deriva continental
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DERIVA CONTINENTAL.
Deriva continental es el movimiento de las placas tectónicas que provoca
el desplazamiento de las masas continentales. La teoría de deriva continental
fue originalmente propuesta por Alfred Wegener en 1912. Éste la formuló
basado en numerosas observaciones que indican que los continentes estaban
unidos en eras geológicas pasadas. Estas evidencias incluyen la manera en
que parecen encajar las formas de los continentes a cada lado del Océano
Atlántico, como por ejemplo África y Sudamérica (aunque Benjamín Franklin y
otros ya se habían percatado del mismo hecho anteriormente). El parecido de
la fauna fósil de los continentes septentrionales y como algunas formaciones
geológicas continúan en continentes separados por océanos.(como el de estos
tiempos).[[Media:]]Wegener también conjeturó que el conjunto de los
continentes actuales estuvieron unidos, en el pasado remoto de la Tierra,
formando un supercontinente denominado Pangea. El concepto fue
inicialmente descartado por la mayoría de sus colegas, 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 el manto de la Tierra de la
misma manera que uno desplaza una alfombra sobre el piso de una habitación,
lo cual es por completo irrazonable. La fuerza de fricción a la escala de los
continentes lo hace imposible. La idea de deriva continental no fue aceptada
como teoría seria en Europa hasta los años 50. Durante la década siguiente las
investigaciones de Robert Dietz, Bruce Heezen, Harry Hess y Maurice Ewing
condujeron a su aceptación final.
La teoría de la Deriva Continental forma parte del concepto de tectónica
de placas. El fenómeno sucede desde hace cientos de millones de años
gracias a la convección en la astenosfera lo que hace que la litosfera sea
desplazada pasivamente por estas corrientes de convección.
Antecedentes históricos
En 1885 y basándose en la distribución de floras fósiles y de sedimentos
de origen glacial, el geólogo suizo Suess propuso la existencia de un
supercontinente que incluía India, África y Madagascar, posteriormente
añadiendo a Australia y a Sudamérica. A este supercontinente le denominó
Gondwana. En estos tiempos, considerando las dificultades que tendrían las
plantas para poblar continentes separados por miles de kilómetros de mar
abierto, los geólogos creían que los continentes habrían estado unidos por
puentes terrestres hoy sumergidos. El astrónomo y meteorólogo alemán Alfred
Wegener (1880-1930) fue quien propuso que los continentes en el pasado
geológico estuvieron unidos en un supercontinente de nombre Pangea, que
posteriormente se habría disgregado por deriva continental. Su libro
Entstehung der Kontinente und Ozeane (La Formación de los Continentes y
Océanos; 1915) tuvo poco reconocimiento y fue criticado por falta de evidencia
a favor de la deriva, por la ausencia de un mecanismo que la causara, y porque
se pensaba que tal deriva era físicamente imposible.
Los principales críticos de Wegener eran los geofísicos y geólogos de
los Estados Unidos y de Europa. Los geofísicos lo criticaban porque los
cálculos que habían llevado a cabo sobre los esfuerzos necesarios para
desplazar una masa continental a través de las rocas sólidas en los fondos
oceánicos resultaban con valores inconcebiblemente altos. Los geólogos no
conocían bien las rocas del hemisferio sur y dudaban de las correlaciones
propuestas por el científico alemán. A pesar del apoyo de sus colaboradores
cercanos y de su reconocida capacidad como docente, Wegener no consiguió
una plaza definitiva en Alemania y se trasladó a Graz, en Austria, donde fue
más ampliamente reconocido.
En 1937, el geólogo
sudafricano Alexander Du Toit
publicó una lista de diez líneas de
evidencia a favor de la existencia
de dos supercontinentes, Laurasia
y Gondwana, separados por un océano de nombre Tethys el cual dificultaría la
migración de floras entre los dos supercontinentes. Du Toit también propuso
una reconstrucción de Gondwana basada en el arreglo geométrico de las
masas continentales y en correlación geológica. Hoy en día el ensamble de los
continentes se hace con computadoras digitales capaces de almacenar y
manipular enormes bases de datos para evaluar posibles configuraciones
geométricas. Sigue habiendo cierto desacuerdo en cuanto a la posición de los
distintos continentes actuales en Gondwana.
Los datos a favor de un supercontinente
La glaciación de Gondwana
La expansión de los casquetes polares durante las glaciaciones deja
huellas en el registro geológico como lo son depósitos de material acarreado
por el hielo y marcas de abrasión en rocas que estuvieron en contacto con las
masas de hielo durante su desplazamiento. Ambos de estos tipos de evidencia
de un evento glacial pérmico (hace 280 millones de años) han sido reportados
en Sudamérica, África, India, Australia y Antártida. En las reconstrucciones de
Gondwana, las áreas afectadas por la glaciación son contiguas a pesar de
ocupar lo que hoy en día son distintos continentes. Inclusive las direcciones de
flujo del hielo, obtenidas a partir de las marcas de abrasión, son continuas de
África occidental a Brasil y Argentina así como lo son de Antártida a India.
Reconstrucción de las masas continentales de Gondwana durante el
Pérmico, basada en el registro glacial.
Datos litológicos y estructurales
Las distribuciones de rocas cristalinas, rocas sedimentarias y
yacimientos minerales forman patrones que continúan ininterrumpidos en
ambos continentes cuando Sudamérica y África son restituidos cerrando el
océano Atlántico. Por ejemplo, las cadenas montañosas orientadas E-W que
atraviesan Sudáfrica continúan cerca de Buenos Aires, Argentina.
Los estratos sedimentarios tan característicos de sistema Karoo en
Sudáfrica, que consisten en capas de arenisca y lutita con mantos de carbón,
son idénticos a los del sistema Santa Catarina en Brasil.
Capas de roca que forman una columna estratigráfica pérmica han sido
encontradas en partes de África, Sudamérica, Antártida, e India. Esta
secuencia de rocas fue depositada antes de la disgregación del
supercontinente Pangea.
Después de que los geofísicos habían sido los más asiduos críticos de la
hipótesis de deriva continental, es curioso que la evidencia más contundente
que finalmente se acumuló a favor de la hipótesis haya sido precisamente de
índole geofísica. En los años 30 el geofísico japonés Wadati documentó el
incremento en la profundidad de los sismos en función de la distancia tierra
dentro hacia el continente. Al mismo tiempo el sismólogo Hugo Benioff
documentaba la misma variación y resaltaba el hecho de que las zonas de alta
sismicidad no estaban distribuidas de manera uniforme sobre el globo
terráqueo, sino que éstas se alojaban en fajas más o menos continuas
asociadas a algunas márgenes Continentales.
Mapa con la distribución de volcanes activos (triángulos) y sismos
(puntos pequeños). Nótese su distribución a lo largo de fajas largas y
angostas. Estas fajas de actividad sísmica y volcánica definen los límites
entre placas.
FORMA DE CONVERGENCIA DE PLACAS TECTONICA
Una placa tectónica es un fragmento de litosfera que se desplaza como un
bloque rígido sin presentar deformación interna sobre la astenosfera de la
Tierra. Este movimiento se produce por corrientes de convección en el interior
de la Tierra que liberan el calor original adquirido por el planeta durante su
formación.
La tectónica de placas es la teoría que explica de manera elegante y
coherente la estructura, historia y dinámica de la superficie de la Tierra.
Establece que la litosfera (la porción superior más fría y rígida de la Tierra) está
fragmentada en una serie de placas o baldosas que se desplazan sobre el
manto terrestre fluido. Esta teoría también describe el movimiento de las
placas, sus direcciones e interacciones.
La litosfera terrestre está dividida en 12 grandes placas y en varias placas
menores o micro placas. En los bordes de las placas se concentra actividad
sísmica, volcánica y tectónica. Esto da lugar a la formación de grandes
cadenas de montañas y cuencas.
Hasta ahora la Tierra es el único planeta del Sistema Solar con placas
tectónicas activas, aunque hay evidencias de que Marte, Venus y alguno de los
satélites galileanos como Europa fueron tectónicamente activos en tiempos
remotos.
Mapa que muestra los límites entre las placas tectónicas principales de la
Tierra.
Aunque la teoría de la tectónica de placas fue formalmente establecida
en los años 1960 y en los 1970, en realidad esta es producto de más de dos
siglos de observaciones geológicas y geofísicas. Por ejemplo, en el siglo XIX
se observó que existieron numerosas cuencas sedimentarias en el pasado de
la Tierra, con espesores estratigráficos de hasta diez veces los observados en
el interior de los continentes, y que estas fueron deformadas posteriormente
por procesos desconocidos originando cordilleras montañosas. A estas
cuencas se les denominó geosinclinal y al proceso de deformación orogénesis.
Otro descubrimiento del siglo XIX fue la documentación de una cadena
montañosa o "dorsal" en medio del océano Atlántico que observaciones
posteriores mostraron que se extendía formando una red continua por todos los
océanos.
Un avance significativo en el problema de la formación de los
geosinclinales y sus orogenias ocurrió entre 1908 y 1912 cuando Alfred
Wegener propuso que las masas continentales estaban en movimiento y que
estas se habían fragmentado de un supercontinente que denominó Pangea. El
movimiento de las masas continentales deformaría los sedimentos
geosinclinales acumulados en sus bordes levantando nuevas cadenas
montañosas. Wegener creía que los continentes se deslizaban sobre la
superficie de la corteza bajo los océanos como un bloque de madera sobre una
mesa y que esto se debía a fuerzas de marea producto de deriva de los
polos. Sin embargo, pronto fue demostrado que estas fuerzas son del orden de
una diez millonésima a una centésima de millonésima de la fuerza de
gravedad, lo que hacia imposible que estas pudieran plegar y levantar las
masas de las cordilleras montañosas.
La teoría de la Tectónica de placas explicó finalmente que todos estos
fenómenos (deriva continental, formación de cordilleras continentales y
submarinas) son manifestaciones de procesos de liberación del calor original
de la Tierra adquirido durante su formación. Estos procesos fragmentan la
litosfera en baldosas, hacen que se separen, deriven y deformen la superficie
terrestre.
Tipos de placas
Las placas litosféricas son esencialmente de dos tipos, en función de la
clase de corteza que forma su superficie. Hay dos clases de corteza. la
oceánica y la continental.
1-)Placas oceánicas.
Son placas cubiertas íntegramente por corteza oceánica, delgada y de
composición básica. Aparecerán sumergidas en toda su extensión, salvo por la
presencia de edificios volcánicos intraplaca, de los que más altos aparecen
emergidos, o por arcos de islas en alguno de sus bordes. Los ejemplos más
notables se encuentran en el Pacífico: la placa Pacífica, la placa de Nazca, la
placa de Cocos y la placa Filipina.
2- ) Placas mixtas.
Son placas cubiertas en parte por corteza continental y en parte por
corteza oceánica. La mayoría de las placas tienen este carácter. Para que una
placa fuera íntegramente continental tendría que carecer de bordes de tipo
divergente (dorsales) en su contorno. En teoría esto es posible en fases de
convergencia y colisión de fragmentos continentales, y de hecho pueden
interpretarse así algunas subplacas de las que forman los continentes. Valen
como ejemplos de placas mixtas la placa Sudamericana o la placa
Euroasiática.
Solo existe una placa que pueda llamarse continental, y es la microplaca iraní,
que carece totalmente de bordes divergentes (dorsales).
Límites de placa
Las placas limitan entre sí por tres tipos de situaciones.
Límites divergentes.
Corresponden al rift medio oceánico que se extiende, de manera
discontinua, a lo largo del eje de las dorsales.
Límites convergentes.
Allí donde dos placas se encuentran. Hay dos casos muy distintos:
Topografía de las
dorsales que revela su
estructura simétrica.
Límites de subducción. Una de las placas se dobla, con un ángulo
pequeño, hacia el interior de la Tierra, introduciéndose por debajo de la otra. El
límite viene marcado por la presencia de una fosa oceánica o fosa abisal, una
estrecha zanja cada uno de cuyos flancos pertenece a una placa distinta. Hay
dos casos que difieren por la naturaleza de la litosfera en la placa que recibe la
subducción: puede ser de tipo continental, como ocurre en la subducción de la
placa de Nazca bajo los Andes; o puede ser litosfera oceánica, en cuyo caso se
desarrollan allí edificios volcánicos que forman un arco de islas. Las fosas
oceánicas, y los límites que marca, tienen una forma curva, con una gran
amplitud según corresponde a la sección de un plano inclinado, el plano de
subducción, con la superficie
Límites de colisión. Se originan cuando la convergencia facilitada por la
subducción provoca la aproximación de dos masas continentales. Al final las
dos masas chocan, levantándose un orógeno de colisión, con los materiales
continentales de la placa que subducía tendiendo a ascender sobre la otra
placa. Las mayores cordilleras, como el Himalaya o los Alpes se forman así.
Límites de fricción. Es como llamamos a la situación en que dos placas
aparecen separadas por un tramo de falla transformante. Las fallas
transformantes quiebran transversalmente las dorsales, permitiéndoles
desarrollar un trazado sinuoso a pesar de que su estructura interna exige que
sean rectas. Topográficamente las fallas transformantes aparecen como
estrechos valles rectos asimétricos en el fondo oceánico. Sólo una parte del
medio de cada falla es propiamente límite entre placas, proyectándose los dos
extremos cada uno dentro de una placa.
Bordes de placa
Las zonas de las placas contiguas a los límites, los bordes de placa, son
las regiones de mayor actividad geológica interna del planeta. En ellas se
concentran:
El vulcanismo. La mayor parte del vulcanismo activo se produce en el
eje de las dorsales, en los límites divergentes, pero al ser submarino y de tipo
fluidal, poco violento, pasa muy desapercibido. Detrás vienen las regiones
contiguas a las fosas por el lado de la placa que no subduce.
La orogénesis, es decir, el levantamiento de montañas. La orogénesis
acompaña a la convergencia de placas, tanto donde hay subducción, donde se
levantan arcos volcánicos y cordilleras, como los Andes, ricas en volcanes;
como en los límites de colisión, donde el vulcanismo es escaso o ausente, pero
la sismicidad es particularmente intensa.
La sismicidad. Existen terremotos intraplaca, originados en fracturas en
las regiones centrales y generalmente estables de las placas; pero la inmensa
mayoría se producen en bordes de placa. Las circunstancias del clima y de la
historia han hecho concentrarse una buena parte de la población mundial en
las regiones más sísmicas de los continentes, las que forman los cinturones
orogenéticos, junto a límites convergentes. Algunos terremotos importantes,
como el que destruyó Lisboa en 1755, se originaron en límites de fricción,
generalmente en el océano. Los terremotos más importantes de las dorsales
son los que se producen en donde las fallas transformantes actúan como límite
entre placas
Mapa de densidad de terremotos.
Se observa la
concentración
de ellos en los bordes de placa.
FORMACION DE ZONAS DE SUBDUCCION
A causa de un choque de la subducción de placas es un proceso de
hundimiento de una placa litosférica bajo otra en un límite de placas
convergente, según la teoría de tectónica de placas. Generalmente, es la
litosfera oceánica, de mayor peso específico, la que subduce bajo la litosfera
continental, de menor peso específico debido a su mayor grosor cortical. Un
ejemplo muy estudiado es la subducción de la placa de Nazca Bajo la
Cordillera Andina.
El lento movimiento, hacia las capas más profundas de la Tierra, de la
placa oceánica provoca un aumento lento de las temperaturas en las rocas del
antiguo fondo del mar, hasta más de 1.000 grados Celsius y a una profundidad
de 100 kilómetros aproximadamente las rocas de la placa oceánica se funden
parcialmente. Durante la subducción se observa además un aumento relativo
rápido de la presión. En una zona de subducción, la corteza terrestre así
derretida asciende nuevamente hacia la superficie en donde ayuda a formar
volcanes e islas. La formación de algunos volcanes, montañas, islas y fosas
oceánicas están conectadas con el proceso de subducción, deriva continental y
orogénesis.
La subducción ocurre principalmente en la costa oeste de América del
Sur (Chile, Perú, Ecuador, Colombia), Japón, Aleutianas, Java y partes del Mar
Mediterráneo. Siempre provoca fenómenos sísmicos de mayor magnitud.
La litosfera derretida también libera gases de la atmósfera, que fueron
atrapados en el suelo y por eso la subducción de la litosfera también contribuye
al reciclaje de la atmósfera.
Detalle zona de subducción
La zona de subducción es una zona larga y estrecha donde una placa
litosférica desciende por debajo de otra. Dado que la temperatura y la presión
aumentan con la profundidad, una parte de los materiales de la placa en
subducción son liberados (en especial el agua) lo que conlleva a la fusión del
manto, que a su vez, asciende a través de la corteza terrestre continental
creando volcanes. Las zonas de subducción constituyen una parte muy
importante dentro de la dinámica de los materiales terrestres. Los materiales
subducidos han cambiado posiblemente las propiedades del manto, y permitido
que la convección se mantenga. Sismológicamente las zonas de subducción
son caracterizadas por las Zonas de Benioff.
Una placa oceánica (peso específico mayor) y una placa continental
(peso específico menor) la placa oceánica se hunde abajo de la placa
continental. Este movimiento lento hacia abajo incluye un aumento lento de las
temperaturas en las rocas del antiguo fondo del mar. En una profundidad de
100 Km. (aprox.) las rocas de la placa oceánica se funden parcialmente.
Durante la subducción se observa además un aumento relativo rápido de la
presión.
En algunos regiones la parte superior de la corteza oceánica,
principalmente los sedimentos marinos choquen con el continente y no
sumergen con los otros partes de la placa. Este fenómeno conocido como
subducción produce un crecimiento de la corteza continental.
La subducción ocurre principalmente en la costa oeste de América de sur
(Chile, Perú), Japón, Aleutas, Java y partes del mar mediterráneo. Siempre
provoca fenómenos sísmicos de mayor magnitud. Además la placa oceánica
subducida, parcialmente fundida puede generar una cadena de volcanes
activos.
Figura: Subducción:
Proceso del metamorfismo y fusión parcial
Zona de Benioff
El movimiento entre la placa oceánica y las rocas continentales producen altas
tensiones tectonicas. Esta actividad tectonica se descarga en temblores y
terremotos en las zonas arriba de la subducción. Los geofísicos pueden medir
la profundidad de la actividad sísmica: Los sismos cercanas de la costa tienen
su foco en bajas profundidades y paulatinamente hacia al interior del continente
la profundidad se aumenta.
Tipos de subducción
Generalmente existen dos tipos de subducción:
a) Tipo andino
El tipo Andino tiene un ángulo de subducción entre 20-30° y produce una
morfología como en los Andes.
b) Tipo Back-Arc
El tipo Back-Arc tiene un ángulo de subducción alrededor de 70° y produce una
cadena de islas volcánicas, una mar (con corteza oceánica) entre los volcanes
y el continente.
Ejemplos
En la configuración de placas de hoy existen varias lugares de subducción:
La placa Nazca con el continente América de sur, en Chile, Perú, Ecuador,
Colombia. (Subducción tipo andino)
b) Japón con subducción del tipo Back-Arc.
c) Alaska con la fosa de Aleutiana
d) Fosa de Java en Corea
e) En el mar atlántico a la costa de Venezuela.
Mapa geotectónico del mundo
El mapa geotectónico del mundo muestra la distribución actual de los
continentes y su configuración a respeto de los fenómenos más importantes de
la deriva continental. Las placas continentales principales son América de sur,
América de Norte, África, Australia, Antártica y Europa-Asia-India. Las placas
oceánicas más importantes son la placa Nazca, placa Cocos y placa pacífica.
Además se puede observar las regiones donde actualmente existe subducción
(Chile, Perú, Marianas, Aleutas y Tonga. Los lomos centrales oceánicas, donde
se forma actualmente la corteza oceánica se conoce en el centro del atlántico,
pacifico y indico. Los choques entre continentes más recientes son África-
Europa y la India –Asia. También Europa chocó con Asia (Montañas Ural en
Rusia) pero en tiempos más antiguos.
FORMACION DE LAS FOSAS OCEANICAS
Se le llama fosa oceánica a las zonas del suelo submarino deprimidas y
alargadas donde aumenta la profundidad del océano. Es una forma de relieve
que se encuentra en el mar y que puede llegar hasta los 12 Km. de
profundidad.
La temperatura del agua en las fosas oceánicas suele ser muy baja.
Normalmente suele oscilar entre los 0º y 2ºC. De momento, la fosa oceánica
más profunda actualmente es la Sima Challenger con 11.033 metros de
profundidad. Aunque no lo parezca, en las fosas oceánicas existe vida marina,
como por ejemplo los moluscos.
En el Pacífico occidental se encuentra el mayor número de fosas y las más
profundas, con seis fosas que superan los 10.000 m de profundidad.
Durante años sorprendió que las zonas más profundas del océano no se
hallasen en su centro, sino junto a las costas de islas (volcánicas) y
continentes. El fenómeno es perfectamente comprensible a la luz de la teoría
de la tectónica de placas y la deriva continental, como se explica a
continuación.
Procesos geológicos asociados a las fosas
Las fosas oceánicas se forman en las zonas de subducción, lugares de
la corteza terrestre donde dos placas convergen, colisionan, y una de ellas (la
de mayor densidad) se introduce (subduce) bajo la otra. Esto produce una gran
depresión en el suelo submarino.
Dichas zonas de subducción están asociadas a una intensa actividad sísmica
provocada por las tensiones, compresiones y rozamiento entre las dos placas.
Los grandes terremotos y tsunamis del Japón o de Indonesia están causados
por este fenómeno.
Cuando la placa que subduce alcanza la astenosfera se funde, y los
materiales fundidos, más ligeros, asciende originando volcanes. Según la
naturaleza de las placas que convergen se pueden distinguir dos casos:
Si las dos placas que colisionan están compuestas por litosfera
oceánica, la intensa actividad volcánica origina arcos de islas, como las
Aleutianas, Japón, Filipinas, Islas de la Sonda o las Antillas. Junto a estas islas
existen profundas fosas submarinas (Fosa de las Marianas, Fosa del Japón,
Fosa de Puerto Rico, etc.).
Si una placa oceánica subduce bajo una continental, junto a la intensa
actividad volcánica se produce un orógeno, es decir, se origina una cordillera;
tal es el caso de la placa de Nazca que al subdicir bajo la placa Sudamericana
originó los Andes. Como en el caso anterior, hay asociada una fosa oceánica
(fosa de Perú-Chile).
Zona de subducción en que observa una fosa oceánica junto a la costa
Principales fosas oceánicas
Fosa oceánica LocalizaciónProfundidad
(m)
Fosa Challenger o de las
Marianas
Pacífico (S Islas
Marianas)11.022
Fosa de TongaPacífico (NE Nueva
Zelanda)10.822
Fosa del Japón Pacífico (E Japón) 10.554
Fosa de las Kuriles o de
KamchatkaPacífico (S Islas Kuriles) 10.542
Fosa de Mindanao Pacífico (E Islas Filipinas) 10.497
Fosa de KermadecPacífico (NE Nueva
Zelanda)10.047
Fosa de Puerto Rico Atlántico (E Puerto Rico) 9.200
Fosa de BougainvillePacífico (E Nueva
Guinea)9.140
Fosa de las Sandwich del SurAtlántico (E Islas
Sandwich)8.428
Fosa de Perú-Chile o Fosa de
Atacama
Pacífico (O de Perú y
Chile)8.065
Fosa de las AleutianasPacífico (S Islas
Aleutianas)7.822
Fosa de las Caimán Mar Caribe (S Cuba) 7.680
Fosa de Java Índico (S Isla de Java) 7.450
Fosa de Cabo VerdeAtlántico (O Islas Cabo
Verde)7.292
Fosa de Puerto Rico
CORRIENTE DE CONVECCION DEL MAGMA
La convección es una de las tres formas de transferencia de calor y se
caracteriza porque ésta se produce a través del desplazamiento de partículas
entre regiones con diferentes temperaturas. La convección se produce
únicamente en materiales fluidos. Éstos al calentarse disminuyen su densidad y
ascienden al ser desplazados por las porciones superiores que se encuentran a
menor temperatura. Lo que se llama convección en sí, es al transporte de calor
por medio de las parcelas de fluido ascendente y descendente.
La transferencia de calor implica el transporte de calor en un volumen y la
mezcla de elementos macroscópicos de porciones calientes y frías de un gas o
un líquido. Se incluye también el intercambio de energía entre una superficie
sólida y un fluido. Bomba, un ventilador u otro dispositivo mecánico.
En la transferencia de calor libre o natural en la cual un fluido es más
caliente o más frío y en contacto con una superficie sólida, causa una
circulación debido a las diferencias de densidades que resultan del gradiente
de temperaturas en el fluido.
La litosfera de la Tierra (corteza y manto superior) se encuentra
fragmentada, en piezas llamadas placas. Estas placas, impulsadas por
corrientes de convección, derivan a través del manto. Algunas placas se
separan (divergen), y algunas chocan (convergen). En ocasiones sucede que
una placa se desliza a través de otra en un movimiento lateral
(transformación). Estos movimientos causan los terremotos y contribuyen a la
formación de montañas, volcanes, y mares. La teoría de la tectónica de placas
explica el concepto de la litosfera de la Tierra como una construcción de placas
en movimiento.
EXPANSIÓN DEL SUELO OCEANICO
En la década de 1920, el estudio de los lechos marinos progresó cuando el
sonar, dispositivo de sondeo con eco, fue modificado para medir las
profundidades oceánicas. Con un sonar se podía medir la topografía submarina
y establecer su cartografía. Más tarde, los geofísicos adaptaron los
magnetómetros aéreos para poder medir variaciones de intensidad y
orientación geomagnética. Las travesías de los magnetómetros transportados
en barcos por las dorsales oceánicas mostraron que las rocas de un lado de la
dorsal producían un motivo reflejado del de las rocas del otro lado. Los
métodos de datación aplicados a las rocas corticales basálticas del lecho
marino mostraron que la materia más cercana a la dorsal era mucho más joven
que la lejana, de hecho, era relativamente reciente. Además, no se encontraron
capas de sedimentos marinos en la cumbre de la dorsal, pero aparecían a cada
lado, Otra más antigua y gruesa a mayor distancia. Estas observaciones,
añadidas a las del gran flujo de calor, hicieron pensar que la dorsal es el lugar
donde se crea la corteza oceánica nueva; el material llega por corrientes de
convección de lava caliente, pero se enfría y solidifica con rapidez al contacto
con el agua fría del fondo oceánico. Para dejar sitio a esta suma continua de
nueva corteza, las placas deben separarse lenta pero de forma constante. En
el Atlántico norte, la velocidad de separación es de sólo 1 cm al año, mientras
que en el Pacífico es de más de 4 cm al año. Estos movimientos relativamente
lentos, impulsados por corrientes de convección térmicas originadas en las
profundidades del manto terrestre, son los que han generado, en el curso de
millones de años, el fenómeno de la llamada deriva continental.
En la década de 1960, los datos detallados del suelo oceánico fueron
agrupados e incorporados en mapas fisiográficos donde el relieve submarino
fue representado por científicos del Observatorio Geológico Lamont en la
Universidad de Colombia. Se dieron cuenta de que la cresta de las dorsales
oceánicas tiene la forma de una rendija, o grieta, de unos pocos kilómetros de
ancho, situada en el centro de la dorsal. También descubrieron que en el mar
Rojo la dorsal penetra en el continente africano para convertirse en el famoso
valle del Rift, que llega desde el valle del Jordán y el mar Muerto, pasando por
el mar Rojo, a Etiopía y al este de África. Resulta evidente que la dorsal marca
una división en la corteza terrestre como lo hace en la oceánica.
Los nuevos mapas fisiográficos del fondo del océano también revelan, por
primera vez, que las crestas de las dorsales tienen muchas grietas, llamadas
zonas de fractura. Estas grietas señalan la dirección de las fallas de
transformación (lo que se llama `deslizamiento según el rumbo') que se han
desarrollado para compensar las tensiones generadas por velocidades distintas
de expansión del suelo marino. Aunque la mayoría de estas fallas están ocultas
bajo el océano, una de ellas, la falla de San Andrés conocida por su propensión
a los terremotos, emerge del océano Pacífico, cerca de San Francisco, en
California y atraviesa cientos de kilómetros de tierra.
EVOLUCION DE LA DORSAL DEL ATLANTICO
El Atlántico, tiene 82 millones de kilómetros cuadrados de agua salada.
Atravesado por una cordillera submarina, dorsal centro atlántico. Que puede
verse como islote en Islandia. Del Atlántico y sus misterios se han hablado sin
cese desde hace milenios. Platón ubicó allí el continente de la Atlántida
sumergido tras un seísmo. Al igual que el Pacífico su carácter templado facilita
la vida. De sus aguas surgen enigmas de seres gigantescos como el reciente
caso de los calamares gigantes canarios.
El margen atlántico de la Península es un margen estable, sin
manifestaciones actuales que permitan suponer una tectónica activa. No existe
límite de placas entre este y el continente, ya que la Península se encuentra
dentro de la placa Euroasiática, compuesta por corteza oceánica y continental.
Este margen estable nace como consecuencia de la divergencia de las placas
que da lugar a la apertura del océano Atlántico.
Se distinguen en este margen las siguientes zonas:
La
plataforma continental aparece bordeando las tierras emergidas, hasta una
profundidad media de 200 m. Se trata de una prolongación débilmente
sumergida del continente, con un sustrato de corteza continental,
distinguiéndose de aquel por la delgada película de agua que la recubre y por
los fenómenos sedimentarios debidos a la acción marina.
El talud continental es la zona de fuerte pendiente que sigue a la
plataforma, extendiéndose desde los 200 m hasta los 2.000 m por término
medio. Su pendiente media, de 4º-5º, puede parecer débil, pero contrasta
mucho con la de la plataforma, unas 20 veces menor. El talud suele estar
cortado por cañones submarinos, formas de erosión situadas por lo general en
el
emplazamiento o en la proximidad de grandes accidentes tectónicos y cuya
cabecera puede estar muy cerca de la costa.
El pie del talud suele estar ocupado por el glacis continental, a un profundidad
que va desde los 4.000 m a los 5.000 m, con una inclinación general de 0,5º-1º
y recorrido por valles o canales que divergen dando formas de abanico. El
glacis se sitúa sobre un sustrato de corteza continental adelgazada o de
corteza oceánica.
Por último, aparece la cuenca oceánica o llanura abisal, con un sustrato de
corteza oceánica y que se extiende hasta la dorsal oceánica atlántica. Resaltan
montes submarinos y escasos canales prolongación de los valles del glacis. Su
profundidad media es de 5.000 m.
El borde atlántico de la Península Ibérica está limitado por los márgenes
continentales del océano Atlántico, que lo separan de la corteza oceánica de
éste. Se pueden diferenciar tres grandes zonas:
Golfo de Cádiz, que forma el borde SO de la Península.
Margen occidental atlántico (portugués y gallego) al O, formado como
consecuencia de la apertura del océano Atlántico.
Margen Cantábrico al N, cuyo origen y evolución está relacionado con la
apertura del Golfo de Vizcaya y la formación de los Pirineos.
MARGEN OCCIDENTAL ATLANTICO
Este margen continental, típicamente pasivo, está ligado a la apertura del
océano Atlántico Norte. Se ha visto afectado por los procesos de
adelgazamiento y fracturación litosférica iniciada en el Trías y que finaliza al
final del Jurásico, origen de la apertura del océano y de la deriva continental de
las placas norteamericana, eurasiática y africana. El margen ha sufrido cierta
deformación asociada a la etapa de compresión de la orogenia alpìna, aunque
su comportamiento ha permanecido más o menos estable desde su formación
a finales del Jurásico.
En su estructura cortical profunda se observa una corteza que se adelgaza
progresivamente desde las zonas emergidas, con valores de 30 km, hasta las
zonas colindantes al pie del talud continental, con valores de unos 10 km. El
paso de la corteza continental a la oceánica se realiza en una zona de
transición, con características más o menos intermedias entre ambos tipos de
corteza.
De forma general se diferencian dos zonas:
Margen Gallego, localizado al N, frente a las costas gallegas.
Margen Portugués, que ocupa la parte central y meridional, hasta el Cabo de
San Vicente.
Morfológicamente se distinguen:
Plataforma continental, que se extiende desde la línea de costas hasta una
profundidad media de 200 m. Es estrecha y con pocos sedimentos y la
pendiente es casi inapreciable.
Talud continental, donde se produce una inflexión de la pendiente, que pasa a
ser más o menos abrupta. El talud presenta características distintas en las dos
zonas del margen:
En el margen gallego aparece al pie del talud la cuenca interior de Galicia,
separada de la corteza oceánica atlántica por el banco de Galicia.
En el margen portugués las pendientes son más abruptas y representa la
transición hacia las aguas profundas de las llanuras abisales del Tajo e Iberia,
donde se localiza la corteza oceánica del Atlántico.
FORMACION DE LOS VOLCANES EN EL BORDE OCCIDENTAL DE
AMERICA DEL SUR
Los volcanes son una manifestación en superficie de la energía interna
de la Tierra. La temperatura y la presión se incrementan a medida que nos
acercamos al centro de la Tierra, alcanzándose temperaturas de 5000 ºC en el
núcleo. El efecto combinado de la temperatura y la presión a distintas
profundidades provoca un comportamiento diferente de los materiales que se
estructuran en varias capas:
Volcán Etna (Sicilia Italia).
Erupción 2001. Foto Marco Fulle.
La localización geográfica de Los Volcanes
La localización geográfica de los volcanes actuales está relacionada con
la división en placas de la corteza terrestre. A medida que se fue enfriando la
superficie de la Tierra, fueron apareciendo zonas sólidas de materiales ligeros
que flotaban sobre otros todavía fundidos. Estas zonas sólidas dieron lugar a
las primeras masas continentales que son arrastradas por las corrientes de
convección del interior de la Tierra. Con el tiempo, han ido creciendo estas
masas continentales, disminuyendo las corrientes de convección y aumentando
la rigidez de las capas exteriores al irse enfriando la Tierra.
Principales placas tectónicas y dirección de movimiento.
La superficie de la Tierra está dividida en bloques, llamados placas
tectónicas, que siguen moviéndose a diferente velocidad (varios centímetros
por año). En los bordes de estas placas es donde se concentran las
manifestaciones externas de la actividad del interior de la Tierra; procesos
orogénicos (pliegues y fallas), volcanes (Fig. 3) y terremotos. Estos bordes
pueden ser convergentes, divergentes y transcurrentes.
En los bordes convergentes (Fig. 4), una de las placas se introduce debajo de
la otra en un proceso llamado subducción, que da origen a una intensa
actividad sísmica y a magmas, que pueden salir al exterior, formando zonas
volcánicas características (Los Andes, Japón).
Mapa de situación de los volcanes activos. Obsérvese su distribución
mayoritaria siguiendo los bordes de placas.
En los bordes divergentes, dorsales oceánicas y rift continentales, las
placas se separan facilitando el ascenso del magma (Dorsal Oceánica,
Islandia, Rift Africano).
Existen otras áreas volcánicas situadas sobre fracturas asociadas a los
bordes transcurrentes (Islas Azores, Portugal). Otros volcanes están situados
en zonas intraplaca (Hawai, USA). En la figura 6 se muestran las áreas
volcánicas europeas.
La corteza oceánica (B), más pesada, se hunde debajo de la corteza
continental (A) más ligera. Este proceso provoca el plegamiento de la corteza
continental (1), fusión de la placa generando magmas (2) que producen
erupciones volcánicas (3). El movimiento relativo de ambas placas da origen a
terremotos superficiales y profundos (4)
F (C) procedente del manto (B), formando nueva corteza en las dorsales
oceánicas (D) o rift continentales.
EVOLUCION TECTONICA DE LOS ANDES VENEZOLANOS
Los Andes venezolanos, accidente orográfico más prominente del país, tienen
unos 36.120 kilómetros cuadrados de extensión, y constituyen una
prolongación de Los Andes colombianos orientales, que al llegar al Nudo de
Pamplona se bifurcan en dos cadenas: la Cordillera de Los Andes y la Sierra
de Perijá, que en conjunto abarcan aproximadamente el 6% de la superficie
territorial venezolana.
Los Andes venezolanos propiamente dichos comienzan en el suroeste en la
depresión del Táchira, desde donde se extienden en dirección noreste hasta la
depresión de Barquisimeto-Acarigua en los Estados Lara y Cojedes.
Toda la cadena constituye una culminación topográfico-tectónica, centrada en
los alrededores de la ciudad de Mérida, donde se presentan los picos más
elevados (Bolívar, 5.007 metros) y las unidades más antiguas (Grupo Iglesias,
Precámbrico Superior). A lo largo de sus 300 kilómetros de longitud
aproximada y 80 de anchura, constituye una vasta divisoria entre las cuencas
hidrográficas de los ríos Apure y Orinoco al sur, y del Lago de Maracaibo, Mar
Caribe al norte, sin valles transversales de importancia. En contraste, los valles
longitudinales constituyen profundas hendiduras, frecuentemente relacionadas
con fallamiento. Entre estas depresiones axiales merecen mención la del valle
del río Chama y su prolongación al noreste en el curso superior del río Santo
Domingo y los valles de Bocono, Guárico y Sanare. Esta gran depresión separa
a la Sierra de La Culata y Cordillera de Trujillo al norte, de los macizos de la
Sierra Nevada de Mérida, Sierra de Santo Domingo, etc., al sur. Las cadenas
septentrionales caen hacia el noreste, en la depresión de Barquisimeto y
continuan en la Sierra de Aroa, mientras que las cadenas meridional es
continua morfológicamente en la Sierra de Nirgua y el Sistema Montañoso del
Caribe.
La transición de la Cordillera de Los Andes a las planicies circundantes es
predominantemente abrupta, especialmente en el flanco septentrional en el
Estado Mérida, extremadamente abrupto, y en el flanco meridional al oeste de
Acarigua, donde se desarrolla una estrecha faja piemontina ocupada por
unidades conglomeráticas jóvenes. En las cercanías de Motatán se separa
hacia el norte la Serranía de Trujillo.
En la culminación tectónica de Los Andes (Estado Mérida), además de las
metamórficas antiguas ya mencionadas, afloran unidades paleozoicas de
metamorfismo bajo a muy bajo, mientras que en ambos declives, de Táchira y
Lara, afloran predominantemente rocas mesozoicas no metamorfizadas. A
consecuencia de esto, la geomorfología andina no sólo esta influenciada por la
estructura primaria, en realidad un gigantesco y complejo pilar tectónico, sino
también por la clase de rocas expuestas, y se acusan profundas diferencias
topográficas entre las zonas donde afloran las unidades paleozoicas y más
antiguas, y aquellas donde predominan rocas del Mesozoico. Son dignas de
mención las grandes terrazas fluviales que flanquean los valles axiales y la
presencia de vestigios de antiguas glaciaciones pleistocenas en los
característicos valles y lagunas en "U".
Aproximadamente en el paralelo 9°N se desprende de la Cordillera Oriental de
Colombia, de rumbo N20W, la Sierra de Perijá, que se inicia con rumbo N20E,
estrechamente relacionada con la Cordillera de Los Andes, tanto en lo
estratigráfico como en lo tectónico. El sector sur, o Sierra de Los Motilones,
constituye una divisoria de aguas bastante simple entre el valle del río Cesar en
Colombia y la cuenca del Lago de Maracaibo en Venezuela, con alturas que
excepcionalmente alcanzan los 2.600 metros.
El sector norte, entre las cabeceras de los ríos Araguise y Tocuco y el borde de
las llanuras de la península de La Guajira, se caracteriza por la presencia de
varias filas paralelas, entre las cuales se destaca la Serranía de Valledupar,
extendida hacia el norte hasta las cabeceras del río Guasare. El flanco oriental
de la Sierra de Perijá pasa bruscamente a la zona piemontina, exceptuando
únicamente la parte nororiental o cuenca del río Socuy, donde se observan
algunas cadenas de origen tectónico, subparalelas a la Sierra propiamente
dicha.
En su extensión de unos 18.000 kilómetros cuadrados, la Sierra de Perijá esta
sostenida por rocas ígneas, metamórficas del Precámbrico (?), unidades del
Paleozoico y, especialmente, rocas mesozoicas estratificadas que imparten a
su geomorfología sus características más distintivas.
Cuenca de Maracaibo.
La cuenca del Lago de Maracaibo, limitada por la Sierra de Perijá al oeste y el
flanco occidental de Los Andes y la Serranía de Trujillo al este, ocupa una
depresión tectónica de unos 52.000 kilómetros cuadrados de extensión, donde
se han acumulado más de 10.000 metros de espesor de sedimentos cuyas
edades se extienden desde el Cretácico hasta el Reciente; constituye la cuenca
petrolífera mas rica de America del Sur. Tectónicamente se relaciona con el
levantamiento post-Eoceno de la Sierra de Perijá y de la Cordillera de Los
Andes. La gran mesa de agua que ocupa la parte central de la cuenca está
emnarcada por llanuras casi sin relieve, parcialmente anegadizas, que se
extienden hasta las estribaciones de las Serranías circundantes, donde afloran
rocas de edad variable entre el Terciario Inferior y el Precámbrico (?).
Un fenómeno fisiográfico interesante es el hundimiento o subsidencia de ciertas
zonas costeras del Lago de Maracaibo como son Lagunillas y Tía Juana.
Delta del Orinoco – San Juan.
Las llanuras inundables de los deltas del Orinoco y del San Juan abarcan unos
32.000 Km2 de extensión y se desarrollan en su casi totalidad en sedimentos
blandos del Reciente. Su característica más prominente son los caños de
marea, intercomunicados entre sí formando islas, generalmente pantanosas y
con menor frecuencia de terreno más firme. El delta se traslada hacia el este a
medida que el gran volumen de sedimentos aportados por los ríos forman
bajos, donde las raíces entrelazadas de manglares arraigados contribuyen a
detener más sedimentos, los cuales acrecientan las islas existentes o forman
nuevas islas.
Únicamente en la parte oriental extrema del Delta se conocen pequeños
afloramientos de rocas terciarias, indirectamente relacionadas con fallas, y más
directamente con fenómenos diapíricos de vulcanismo sedimentario, como
sucede en Isla de Plata, Punta Pedernales, Capure y Punta Tolete. En esta
zona se presentan algunos lagos de asfalto, como Guanoco y La Brea, y
volcanes de barro como El Hervidero, al este de Maturín.
Escudo de Guayana.
Esta provincia fisiográfica constituye el 45% de la superficie territorial total
(423.000 Km2) y se extiende al sur del río Orinoco hasta las fronteras de
Guyana al este y Brasil y Colombia de sureste a suroeste. Es la región minera
por excelencia, con placeres auríferos y diamantíferos y grandes reservas de
hierro.
La región está constituida principalmente por las rocas más antiguas en la
geocronología del territorio venezolano (Precámbrico Inferior) entre las cuales
las de más edad están profundamente metamorfizadas e inyectadas por ígneas
preferentemente ácidas, en estructuras complejas. La cubierta de plataforma
(Formación Roraima) no muestra metamorfismo de importancia en una
secuencia levemente metamorfizada en la que predominan areniscas arcósicas
con intervalos menores de conglomerados y lutitas, intrusionadas únicamente
por volcánicas básicas. Mientras que las rocas metasedimentarias están
estructuralmente muy deformadas, las rocas de la Formación Roraima se
mantienen casi o totalmente horizontales. Ambos elementos, composición
litológica y estructura, contribuyen a fijar las características fisiográficas.
En el extremo sureste, desde cerca del paralelo 6°10' hasta la frontera con
Brasil y Guyana, la fisiografía se caracteriza por la presencia de imponentes
altiplanicies o "tepuis", sustentados por la Formación Roraima, que alcanzan
hasta 2.775 m de altura. Tales tepuis son de forma tabular, drenaje centrípeto y
están limitados por escarpados abruptos, de los cuales se desprenden saltos y
cascadas de gran altura (como por ejemplo, el Salto Ángel o Querepacúi-Merú,
con una caída libre de 979 metros sobre el valle del río Churún). Al oeste del
río Paragua, las altiplanicies se van convirtiendo en cerros aislados y masas
esporádicas de menor extensión, algunas de las cuales coronan las alturas de
la Sierra de Maigualida, hacia el oeste del río Erebato. Esta Serranía está
sostenida por un complejo ígneo-metamórfico mal conocido, de topografía
mucho más compleja que las altiplanicies de Roraima, y alturas de hasta 2.300
metros en las elevaciones de Icutú, Yaví y Guanay que forman la divisoria entre
los ríos que corren hacia el norte (Cuchivero, Suapure, etc.) y los que forman la
hoya del río Ventuari. La Sierra desciende hacia el suroeste a la depresión de
Casiquiare, cruzada por ríos de comportamiento paradójico, que unen las
aguas del Orinoco con las del río Negro o Guainia, tributario del Amazonas.
Al norte de la subprovincia de Roraima aparecen las sabanas de Guayana,
extensa franja con alturas de 400 metros en promedio, que sustentan
vegetación variable desde la de sabanas abiertas hasta tupidas selvas
tropicales. Gran parte de esta variación se debe a la naturaleza de las rocas, ya
que mientras los flujos de lavas e intrusiones básicas que forman parte de las
formaciones del Grupo Pastora tienden a producir una topografía accidentada
cubierta por vegetación espesa, las rocas graníticas suelen ocasionar poco
relieve y sabanas de suelos arenosos y vegetación escasa.
Más al norte, el elemento geomorfológico dominante es la Serranía de Imataca,
con alturas de 300 a 600 metros, donde se presentan los yacimientos ferríferos,
practicamente paralela al río Orinoco desde las márgenes del bajo Caura al
oeste, hasta desaparecer por debajo del delta del Orinoco-San Juan al este,
con unos 510 kilómetros de longitud. Nuevamente los componentes litológicos
del Complejo de Imataca influyen sobre la fisiografía, y mientras que las capas
de cuarcita ferruginosa forman crestones que se levantan abruptamente sobre
el nivel de la sabana, los afloramientos de gneises y granitos presentan formas
redondeadas o están profundamente meteorizados en las sabanas planas.
Esta Serranía está flanqueada al norte por llanuras bajas suavemente
inclinadas hacia el Orinoco, constituidas principalmente por sedimentos
holocenos predominantemente arenosos y muy semejantes a la Formación
Mesa de Anzoátegui y Monagas meridionales. A través de esta delgada
cubierta aparecen masas ígneas, redondeadas por la erosión hasta formar
verdaderos "monadnocks".
En el extremo noroeste del Escudo se presenta un complejo ígneo-metamórfico
(Grupo Cuchivero), cuyo componente más destacado, geomorfológicamente
(Formación Cinaruco) sostiene colinas bajas o "galeras", extendidas hasta
dentro del Estado Apure, donde se presentan en su forma más característica;
además se destaca, desarrollando una topografía abrupta, la secuencia de
volcánicas ácidas que suprayacen a la Formación Cinaruco.
Los llanos.
Los llanos constituyen una provincia con extensas superficies de relieve casi
plano (50-200 metros sobre el nivel del mar) en el centro del país, entre los
sistemas montañosos del Caribe y Los Andes y el río Orinoco, y son parte de
una región mucho mayor que se extiende a Colombia y Brasil. Abarcan
aproximadamente un 25% de la superficie territorial total (237.280 Km2). Están
constituidos por sedimentos blandos del Terciario Superior y Cuaternario,
depositados en una extensa cuenca de relleno progresivo y finalmente
suavemente levantada, en la cual ha habido poca erosión. La región contiene
los yacimientos petrolíferos del llano venezolano, en las cuencas sedimentarias
de Barinas-Apure (113.810 Km2) y Venezuela oriental (117.900 Km2),
subdividida esta en las subcuencas del golfo de Paria, Guárico y Maturín.
Aproximadamente en la zona axial de la región, cerca del meridiano 68°, se
levanta un pequeño complejo aislado, el Macizo de El Baúl, sostenido por rocas
metamórficas e ígneas del Paleozoico y Mesozoico Inferior. Este divide a la
provincia en las dos subprovincias mencionadas, de Barinas-Apure al este, y
de Venezuela Oriental al oeste, separación que no se produjo hasta el
Terciario.
Los llanos de Barinas-Apure forman una gran superficie plana cubierta en su
casi totalidad por sedimentos blandos cuaternarios, y grandes extensiones de
depósitos aluviales y coluviales recientes.
Los llanos de Venezuela Oriental presentan mayor diversidad geomorfológica
por influencia de su geología. El manto pleistoceno (Formación Mesa) ha sido
removido por erosión en gran parte de Guárico y en Anzoátegui suroriental, y
las formaciones arcillosas del Mioceno así expuestas producen una topografía
caracterizada por un drenaje más complejo, recticular y dendrítico y en
consecuencia, más disecada que las monótonas mesas del este-sureste de
Anzoátegui y Monagas sur-central.
La zona erosionada termina hacia el este en una notable línea de farallones
indentados que se extiende de sur a norte, desde la región de San Diego de
Cabruta hasta cerca de Santa Rosa, Estado Anzoátegui. Esta línea forma, de
modo general, la divisoria generalizada entre los llanos centrales
(principalmente Guárico) y los orientales (principalmente Monagas y
Anzoátegui suroriental). En contraposición con los primeros, los llanos
orientales se caracterizan por la presencia de mesas extensas y planas (entre
los cuales se destacan las de Guanipa, Morichal Largo y Tigre), de unos 280
metros de altura sobre el nivel del mar, y 120 metros sobre el nivel de la llanura
circundante, siempre mal drenadas, frecuentemente con drenaje centrípeto
hacia una depresión central o axial. Estas suelen estar bordeadas por los
farallones abruptos que constituyen el cauce mayor de los morichales o de los
grandes ríos, de curso generalmente oeste-este.
Plataforma Continental, islas y llanos costeros.
Esta provincia, que ocupa el norte y noreste del país, tiene unos 188.000
kilómetros cuadrados de extensión, de los cuales 1.800 corresponden a las 72
islas de soberanía venezolana y el resto a la depresión de Unare en el extremo
centro-nororiental, a las llanuras y planicies costeras de muy bajo relieve (0-100
metros), que son de emersión al oeste, estructurales en el centro y de
inmersión al este, y a las cuencas sedimentarias de los golfos de Venezuela y
Cariaco y subcuenca del golfo de Paria. La isla de Margarita, correspondiente
fisiográficamente a esta provincia, se ha incluido en la del Sistema Montañoso
del Caribe.
Toda la provincia está cubierta por sedimentos marinos y fluviales del
Cuaternarío, salvo parte de las islas del Caribe, constituidas por rocas ígneas y
escasas metamórficas del Mesozoico, y la península de Paraguaná, donde
afloran rocas metamórficas jurásicas, intrusivas básicas y ultrabásicas del
Mesozoico y granitos del Paleozoico Superíor, además de sedimentos locales
del Mioceno y Cuaternario.
Las planicies costeras tienen expresiones fisiográficas diferentes: en Falcón
son áridas, desérticas y parcialmente cubiertas de dunas. En el bajo Yaracuy
son fértiles, húmedas y boscosas, como también en el bajo Tuy. Las planicies
de las bocas de Unare y Barcelona contienen abundante albuferas y salinas,
que caracterizan también a las planicies costeras de la isla de Margarita.
Valles y serranías Falcón – Lara – Yaracuy.
En las cercanías de Motatán, Estado Trujillo, se desprende de la Cordillera
de Los Andes hacia el norte un ramal orogénico conocido como Serranía de
Trujillo, que al llegar a la zona limítrofe entre los Estados Zulia, Falcón y Lara
se arquea violentamente hacia el este para formar las Sierras de Falcón, de
rumbo en general este-oeste, con excepción de la Sierra de Siruma,
predominantemente norte-sur.
Esta provincia está situada al noreste del país, entre el Sistema Montañoso
del Caribe y Los Andes venezolanos, y abarca un 30% de la superficie
territorial total. Está limitada al sur por el borde nororiental de Los Andes, que
cae a los típicos llanos Interiores de Lara (cabañas de Carora), al norte de los
cuales se desarrolla la Sierra de Baragua, que muere al este en el valle del río
Tocuyo. Más al norte aparece el verdadero espinazo del sistema que comienza
en la Loma de Los Caballos, cuya culminación alcanza los 1.990 metros de
altura, y continúa hacia el este en la Serranía de Bella Vista, la Sierra de
Churuguara, etc., hasta cruzar el río Tocuyo y terminar en el Cerro de La
Misión. Otra línea de menor importancia, situada más al norte, es la de las
montañas de Avaria y Sierra de San Luís. Entre ésta y las planicies costeras de
Falcón sólo se interponen pequeñas lomas y líneas de cerros alargados.
Las llanuras encerradas, de origen lacustre-fluvial, son regiones semiáridas,
y las planicies costeras de la región contienen el único desierto venezolano, los
Médanos de Coro, con dunas movedizas.
Con excepción del Alto de Siquisique, donde afloran rocas ígneas de edad
desconocida, la Serranía de Trujillo y las sierras de Falcón están sostenidas
por rocas principalmente paleocenas, eocenas y oligocenas, y sólo en la franja
septentríonal se encuentran sedimentos más jóvenes del Mioceno. En los
valles hay espesos depósitos de aluvón, con terrazas y zonas topográficamente
bajas rellenas con el fango arrastrado de las laderas de Los Andes. Estos
grandes espesores de aluviones sugieren que el clima en estas partes bajas de
la provincia, hoy esteparío, fue de mayor precipitación en el Pleistoceno; el
desecamiento se debe en parte también a fenómenos de captura de corrientes
en la provincia.
Control Geomorfológico de las fallas activas en el Sur de Los Andes
En los pisos superior y mediano de la montaña andina, en partículas por
encima de 2.500 metros de altura, el déficit creciente de las precipitaciones y la
morfogénesis relativamente discreta, favorecen la conservación de abundantes
evidencias de actividad tectónica cuaternaria tales como morrenas deformadas,
drenajes desplazados, terrazas desniveladas, etc. Por estas mismas razones,
el diagnóstico del significado tectónico de las evidencias obtenidas, es facilitado
debido a los casos relativamente limitados de mimetismo fisiográfico con
ruptura de superfície de índole puramente geomorfológico o de otra
Naturaleza. Posibilidades de ambigüedades pueden presentarse con la
ocurrencia de fenómenos de "gravitacional" o "lateral" tal como sucede en los
Páramos La Negra y Portachuelo cerca de Bailadores y el Paso Zumbador.
Tales condiciones explican la calidad excepcional del control geomorfológico de
la traza activa de fallas con importante actividad tectónica reciente, tal como
ocurre con la parte Sur de la Falla de Bocono (5,5 a 7,5 mm/año), esta guía e
incluso con fallas de actividad mucho menor como la del Alto Uribante (0,1 a
0,4 mm/año).
En los pisos inferiores de la montaña andina, en cambio, el dinamismo
mucho mayor de la morfogénesis, ligado al volumen y a la intensidad de las
precipitaciones, conduce a eliminar o a oscurecer el control morfotectónico de
las deformaciones recientes por el intercambio de procesos de erosión
diferencial mucho mas generalizados que en los pisos superiores. Tal hecho
explica las dificultades que se confrontan para evidenciar y diagnosticar indicios
de movimientos recientes a lo largo de fallas de relativa baja tasa de actividad
como las del sistema Central Sur Andino (0,1 a 0,9 mm/año, esta guía). De la
misma manera, este hecho es susceptible de explicar la pérdida de nitidez de
la traza activa de la falla de Bocono cuando esta atraviesa los sectores
húmedos del piso subandino, en particular entre el Cobre y La Grita, entre El
Peñón (al N de Tovar) y Estanques, y entre San Juan y la Punta cerca de
Mérida. En estos ambientes incluso, tal como se comprobó en el Río Uribante,
deformaciones tectónicas verticales de varios metros ocurridas desde hace
unos 37.000 años y observadas en el subsuelo mediante la excavación de
trincheras, pasan desapercibidas en superficie por haber sido borradas por la
actividad morfogenética. En otros casos, por el contrario, el trabajo de la
morfogénesis es susceptible de realzar las evidencias generadas en ambiente
tropical húmedo por fallas de tasa de actividad moderada del orden de 1 a 2,5
mm/año (clase 3 de la clasificación de L. S. Cluff et al., 1981) tal como ocurre a
lo largo del Valle de falla del Río Caparo, sobre distancias del orden de 20 km.
Entre los diversos sistemas de fallas activas del Sur de Los Andes, la
falla de Bocono constituye el accidente tectónico de mayor actividad
transcurrente e importancia fisiográfica, tal como lo destacan las imágenes de
radar SLAR. La expresión particularmente nítida de esta falla se debe a la
colocación de varios ejes de drenaje a lo largo de esta (ríos Chama, Mocotíes,
La Grita, El Valle y Torbes) y a la presencia de depresiones tectónicas
longitudinales que ensanchan localmente el Valle de falla (depresiones tipo
pull-apart) de La González, Bailadores, Los Mirtos y Capacho.
(Formación Sierra Nevada, Precámbrica) en la región de Mucuchíes,
postuló un desplazamiento principalmente normal. Shagam (1972, 1975)
consideró que la falla de Bocono era una extensa fosa tectónica post-
paleozoica, a lo largo de la cual ocurrieron desplazamientos verticales
importantes, asociados al levantamiento e inclinación de los Andes merideños
durante el Terciario Tardío y el Cuaternario. Giegengack et al. (1976) hallaron
indicios de ambos tipos de desplazamiento, rumbo-deslizante hacia la derecha
y vertical o normal, durante el Cenozoico Tardío. Weingarten (1977) describió
un paleosuelo (oxisol) a elevaciones de 1200 a 2200 m sobre el nivel del río
Chama, en la cuenca de La González (al sur de Mérida), al cualinterpretó como
levantado muy por encima de la elección a la cual se formó (aunque Malagón,
1982, aporta datos sobre la génesis de suelos en los parámetros que en parte
invalidan esta interpretación). Finalmente, Schubert (1980b) postuló la
existencia de cuencas de tracción (pull-apart basins), tales como la cuenca de
La González, a lo largo de la zona de falla de Bocono, rellenadas con
sedimentos cuaternarios, las cuales se caracterizan por desplazamientos
normales grandes; estas cuencas están separadas por zonas de falla angostas
y con desplazamiento principalmente rumbo-deslizante hacia la derecha.
El efecto del desplazamiento a lo largo de la falla de Bocono sobre los
rasgos pleistocenos fue estudiado recientemente por Schubert y Sifones (1970,
1972), Giegengack y Graus (1972a, 1972b), Giegengack (1976), y Schubert
(1980a, 1981, 1982). Estos autores describen rasgos geomorfológicos
desplazados en las cuencas altas de los ríos Chama, Santo Domingo y Aracay.
Entre estos rasgos se encuentran morrenas laterales desplazadas, las
cuales pertenecen al último estadio de la Glaciación Mérida (Schubert, 1974)
del Pleistoceno Tardío. Las determinaciones de edad radiocarbónicas
(Schubert, 1970; Schubert y Sifontes, 1970; Giegengack y Grauch, 1976;
Salgado-Labouriau 1977) sugieren que estas morrenas tienen una edad
mínima de 13.000 años C-14 A.P., y una comparación con regiones
adyacentes del norte de América del Sur, sugieren una edad máxima de 18.000
años A.P. El desplazamiento rumbo-deslizante hacia la derecha observado
varía entre 60 y 100 m desde que los glaciares se retiraron de su posición
terminal, y 250 m desde que el glaciar del valle de la quebrada La Mucuchache
llegó a su posición terminal por primera vez (Giegengack y Grauch, 1972b).
Basado en estos datos, la velocidad del desplazamiento rumbo-deslizante
puede calcularse entre un máximo de 0,5 y 0,8 cm/año y un mínimo de 0,3 y
0,6 cm/año, suponiendo que el desplazamiento es constante y no esporádico.
La actividad sísmica de los Andes merideños fue analizada por Fiedler
(1970, 1972), quien sugirió que esta actividad puede subdividirse en dos
períodos: antes y después del sismo de 1812. La frecuencia de sismos parece
haber aumentado después de ese evento, pero la energía liberada no cambió.
Raúl Estéves, en una conferencia presentada en la XXX Convención Anual de
AsoVAC en Mérida, demostró que el número de sismos con magnitud mayor a
5, entre 1610 y 1945, era significativamente mayor en los extremos noreste y
suroeste de la falla de Bocono (sugiriendo una mayor actividad en los
extremos, posiblemente debido al amortiguamiento del desplazamiento) y que
la profundidad focal hacia los extremos era de aproximadamente 30 Km. y en la
parte central de la falla, de aproximadamente 15 km. La sismicidad de la falla
de Boconó fue estudiada en detalle por Dewey (1972) quien, con base en el
análisis de "movimientos iniciales" demostró que el desplazamiento a lo largo
de ella es consistente con un desplazamiento hacia el este de la placa del
Caribe, con respecto a América del Sur, así como también de que el contacto
entre ambas placas esta localizado parcialmente a lo largo de la falla de
Boconó (Molnar y Sykes, 1969; Schubert, 1970; Schubert y Sifontes, 1970). De
acuerdo con Dewey (1972), este contacto incluye a la falla de Boconó desde el
Plioceno (aproximadamente hace 5 millones de años). La orientación
transversal de la falla de Boconó con respecto a la cordillera, así como el hecho
de que corta provincias geológicas y tectónicas distintas, es indicio de que esta
falla es una estructura externa a los Andes y de que ella se incorporó al límite
entre las placas en el Terciario Tardío.
Republica Bolivariana De Venezuela
Ministerio Del Poder Popular Para La Educación Superior
Instituto Universitario De Tecnología De Maracaibo.
Departamento De Geología E Hidrocarburos
ALUMNO:
Osuna, Renzo
Sección: 533
Profesor:
Abel García
MARACAIBO MAYO 2008