parte del sistema de fallas producto

del roce entre la placa Norteamericana y la del Pacífico.

Falla de San Andrés

8. TEORIA DEL GEOSINCLINAL

El término geosinclinal ha sido usado principalmente para un concepto

geológico ahora obsoleto que intentaba explicar el movimiento vertical de la

corteza terrestre y otras observaciones geológicas. Este concepto fue superado

al aceptarse la teoría tectónica de placas.

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Un geosinclinal es un sinclinal largo y profundo en forma de fosa submarina,

que se llena de sedimentos; éstos, al acercarse mutuamente los bordes de la

cubeta, son expulsados de la misma, se elevan y forman una cordillera. El

sinclinal, aunque muy largo, es inicialmente poco profundo, pero su fondo se va

hundiendo progresivamente bajo el peso de los sedimentos que en él se

depositan (materiales calcáreos, arcillas, margas) hasta formar un flysch. Luego

obran fuerzas tectónicas que en direcciones opuestas acercan dos taludes de la

fosa, lo que contribuye también a aumentar su profundidad y, por consiguiente, el

espesor del depósito sedimentario que sigue llenándola.

En las capas más profundas de la fosa, los sedimentos se transforman en

rocas metamórficas. Bajo los efectos conjugados de la presión, la temperatura,

las fumarolas y otras manifestaciones del magmatismo, los sedimentos arcillosos

se convierten en gneis y en micasquistos, mientras que los sedimentos calcáreos

se transforman en mármol.

Como los dos taludes del geosinclinal siguen aproximándose, el volumen por

ellas limitado va reduciéndose. Así, pues, su contenido sedimentario se pliega,

emerge y desborda por ambos lados, fenómeno correspondiente a la surrección

de una nueva cordillera. De este modo el geosinclinal alpino, depresión antes

limitada por el Macizo Central francés y el Piamonte italiano, ha dado lugar a la

formación de los Alpes.

9. TEORIA DE LA CONTRACCION TERMICA

Existen varias teorías sobre el origen de las cuñas de hielo, pero una sola ha

sido aceptada y refrendada por científicos de fuste: la teoría de contracción

térmica.

Esta hipótesis fue desarrollada y sostenida por diversos autores y fue la más

popular a fines del siglo XIX y primera mitad del siglo XX. Es la hipótesis

tradicional que compara la esfera terrestre con una manzana o naranja que se

contrae al deshidratarse y cuya superficie exterior se arruga como consecuencia

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de ello. La hipótesis supone que la parte exterior de la Tierra se enfrió más

rápidamente que el interior y se volvió más rígida. Como el interior continúa

enfriándose, la superficie externa debe contraerse al tener que acomodarse a un

interior que reduce su volumen permanentemente.

La teoría de contracción térmica sostiene que durante los meses invernales, a

causa de los fríos extremos se forman fisuras de contracción térmica del

permafrost que típicamente tienen unos pocos cm de ancho y un par de metros

de profundidad. Durante el verano, la nieve se derrite y agua líquida se aloja en

la fisura y el permafrost debajo de la superficie la congela. Durante el verano el

permafrost se expande al aumentar la temperatura y el fenómeno de compresión

horizontal produce que los sedimentos en la superficie del permafrost se eleven

mediante deformación plástica creando pequeños montículos. Al invierno

siguiente el frío vuelve a congelar y fisura la cuña de hielo que estaba en

formación y desarrolla rendijas que pueden ser rellenadas durante el verano por

la nieve al derretirse. La temperatura anual media del aire que se precisa para

que se formen cuñas de hielo es de -6° a -8 °C o aún inferiores.

Existen tres formas distintas de cuñas de hielo: Activas, Inactivas y Moldes de

cuñas de hielo. Actualmente se observa la presencia de los tres tipos y en

distintas partes del mundo.

9.1. Activas

Las cuñas de hielo activas son aquellas que continúan desarrollándose

y creciendo. Cada año una capa de hielo se agrega si es que se produce

fisuración, aunque no es preciso que se produzcan fisuraciones todos los

años para que la cuña sea considerada activa. La zona en la que las

cuñas de hielo permanecen activas se encuentra en la zona de

permafrost. Por lo tanto la cantidad de cuñas de hielo que se fisura

anualmente está disminuyendo en forma paulatina y las mismas se

transforman en cuñas inactivas.

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9.2. Inactivas

La cuñas de hielo inactivas son cuñas que ya no se fisuran ni crecen.

Durante los meses de invierno, la cuña no se fisura por lo que no se

puede incorporar agua durante el verano.

9.3. Moldes

En zonas en las cuales antiguamente hubo permafrost, las cuñas de

hielo se han derretido y ya no están ocupadas por hielo. La cuña, que

ahora está vacía, se llena paulatinamente con sedimento y residuos de

las paredes vecinas. Esto es denominado moldes de cuñas y son

utilizados para realizar cálculos sobre la evolución del clima hace cientos

de miles de años.

10.TEORÍA DE LAS CORRIENTES DE CONVECCIÓN

En la búsqueda por explicar fuerzas capaces de mover verticalmente

los continentes se desarrollaron diferentes variantes que postulaban el

desarrollo de células convectivas en el interior terrestre, cuyo motor era la

diferencia de temperatura (y en consecuencia la diferencia de densidad)

de las rocas a diferentes profundidades. Entre los autores que se

ocuparon de estos aspectos puede citarse a Ampferer (1906), Grigs

(1939), Vening-Meinez (1952), Kraus (1951), Urey (1953).

La formación de las células convectivas se produciría por la

circulación del material caliente (menos denso) hacia la superficie y el

enfriamiento posterior y hundimiento del material frío (más denso) en el

interior. Las masas continentales eran tomadas por esas corrientes

convectivas y elevadas en el tope de las ramas ascendentes de la célula

o deprimidas en su hemiciclo descendente. Incluso se propuso que la

formación de las montañas se producía por la compresión de las masas

continentales en la zona de convergencia de las celdas convectivas

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(Vening-Meinez, 1950). Veremos luego que una sutil adaptación de este

modelo permitió un fuerte avance en la explicación de los movimientos

horizontales de las placas corticales.

Es interesante señalar que Belousov critica prejuiciosamente estas

hipótesis señalando que las mismas no han sido desarrolladas por

geólogos sino por geofísicos y que por lo tanto no explican de forma

adecuada ciertos rasgos geológicos, cuando en realidad sólo no lo hacen

en la forma que él considera acertada.

LAS CORRIENTES DE CONVECCIÓN:

La convección es el mecanismo que se produce en los fluidos

cuando el calor es transportado desde zonas de mayor temperatura a

otras con temperatura menor, debido a los cambios en la densidad de

los materiales.

La transferencia de energía comienza cuando una porción de

materia se calienta y, al dilatarse, asciende desde los puntos más

calientes a los más fríos. El proceso contrario tiene lugar cuando al

enfriarse un material aumenta su densidad y desciende por efecto de

la gravedad.

Los procesos convectivos son también muy comunes en otras

capas fluidas de la Tierra, como la atmósfera y la hidrosfera y, en

determinadas condiciones físicas, también pueden darse en los

sólidos.

Dos corrientes de convección en el manto:

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11.TEORÍA DE LOS MOVIMIENTOS VERTICALES:

Con el propósito de explicar la aparente ciclicidad o recurrencia

periódica de los movimientos verticales en la corteza terrestre

(movimientos que daban origen a las cuencas donde se acumulaban los

sedimentos y luego las deformaban y elevaban como cadenas

montañosas), algunos científicos trataron de establecer la posibilidad de

que la Tierra se comportara como un sistema pulsante, con períodos de

expansión (que por similitud con los latidos del corazón se denominaban

períodos de diástole) y períodos de contracción (o de sístole). Entre los

autores que desarrollaron esta teoría cita Belousov a Bucher (1933

y1939), a Usov (1940) y a Obruchev (1936 y 1940), acerca del cual dice

–mezclando desacertadamente ideología política y ciencia- que

"...después de una detallada crítica, Obruchev formuló su versión de la

hipótesis de la pulsación, la cual creyó que estaba más de acuerdo con

los principios del materialismo dialéctico".

II. VOLCANES

1. DEFINICIÓN DE VOLCÁN

Proviene del Latín Vulanus, Vulcano dios del fuego, y el mismo fuego. El

volcán es el único punto de contacto que pone en comunicación directa la

superficie con el interior de la tierra, es decir, es el único medio para observar y

estudiar las rocas magmáticas, que constituyen el 80 % de la corteza terrestre

sólida. En el fondo del Manto terrestre el magma de baja presión asciende,

creando cámaras magmáticas por debajo de la corteza. Después las rocas

agrietadas de la corteza permiten la salida del magma a gran presión y tiene

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lugar la erupción volvcánica. El resultado de esta erupción es vapor de agua,

humo, gases, cenizas, rocas y lava que son lanzados a la atmósfera.

2. PARTES DE UN VOLCAN

Las partes de un volcán son: cámara magmática, chimenea, cráter y cono

volcánico.

2.1. Cámara Magmática

La cámara magmática es donde esta almacenada la roca fundida , que

puede provenir de la capa D” (3000 Km, por plumas y puntos calientes),

de la Astenosfera (100-700 Km, en los límites de placas, dorsales y zonas

de subducción) o de la Litosfera (por descompresión de los sólidos se

vuelven líquidos), que forma la lava

2.2. La Chimenea

La chimenea es el conducto por donde asciende la lava.

2.3. El Cráter

El cráter es la parte del volcán por donde los materiales son arrojados

al exterior; el cono volcánico es la aglomeración de lavas y productos

fragmentados. También es posible que en las fracturas del cono volcánico

o en las erupciones se formen cráteres adventicios que se abren en los

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flancos o en su base y cuyas chimeneas secundarias tienen comunicación

con la principal.

SEGÚN SU ACTIVIDAD:

La salida de productos gaseosos, líquidos y sólidos lanzados por las

explosiones (actividad volcánica) constituyen los paroxismos o erupciones

del volcán y según tengan o no actividad son conocidos como:

a. EXTINGUIDOS:

Todos aquellos volcanes que actualmente están en superficie y que no

han dado muestras de actividad volcánica, independientemente de que en

algún momento alcancen la actividad.

b. ACTIVOS:

Los que hoy, o en tiempos históricos no muy lejanos, se han hallado en

actividad. Esta actividad es casi siempre intermitente, ya que los períodos

de paroxismo alternan con otros de descanso, durante los cuales el volcán

parece extinguido.

3. MATERIALES QUE ARROJA UN VOLCÁN

Los materiales que arrojan pueden ser de tres tipos: gaseosos, líquidos y

sólidos.

3.1. Gases.

A veces son de gran violencia y son mezclas cuya composición varía

de unos a otros, por las distintas erupciones, e incluso por los distintos

periodos de una misma erupción. Los gases más abundantes son el vapor

de agua, dióxido de carbono, nitrógeno, hidrogeno, ácido clorhídrico y

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cloruros volátiles, gases sulfurosos y sulfhídricos, metano y otros

hidrocarburos. Además de por el cráter, los gases también se desprenden

de las lavas fundidas y por las grietas del suelo. Si preceden a las

erupciones, o son posteriores a ellas, se designan con el nombre de

fumarolas.

Los gases expulsados durante las erupciones pueden tener una

densidad tal que arrastren cenizas en suspensión, formándose las

llamadas nubes ardientes (erupción del Vesubio del año 79 d. de C., que

destruyó las ciudades de Pompeya y Herculano).

3.2. Líquidos

Reciben el nombre de lavas y son magmas que salen por el cráter y se

deslizan por los alrededores. Las muy fluidas, como las basálticas, al

desbordar el cráter, se deslizan con facilidad por las vertientes formando,

en alguna ocasión, cascadas (Mauna-Loa) y por la superficie del suelo

formando coladas. La superficie de la corriente de lava en contacto con el

aire se enfría con rapidez y con frecuencia forma una costra que aisla el

interior, donde la lava puede permanecer fluida mucho tiempo y continuar

deslizándose. En las lavas muy fluidas, al enfriarse la superficie, el interior

puede quedar como una cavidad bajo la costra superficial, formando

túneles volcánicos. Al adaptarse la superficie de la lava a esta corriente,

forma estrías y ondulaciones o retorcimientos parecidos a una cuerda

(cordadas).

Cuando el enfriamiento es en regiones submarinas, las lavas con el

agua se enfrían rápidamente en la superficie y los núcleos de lava al

resbalar por la pendiente se van separando en forma de bolsas globosas

que reciven el nombre de lavas almohadilladas o pillow-lavas.

En lavas muy fluidas, al enfriarse la superficie, el interior puede quedar

como una cavidad bajo la costra superficial, formando túneles volcánicos.

Si se desploma parte del techo del túnel volcánico se forman simas que

comunican con el exterior (jameos).

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3.3. Solidos

Sólido: Son los llamados piroclastos y son de proyección. Atendiendo a

su tamaño se dividen en:

Bloques y bombas : Tamaño comprendido entre varios centímetros

a metros. Si las lavas son muy viscosas al producirse la explosión

son lanzadas al aire y su parte externa cristaliza rápidamente

permaneciendo su interior fluido, por lo que al caer al suelo se

agrietan como corteza de pan, llamándose panes volcánicos. Si las

lavas son fluidas o menos viscosas las bombas adquieren formas

de huso al ir girando en su trayectoria.

Lapilli y gredas : Tamaño entre el de un guisante y el de una nuez.

Cenizas o polvo volcánico: Partículas de menos de 4mm que

debido a su tamaño pueden ser transportadas por el viento a

grandes distancias.

Cuando en las lavas viscosas se liberan los componentes volátiles,

ocasionan una expansión que forma cavidades no comunicadas entre sí,

dando el aspecto característico de las pumitas o piedra pómez. La

consolidación de estos piroclastos forman las tobas volcánicas y

aglomerados.

4. TIPOS DE VOLCANES

4.1. EN ESCUDO:

Son aquellos con diámetro mucho mayor que la altura. Se forman por

la acumulación de corrientes de lava con baja viscosidad, por lo que son

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 20

Page 21: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

bajos y con poca pendiente. Ejemplos de este tipo de volcanes son los

hawaianos y los de las Islas Galápagos. Se pueden llegar a ver volcanes

de escudo con un cono de ceniza en su cúspide, como es el caso del

volcán Teutli en Milpa Alta.

4.2. COMPUESTOS

Cuando el magma es viscoso, las burbujas de gases volátiles lo

rompen al escapar y se crean unos fragmentos llamados PIROCLASTOS,

que son lanzados al aire por esos gases. Nos encontraremos así con un

volcán formado por coladas y capas de piroclastos alternantes (surgieron

en épocas de actividad explosiva seguidas por otras de corrientes de lava

fluida).

4.3. CONO DE ESCORIAS

Formados por el agrupamiento de piroclastos en las erupciones de

basaltos, en las que predominan los materiales calientes solidificados por

el aire y que caen cerca del centro de emisión. No suelen tener

pendientes muy altas, suelen medir 300m de altura y tienen forma cónica

y base circular.

4.4. DOMO

Capas de magma ácido que no abandonan el conducto, creciendo

sobre él y liberando de forma ocasional los gases en coladas formadas

por piroclastos.

4.5. CALDERA:

Cuando hay un colapso del techo de una cámara magmática semivacía

tras una erupción masiva.

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 21

Page 22: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

5. TIPOS DE ERUPCIONES

Dependiendo de la temperatura del magma, de la cantidad de productos

volátiles de las lavas y de su fluidez (magmas básicos) o viscosidad (magmas

ácidos), hay varios tipos de erupciones que han adquirido el nombre de aquellos

vulcanismos históricos que se corresponden a algún tipo diferenciado de

erupción:

5.1. HAWAIANO

Característico de Hawai. A través de fisuras o de un volcán en escudo

hay un desprendimiento de lava donde predominan las fluidas. Cuando

rebasan el crater se deslizan con facilidad formando grandes corrientes

de lava que alcanzan una gran superficie.Si aumenta la viscosidad del

magma pueden darse corrientes de nubes ardientes o lo que los nativos

llaman cabellos de la diosa Pelé (diosa del fuego).

5.2. ESTROMBOLIANO

Su nombre viene del volcán Estrómboli, de las Islas Lipari (Italia).Se

producen coladas que descienden por las laderas sin llegar a alcanzar

tanta extensión como los hawaianos. La lava es fluida y tiene gases, lo

que hace que halla una proyección violenta de lapilli. Es el más extendido

en la superficie del globo.

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 22

Page 23: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

5.3. VULCANIANO

Toma el nombre del volcán Vulcano en las islas Lípari. Se desprende

una gran cantidad de gas y el magma es viscose, lo que hace que se

consolide rápidamente cuando sale al exterior y haya una fragmentación

mayor que da lugar a superficies ásperas e irregulares. Las erupciones

son muy fuertes, produciendo gran cantidad de cenizas que, junto con con

algún líquido, son transportadas por los gases emitidos formando nubes

volcánicas.

5.4. PLINIANO Y ULTRAPLINIANO

Su nombre fue dado por Plinio el Viejo, que perdió la vida en la

erupción del Vesubio en el año 79 (también se conoce como

VESUBIANO). Se diferencia del estromboliano en que la fuerza de los

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 23

Page 24: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

gases es muy fuerte y produce explosiones muy violentas que recuerdan

a una bomba atómica (seta). Forma nubes ardientes que pueden llegar

hasta le estratosfera, y que al enfriarse producen precipitaciones de

cenizas que pueden llegar a sepultar ciudades, como ocurrió en Pompeya

.

5.5. PELEANO

Entre los volcanes de las Antillas es famoso el de la Montaña Pelada

de la isla Martinica por su erupción de 1902, que ocasionó la destrucción

de su capital, San Pedro. Su lava es extremadamente viscosa y se

solidifica con gran rapidez, llegando a tapar por completo el cráter; la gran

presión de los gases, que no encuentran salida, levanta este tapón que se

eleva formando una gran aguja. El 8 de mayo, las paredes del volcán

cedieron a tal presión, abriéndose un conducto por el que salieron todos

los gases a gran temperatura con una descomunal fuerza, y que,

mezclados con cenizas, formaron una nube ardiente que alcanzó 28 000

víctimas

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 24

Page 25: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

5.6. KRAKATOANO (ERUPCIONES FREÁTICAS)

Toma el nombre del volcán Krakatoa. Originó una gran explosión y

enormes maremotos. Son las erupciones debidas a la entrada en contacto

de la lava ascendente con agua o rocas mojadas o que entra en la

cámara magmática agua.

5.7. ERUPCIONES SUBMARINAS:

Se producen en los fondos oceánicos y cuyas lavas, si llegan a la

superficie, pueden formar islas volcánicas. Suelen ser de corta duracción

por el equilibrio isostático de las lavas al enfriarse y por la erosión marina.

Un ejemplo claro son las islas Cícladas, en Grecia.

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 25

Page 26: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

5.8. ERUPCIONES DE CIENO

Grandes cráteres mientras están en reposo son lagos o están cubiertos

de nieve. Al recobrar actividad el agua se mezcla con cenizas y otros

restos, y es lanzada formando torrentes y avalanchas de barro, que

destruyen todo lo que encuentran a su paso.

5.9. ERUPCIONES FISURALES

Se originan a lo largo de una fisura o dislocación de la corteza

terrestre. Las lavas son fluidas y recorren grandes extensiones formando

amplias mesetas, con un kilómetro o más de espesor y miles de

kilómetros cuadrados de superficie.

6. VOLCANES EN PERÚ

Los volcanes del Perú están relacionados con la subducción de las placas

Sudamericana y de Nazca. Esta es una lista no exhaustiva de los volcanes

extintos y activos del Perú. Los volcanes activos del Perú pertenecen a la Zona

Volcánica Central (ZVC) de los Andes la cual es una parte del Cinturón Volcánico

de los Andes.

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 26

Page 27: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

Nombre Altitud(msnm)

Clasificación Última erupción

Región

Ampato 6288 n/d n/d Arequipa

Coropuna 6377 n/d Holoceno Arequipa

Misti[] 5822 Estratovolcán Pliniano

1784 Arequipa

Huambo 4550 Campo volcánico 700a.C. Arequipa

Huaynaputina 4850 n/d 1600 Moquegua

Chachani 6057 n/d Holoceno Arequipa

Pichu Pichu 5564 n/d n/d Arequipa

Quimsachata 3923 Domo de lava 4450 a.C. Cusco

Sabancaya [] 5967 Estratovolcán 2003 Arequipa

Sara Sara 5522 Estratovolcán n/d Ayacucho

Ticsani 5408 Domos-Estratovolcán

siglo XVI (no se tiene fecha

exacta)

Arequipa

Tutupaca [] 5815 Fumarólico 1902 Tacna

Ubinas [] 5672 Estratovolcán 2008 Moquegua

Yucamani [] 5550 Estratovolcán 1802 Tacna

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 27

Page 28: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

7. PRINCIPALES VOLCANES EN PERÚ

Entre los Principales Volcanes en el Peru, tenemos a:

Misti (Arequipa)

Ubinas, (Moquegua)

Sabancaya (Arequipa)

Ticsani (Moquegua)

Coropuna (Arequipa)

Huaynaputina (Moquegua)

Chachani (Arequipa)

Tutupaca (Tacna – Moquegua)

Yucamani (Tacna)

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 28

Page 29: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

7.1. VOLCAN MISTI

7.1.1. Características

Fase de actividad (según la intensidad de su actividad) Activo

Fecha de erupción De mayo a octubre de 1948. Y en diciembre

de 1985 ocurrió su última actividad

Tipo de volcán (según su erupción) Estratovolcán. Pliniano

País y ciudad Arequipa, Perú

Altura 5,852 metros

Clima/Temperatura Templado, suave y seco, con una

temperatura entre 10°y25 ° C

Extensión: El volcán Misti ocupa un área de 200 Km2, alcanza

una altitud de 5800 msnm y su cráter está a tan sólo 18 km del

centro de la ciudad de Arequipa.

7.1.2. Geología

El volcán Misti está formado por dos edificios: Estrato volcán que

contiene depósitos del grupo Misti1 de edad Pleistoceno inferior a

media (833000 < 112,000 años) y Estratocono ocurrido entre

112,000 a 11,000 años, que incluye depósitos del Misti 2, Misti 3 y

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 29

Page 30: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

Misti 4. Estos dos edificios han sidoedificados por encima de una

serie de ignimbritas y rocas volcano clásticas del Plio-

pleistocenoagrupados como depósitos “Pre-Misti” (Thouret et al.,

2001).

El depósito “Autopista” forma parte del grupo Misti 4 constituido

de una secuencia de tefras y flujos piroclásticos. Posterior a esta

secuencia piroclástica se tienen depósitos de lahares que se

observan enlas principales quebradas que drenan del volcán y que

han sido datadas por el método C14 entre 500 y 100 años por

INGEMMET en el 2005 (publicación en proceso).

Ninguno de los depósitos de tefras de la Autopista son visibles

en planta, ya que solo afloran en las paredes de las quebradas y

están cubiertos por mas de 10 depósitos de caída de tefras, por

este motivo que los depósitos están representados en el mapa

geológico por líneas de igual espesor (isópacas).

Debido a la variación del espesor de los depósitos respecto a la

distancia desde el cráter se ha considerado 3 facies de distribución;

facie proximal que comprende desde el cráter hasta 12 Km,

faciemedial entre 12 y 30 Km y la facie distal superior a 30 Km del

cráter.

7.2. VOLCAN UBINAS

Localización: 16° 22' S, 70° 54' W

Elevación: 5670 m.

Tipo: Estratovolcán de forma cónica, ligeramente alargada de SE a

NO.

Estructuras: Caldera de forma semi-elíptica, alongada de S a N, tiene

un diámetro máximo de 1.4 km y paredes de hasta 120 m de altura.

Cráter de 300 m de profundidad en la parte SE de la caldera.

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 30

Page 31: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

Vigilancia: Control periódico de temperatura y composición química de

las fumarolas y fuentes termales asociados al volcán.

Actividad actual: Actividad fumarólica variada e intermitente, con

temperaturas de 90 a 100 °C. Esporádicamente los gases se elevan de

100 a 500 m de altura.

Observaciones: Es considerado el volcán más activo del sur del Perú,

debido a sus 23 episodios de alta actividad fumarólica y emisiones de

cenizas registradas desde el año 1550 D.C.

La última erupción explosiva pliniana ocurrió hace 980 años ± 60 B.P.

El edificio volcánico posee un volumen aproximado 30 km3 y una

superficie de 45 km2.

Flanco sur del volcán Ubinas, visto desde el pueblo del mismo nombre.

Obsérvese actividad fumarólica en la cumbre.

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 31

Page 32: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

7.3. VOLCAN SABANCAYA

7.3.1. Características

Tipo: estratovolcán

Ciudad: Arequipa Perú

Altitud: 5.976 msnm

Cordillera : Cordillera de los Andes

Última erupción 30 de julio de 2003

7.3.2. Geología

El Sabancaya es un volcán catalogado como estratovolcán, está

conformado por rocas del Mesozoico y Cenozoico. El Mesozoico

está representado por rocas sedimentarias marinas que ocupan

una extensa superficie situada al costado del masivo volcánico. El

Cenozoico corresponde a un período de volcanismo intenso. Del

Eoceno al Cuaternario, la actividad volcánica fue casi continua,

salvo un lapso de inactividad durante el Oligoceno inferior.

Durante el Holoceno el Sabancaya ha presentado una actividad

que ha consistido en erupciones pliniana caracterizada por la

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 32

Page 33: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

emisión de flujos de lavas andesíticas y dacíticas, y domos de lava,

intercalado con algunos depósitos piroclásticos. Once coladas de

lava reconocidas sobre los flancos forman la base del Sabancaya,

la más larga se extiende hasta 9 km hacia el Este, hasta los

poblados de Cajamarcana y Huacachiguero.

7.4. VOLCAN TICSANI

7.4.1. Características

El Ticsani, es un volcán al sur del Perú, ubicado a 60 Km de la

ciudad de Moquegua. Está localizado en la cordillera Occidental de

los Andes a 5.408 msnm. El Ticsani, es un complejo volcánico

conformado por tres domos alineados y dos cráteres semi

destruidos. Además, en sus proximidades afloran manantiales con

temperaturas muy altas, algunas de las cuales son empleadas

como baños termales.[]

7.4.2. Geografía

El Ticsani se encuentra ubicado en el segmento de la Zona

Volcánica de los Andes Centrales. Es un volcán del tipo Domo de

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 33

Page 34: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

lava - estratovolcán conformado por afloramiento de domos, tres de

los cuales están alineados y dos cráteres parcialmente destruidos.

La base de éste volcán está emplazada sobre los 4400 msnm

hacia los sectores Noreste, Este, Sureste y Sur. Esta base tiene

características propias de la puna o altiplanicie. Asimismo, esta

base posee un relieve horizontal a sub-horizontal con ligeras

ondulaciones. Hacia los sectores Norte, Noroeste, Oeste y

Suroeste, la topografía es muy accidentada, con presencia de

valles juveniles en las márgenes de los ríos Putina, Carumas, etc.

Los flancos de éstos valles presentan pendientes de 50° a 80° de

inclinación con suelos muy inestables y sobre los cuales se han

emplazado la mayoría de los pueblos de la zona.

El substrato del volcán está conformado por lava andesíticas a

dacíticas intercaladas con sedimentos, depositados durante el

Cretáceo medio a superior; sedimentos clásticos continentales del

Paleógeno e ignimbritas riolíticas del Mioceno medio. El volcán

comprende dos edificios: Ticsani Antiguo y cuatro domos y tres

cráteres en Ticsani Moderno.

Estudios petrográficos y geoquímicos efectuados, muestran que

los depósitos pertenecen a un vulcanismo calco-alcalino con alto

contenido de K y con ciertas características adakíticas. Las lavas

del edificio Ticsani antiguo son andesitas, mientras que los

piroclastos y lavas del edificio Ticsani Moderno son dacitas

7.5. VOLCAN COROPUNA

Tipo: estratovolcán

Ciudad: Arequipa

Altitud: 6.425 msnm

Cordillera : Cordillera de los Andes

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 34

Page 35: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

El nevado Coropuna es el tercer nevado más grande y más alto del

Perú, con una altura de 6.425 msnm.1 Se encuentra a unos 150 km al

noroeste de Arequipa, la segunda ciudad más importante del Perú.

Este macizo complejo estratovolcánico cubierto de hielo posee en su

cima una meseta de 12 x 20 km, con seis conos asentados sobre ella.

La cumbre verdadera se encuentra en el extremo noroeste de la

meseta, si bien la cumbre suroeste alcanza una altura similar o algo

mayor dependiendo del espesor de la capa de nieve. Un campo de

hielo permanente de unos 130 km² cubre la región superior,

extendiéndose hasta una altura de 5.300 m en el lado norte y 4.800 m

en el lado sur.

El nombre Coropuna significa «reflejo en la meseta» en quechua. Se

han encontrado restos de vestimentas incas a una altura de 6.000 m, lo

que confirma la actividad de los habitantes precolombinos en la región.

7.6. VOLCAN HUAYNAPUTINA

Tipo: Estratovolcán

Ubicación: Moquegua

Altitud: 4.850 msnm

Cordillera : Andes

Última erupción: 19 de febrero de 1600

El Huaynaputina (siendo wayna: ‘joven’, y putina: ‘volcán’, en

quechua) es un estratovolcán de la cordillera de los Andes localizado

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 35

Page 36: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

en el departamento de Moquegua, al sur del Perú. Este volcán fue la

fuente de la mayor explosión registrada en la historia de América del

Sur, la cual aconteció el 19 de febrero de 1600. El volcán no tiene un

perfil topográfico prominente, pero en su lugar tiene la forma de un

gran cráter volcánico que se haya situado en una meseta con una

altitud promedio de 4200 msnm. Su punto más elevado alcanza una

altitud de 4.850 msnm.

Cuando este volcán erupcionó en 1600 produjo cerca de 30 kilómetros

cúbicos de tefra, mientras que los flujos piroclásticos viajaron

13 kilómetros al este y sureste. La erupción causó daños severos a las

ciudades peruanas de Arequipa y Moquegua. Según un estudio de la

Universidad de California, las consecuencias de la explosión del

volcán pudieron haber tenido repercusiones mundiales, siendo la

posible causa de la hambruna que azotó Rusia entre 1601 y 1603. El

Huaynaputina es considerado un volcán en actividad por el Instituto

Geofísico del Perú.

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 36

Page 37: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

7.7. VOLCAN CHACHANI

Se encuentra en el departamento de Arequipa, provincia de Arequipa,

a 2 horas de la ciudad, 60 kilómetros de distancia.

Chachani es un estrato volcán que pertenece a la cordillera volcánica.

Está formado por 4 cumbres: la principal o noroeste, a 6057 m.s.n.m.,

la norte o pico de los Ángeles, a 5852 m.s.n.m., la suroeste o Monte

Trigo, a 5820 m.s.n.m., la oeste o Horqueta, a 5484 m.s.n.m. Junto

con la cordillera Ampato y la Chila forma parte de las tres cadenas

montañosas que atraviesan todo el departamento arequipeño.

A sus alrededores se aprecian distintos colores: verde, dorado y

celeste. La campiña arequipeña ofrece un paisaje de ensueño, lleno

de andenes cubiertos de sembríos maravillosos.

7.8. VOLCAN TUTUPACA

Altitud: 5.815 msnm

Cordillera: Andes

Prominencia : 1400 m

Última erupción: 1902

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 37

Page 38: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

Tutupaca es una cumbre volcánica del Perú de 5.815 msnm. Está

situada al sur del Perú, en la Cordillera Occidental de los Andes

correspondiente al departamento de Tacna.

Este volcán muestra actividad fumarólica y una cumbre cubierta de

nieve, de sus deshielos nacen 2 ríos pequeños llamados «azufre

chico» y «azufre grande».

7.9. VOLCAN YUCAMANI

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 38

Page 39: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

Fase de actividad (según la intensidad de su actividad)

Fase Inicial. Principalmente piroclástico, después, lavas andesíticas y

lavas alteradas por la fuerte actividad hidrotermal.

La actividad actual del volcán se manifiesta por las fumarolas

existentes en el pico.

Potencialmente Activo.

Fecha de erupción: 1787, 1802, 1862 y 1902

Tipo de volcán (según su erupción): Fumarólico

Ciudad: Se encuentra en Perú y se localiza en el extremo Norte del

Departamento de Tacha, Provincia de Candarave, en la Cadena

Volcánica Sur, conocida como Cordillera del Barroso.

Altura: 1, 400 m

Clima/Temperatura: Mediterráneo seco.

III. GEOLOGIA HISTORICA

1. ESTATIGRAFIA

La Estratigrafía es la rama de la Geología que trata del estudio e

interpretación de las rocas sedimentarias estratificadas, y de la identificación,

descripción, secuencia, tanto vertical como horizontal; cartografía y correlación

de las unidades estratificadas de rocas.

1.1. DIVISIONES DE LA ESTRATIGRAFÍA

La Estratigrafía se puede dividir en diferentes áreas especializadas,

todas interrelacionadas entre sí y con otras ciencias:

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 39

Page 40: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

Análisis de facies, que estudia las facies en todos sus aspectos:

composición, génesis, asociaciones, secuencias, distribución, etc. Es

un campo de intersección con la Sedimentología.

Litoestratigrafía, encargada de la caracterización litológica

(composición y estructura) de las sucesiones estratigráficas y de la

definición de unidades litoestratigráficas, como las formaciones.

Bioestratigrafía, que estudia el contenido, sucesión y distribución del

registro fósil en las rocas, en estrecha relación con la Paleontología. De

ella dependen las unidades bioestratigráficas.

Cronoestratigrafía, se ocupa de la ordenación relativa de las rocas en

el tiempo y del establecimiento de unidades cronoestratigráficas. De la

datación absoluta de las mismas se ocupa la Geocronometría.

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 40

Page 41: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

Magnetoestratigrafía, que estudia la sucesión de los cambios en la

orientación de los polos magnéticos de la tierra (paleomagnetismo) y el

establecimiento de una escala paleomagnética.

Quimioestratigrafía, que se ocupa de la composición geoquímica de

los materiales sedimentarios de la corteza terrestre, así como del

análisis de la variación a lo largo del tiempo de la acumulación en las

rocas de determinados elementos, isótopos o compuestos químicos.

Estratigrafía secuencial, que estudia las secuencias deposicionales y

las unidades tectosedimentarias, conjuntos de sedimentos agrupados

con criterios genéticos, sedimentológicos y tectónicos.

Análisis de cuencas, es el estudio global de las cuencas

sedimentarias, integrando todos los datos sedimentológicos,

estratigráficos, tectónicos, petrográficos, etc. Es el objetivo último de

los estudios estratigráficos y uno de los de mayor trascendencia

económica por su aplicación en la prospección de recursos naturales.

En base a las unidades bioestratigráficas, cronoestratigráficas y

geocronométricas se establecen las unidades geocronológicas, y su

compendio integra la escala temporal geológica, otro de los objetivos de

la estratigrafía.

1.2. PRINCIPIOS DE LA ESTRATIGRAFÍA

Principio del uniformismo o actualismo: Las leyes que rigen los

procesos geológicos han sido las mismas y producen los mismos

efectos durante toda la historia de la Tierra.

Principio de la sucesión de eventos: Todo acontecimiento que afecte a

las rocas es posterior a las mismas.

Principio de la superposición de estratos: los niveles superiores serán

más recientes que los inferiores.

Principio de la horizontalidad original: Los estratos se depositan

siempre de forma horizontal o subhorizontal y permanecen horizontales

si no actúa ninguna fuerza sobre ellos.

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 41

Page 42: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

Principio de la continuidad lateral: un estrato tiene la misma edad a lo

largo de toda su extensión horizontal.

Principio de sucesión faunística: Los estratos que se depositaron en

diferentes épocas geológicas contienen distintos fósiles, debido a la

naturaleza continua e irreversible de la evolución biológica. De igual

manera las capas que contienen fósiles pertenecientes a los mismos

taxones, aunque sean de diferente litología, serán de la misma edad.

1.3. ALGUNOS CONCEPTOS ESTRATIGRÁFICOS

Inversión estratigráfica: La inversión estratigráfica consiste en la

formación de un pliegue inclinado hasta tal punto que, en alguna parte

del corte estratigráfico, los estratos más antiguos se encuentran

dispuestos sobre los más modernos.

Discontinuidad o discordancia estratigráfica: La discontinuidad o

discordancia estratigráfica es la separación entre dos series

estratigráficas, debida a la existencia de una laguna estratigráfica. Hay

varios tipos:

Discordancia angular: La serie antigua se encuentra plegada, de

modo que forma un ángulo con la serie moderna. Esto supone una

etapa de plegamiento posterior al depósito de los materiales más

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 42

PRINCIPIOS DE STENO

A mediados del siglo XVII , Nicolas Steno formula estos tres principios que aún tienen vigencia.

Superposición Horizontalidad original Continuidad lateral

Page 43: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

antiguos, una etapa de erosión, y finalmente la sedimentación de los

materiales modernos.

Discordancia erosiva o disconformidad: la serie antigua se

encuentra erosionada en su parte superior, y sobre ella se ha

depositado la serie moderna, con lo que las dos series están separadas

por una superficie irregular.

Inconformidad: La serie estratigráfica está depositada sobre un

material no estratificado (rocas metamórficas o ígneas).

Paraconformidad: la separación entre las dos series estratigráficas es

horizontal y, por lo tanto, no se distingue de la separación normal entre

dos estratos.

2. FOSILIZACIÓN

La fosilización es el conjunto de procesos mediante los cuales un organismo,

alguna parte de él, sus huellas o los productos de su metabolismo, pasan a

formar parte del registro fósil. Es decir, abarca desde la muerte del organismo

hasta el hallazgo de sus restos en un yacimiento paleontológico.

La Tafonomía es la disciplina de la paleontología que estudia los cambios

morfológicos y estructurales que tienen lugar en cualquier material de origen

biológico durante los procesos de fosilización. Está integrada por dos

subdisciplinas:

Bioestratinomía. Se ocupa del estudio de la transformación de los restos

biológicos una vez producida la muerte del organismo hasta su enterramiento

final.

Fosildiagénesis. Estudia la transformación que tiene lugar en dichos

materiales una vez sepultados y hasta su hallazgo.

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 43

Page 44: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

Entre todas las etapas involucradas en la fosilización la más relevante es la

que tiene lugar luego del enterramiento final de los restos biológicos en un

sedimento. A partir de este momento ocurren transformaciones más o menos

profundas en la Composición y estructura orgánica originales, producto de un

proceso físicoquimico conocido como diagénesis. Mediante este proceso

geológico el sedimento es transformado en roca (deposición, compactación,

litificación), donde inciden factores tales como presión, temperatura, acción de

soluciones inorgánicas y el tiempo geológico involucrado, todos los cuales

influyen en la preservación de los restos biológicos allí presentes.

Existen distintos procesos de fosilización, con diferentes grados de

preservación de la estructura y composición originales (restos de organismos). El

material original que constituye el esqueleto generalmente es reemplazado,

molécula a molécula, por minerales tales como calcita, sílice, fosfato o pirita

(originando una petrificación).

Cuando dicho esqueleto es objeto de una disolución, permanecen indicios de

su estructura que reciben el nombre de moldes (evidencias de organismos). Un

tipo especial de fósiles se genera cuando el organismo queda tempranamente

aislado del ambiente por medios protectores (ámbar, hielo), pudiendo

preservarse incluso la estructura de las partes blandas.

2.1. PROCESOS DE FOSILIZACIÓN

2.1.1. Momificación

El organismo o alguna parte del mismo se conserva con muy

pocos cambios en la composición, forma y/o estructura originales,

debido a la ausencia o acción reducida de los procesos

destructivos. El factor decisivo durante este proceso es el medio

protector que envuelve al organismo, el que impide su putrefacción.

2.1.2. Carbonización

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Page 45: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

Este proceso se debe a la pérdida de elementos volátiles tales

como el nitrógeno, oxígeno e hidrógeno en tejidos de soporte o

esqueletos de naturaleza orgánica (plantas en general;

invertebrados tales como graptolites). Éstos materiales quedan

representados por una concentración o película de residuos

carbonosos.

2.1.3. Petrificación o mineralización

Consiste en el reemplazo molécula a molécula del esqueleto

original mediante la acción de soluciones circulantes en el medio.

La estructura interna puede permanecer intacta, aunque

generalmente se destruye en cierta medida. Se conocen diversas

sustancias reemplazantes, siendo las más comunes:

Carbonato (carbonatización). Por lo general la calcita reemplaza

a la aragonita.

Dolomita (dolomitización). El material original es reemplazado

por dolomita.

Sílice (silicificación). La sustancia de reemplazo es SiO2. La

estructura original se conserva sólo si el reemplazo es molécula

a molécula. Es muy común en madera.

Sulfuros. El caso más común es el caso de reemplazo por FeS2

(piritización).

Otras sustancias que pueden reemplazar la composición son el

fosfato de calcio (apatita), silicatos y metales nativos (cobre, entre

otros).

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Page 46: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

Diferentes Procesos De Fosilización

2.2. FACTORES QUE INCIDEN EN LA FOSILIZACIÓN

2.2.1. Naturaleza del organismo

Sin partes duras (generalmente preservados en yacimientos

excepcionales).

Con partes duras. El esqueleto original puede ser:

a) Inorgánico (carbonato de calcio, calcita/aragonita; sílice).

b) Orgánico (esponjina; quitina; escleroproteína).

c) Inorgánico+orgánico (quitinofosfático; quitinocalcítico; calcita

o apatita con materia orgánica).

2.2.2. Ambiente y modo de vida

Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica Página 46

Page 47: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

Tipo de sedimento y energía del ambiente; procesos

bioestratinómicos destructivos tales como desarticulación;

fragmentación; abrasión o desgaste; bioerosión; transporte post-

mortem; modo de vida libre, fijo o sésil, enterrado, etc.

2.2.3. Condiciones de sepultamiento

(Enterramiento rápido u obrusión; acción de soluciones). La

preservación óptima tendrá lugar bajo las siguientes condiciones:

ambiente acuático (marino o continental) relativamente estable, con

un sedimento de grano fino y/o una tasa de depósito rápido, y sin

retrabajo luego de su enterramiento.

2.2.4. Procesos de reemplazo de materiales de origen biológico por

substancias inorgánicas (fosilización)

Momificación (restos inalterados). Medios protectores: ámbar;

hielo; suelo congelado (permafrost); hidrocarburos (brea);

guano.

Petrificación o reemplazo (calcificación; silicificación; piritización;

carbonización; fosfatización) (restos alterados).

2.3. Importancia del estudio de los fósiles

Certifican la existencia de vida en épocas geológicas pasadas, y

permiten explicar la diversidad y distribución geográfica de los

organismos actuales (filogenia, paleobiogeografía). Por otra parte, el

estudio de los fósiles le aporta a la Teoría de la Evolución su

comprobación empírica, la estructura del tiempo involucrado en los

procesos de cambio biológico, así como los patrones evolutivos que

caracterizan el desarrollo de la vida sobre la Tierra (diversificación,

extinción, entre otros).

Proporcionan información con respecto al ambiente donde habitaron

(paleoecología; paleoicnología).

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Page 48: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

Evidencian los cambios ambientales y geográficos ocurridos durante la

historia geológica (paleogeografía, paleoclimatología).

Indican la edad relativa de las rocas que los contienen

(bioestratigrafía). Por lo tanto, permiten determinar el orden de

sucesión de los estratos sedimentarios y efectuar equivalencias

temporales con otras unidades litológicas.

Los restos de muchos organismos constituyen acumulaciones

orgánicas que dan origen a rocas, las cuales pueden tener importancia

económica (carbón, diatomita, bancos calcáreos,etc).

3. FOSILES GUIAS EN EL PERU

Mencionaremos algunas importantes:

Baguatherium es un género extinto de piroterio, grupo de mamíferos herbívoros de pezuña nativos de América del Sur

Cynthiacetus es un género extinto de cetáceo arqueoceto, perteneciente a la familia de los basilosaúridos, que vivió durante el Eoceno Superior hace unos 38 millones de años. Fue encontrado en el sudeste de Estados Unidos y Egipto (Cynthiacetus maxwelli), y en la formación Otuma en Perú

Icadyptes salasi es un pingüino gigante extinto del Eoceno Superior del Perú, de hace 36 millones de años. Medía unos 150 cm de altura y fue hallado en las costas desérticas de Ica, región al sur del país. Los fósiles del Icadyptes salasi y el Perudyptes devriesi fueron descubiertos en 2005 por un equipo de paleontólogos peruanos.

Livyatan melvillei es un género y especie extinto de odontoceto, perteneciente a la familia Physeteridae conocido por un único ejemplar que habitó en lo que ahora es Perú.

Ocucajea es un género extinto de cetáceo de la familia de los basilosáuridos del Eoceno Medio (etapa del Bartoniano) hallado en depósitos del sur de Perú.

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4. ESCALA GEOLOGICA NORTEAMERICA

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Page 50: Geología Estructural, Volcanes, Geología Histórica

BIBLIOGRAFIA

Fundamentos de geología

Segunda edición

Reed Wicander y James S. Monroe

Apuntes de geologia general

Texto del Ing. Edsn Navarrete

Espol 2005

Geologia aplicada a la Ingenieria

P. Paniukov

Editorial Mir Moscu

www.wikipedia.org

http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/alumno/4ESO/tierra_cambia/

actividad2.htm

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