Procesos geológicos de geodinámica interna

PROCESOS GEOLÓGICOS

DE GEODINÁMICA

INTERNA

LACHERRE PUJADA José Antonio

INGENIERO GEÓLOGO

CONSULTOR GEOTÉCNICO – GEOMECÁNICO

CIP 067296

[email protected]

mailto:[email protected]

I. CONCEPTOS

GENERALES

1.1. GEODINÁMICA O GEOLOGÍA DINÁMICA

Definición: La Geodinámica o Geología Dinámica es

una rama de la Geología Física o Geomorfología que estudia

los fenómenos y los agentes geológicos que intervienen en

los procesos dinámicos de la Tierra, los mismos que

provocan modificaciones en la superficie terrestre por acciónde fuerzas endógenas o de orden interno (en el interior o

por debajo de la corteza terrestre) y de fuerzas exógenas o

de orden externo (sobre su superficie).

Tanto los procesos endógenos como los procesos

exógenos son los causantes del relieve actual del planeta,

así como de los paleorelieves, es decir, los relieves antiguos.

Es decir, que los procesos geodinámicos en su conjunto

son los responsables de la fisiografía del globo terráqueo.

1.2. GEODINÁMICA EXTERNA Y GEODINÁMICA INTERNA

La Geodinámica Externa estudia los procesos

exógenos, sus causas y sus consecuencias, de la misma

manera que la Geodinámica Interna estudia lo propio en

los procesos endógenos.

Pero existe una diferencia fundamental entre ambascategorías de fenómenos: los procesos exógenos pueden

observarse y estudiarse en la superficie terrestre, en tantoque los procesos endógenos no son directamente

observables y sólo se puede deducir su mecanismo por

métodos indirectos, mediante la interpretación de sus efectos

sobre los materiales que conforman el planeta.

Por ello, en el campo de la Geodinámica Interna las

teorías se han ido sucediendo unas a otras, a medida que han

progresado nuestros conocimientos de las zonas más

profundas.

I. CONCEPTOS

GENERALES

1.3. PROCESOS DE GEODINÁMICA INTERNA

La Geodinámica Interna se encarga del estudio de los

procesos que han dado lugar a la formación de la estructura

de la Tierra.

Estos procesos endógenos tienen su origen en la energía

acumulada en el interior del globo terrestre.

Dichos procesos están muy relacionados entre sí, de manera

que resulta imposible estudiarlos de forma separada.

Los principales procesos endógenos son: el tectonismo

(movimientos orogénicos y epirogénicos), el magmatismo

(plutonismo y vulcanismo), el diastrofismo y la actividad

sísmica.

I. CONCEPTOS

GENERALES

1.3. PROCESOS DE GEODINÁMICA INTERNA

Se puede describir a estos procesos endógenos en base a

la siguiente explicación:

I. CONCEPTOS

GENERALES

1.4. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA

Es necesario conocer la estructura interna de la Tierra

para poder entender de qué manera los procesos endógenos

han influido en su formación, en la composición de sus capas

y en el comportamiento mecánico de tales capas.

Estructura interna de la Tierra

I. CONCEPTOS

GENERALES


El interior de la Tierra es variable, y consiste en zonas

concéntricas que difieren en composición, densidad,

elasticidad y estado físico.

Estructura interna de la Tierra: Zonas concéntricas

I. CONCEPTOS

GENERALES

I. CONCEPTOS

GENERALES


El comportamiento de las ondas sísmicas demuestra la

existencia de dichas zonas. Según viajen de una zona a otra,

las ondas sísmicas cambian de velocidad de acuerdo al

material que atraviesan, y son reflejadas y refractadas en los

límites de cada zona (las ondas “S” son reflejadas

completamente).

Identificación de zonas por métodos sísmicos

I. CONCEPTOS

GENERALES


Tales límites reciben el nombre de discontinuidades.

Discontinuidades

I. CONCEPTOS

GENERALES


Para comprender la estructura interna y la composición de la

Tierra conviene recordar su proceso de formación desde el

origen.

Luego de formarse la Tierra, el calor liberado por las

colisiones entre partículas y por las desintegraciones

radioactivas provocó la fusión del interior del planeta; los

elementos más densos, como el hierro y el níquel, se

fundieron y quedaron atrapados en el interior, mientras que

otros elementos más ligeros quedaban distribuidos en capas

más superficiales.

Durante este proceso de diferenciación química, parte de los

gases contenidos en las rocas fueron escapando también

hacia la superficie, para terminar creando la atmósfera

primitiva en la que se inició la vida.

I. CONCEPTOS

GENERALES


Así, la estructura, composición y comportamiento mecánico

de la Tierra han ido cambiando progresivamente hasta llegar

a la configuración actual.

Estructura interna, composición y comportamiento mecánico de la Tierra

I. CONCEPTOS

GENERALES


El radio terrestre tiene aproximadamente 6,370 Km. La

densidad promedio es de 5.52 gr/cm3; ya que las rocas de la

superficie tienen gravedades específicas entre 2.5 gr/cm3 y

3.0 gr/cm3, es evidente que el material infrayacente tiene

densidades mayores.

Estructura interna de la Tierra: Profundidades

I. CONCEPTOS

GENERALES


Los factores que han tenido más influencia sobre la

estructura de las capas de la Tierra son la temperatura y la

presión.

Se calcula que la temperatura de la Tierra a unos 100 Km de

profundidad varía de 1,200 C a 1,400 C; en el límite entre el

manto y el núcleo es de unos 4,500 C; y, en la zona más

interna es de más de 6,700 C.

El efecto de la presión sobre el comportamiento mecánico de

las capas tiene también importancia al influir en la dinámica

de las placas litosféricas o determinar el estado, sólido o

líquido, de tales capas.

I. CONCEPTOS

GENERALES


A modo de ejemplo, el núcleo interno, donde se alcanzan las

mayores temperaturas, se encuentra en estado sólido debido,

precisamente, a la elevadísima presión a que se encuentra

sometido (11 gr/cm3).

Existen dos modelos que explican la estructura ycomposición interna de la Tierra: el modelo estático o

geoquímico y el modelo dinámico.

Esta diferencia de modelos se ha desarrollado según se haga

referencia a la composición química de la Tierra o a su

comportamiento mecánico en el contexto de la tectónica de

placas.

I. CONCEPTOS

GENERALES


Modelo estático y modelo dinámico

I. CONCEPTOS

GENERALES


1.4.1. MODELO ESTÁTICO O GEOQUÍMICO

Llamado también modelo de Bullen, considera que la

diferenciación química que han tenido los elementos que

componen la Tierra desde sus orígenes ha llevado a que seestructure formando tres capas: corteza, manto y núcleo.

Corteza

• Es la capa más superficial de la Tierra, la cobertura del

globo terrestre. Consiste en una capa de roca sólida.

• Se divide en dos unidades: corteza superior, denominada

SIAL o capa granítica (por su composición rica en sílice

y aluminio); y, corteza inferior, también denominada

SIMA o capa basáltica (rica en sílice y magnesio). Ambas

están separadas por la Discontinuidad de Conrad.

I. CONCEPTOS

GENERALES


Modelo geoquímico o estático

I. CONCEPTOS

GENERALES


• También se suele hablar de corteza continental y

corteza oceánica, según se trate de áreas continentales o

de los fondos oceánicos. La corteza en conjunto tiene un

espesor promedio de 30 Km.

• La corteza continental tiene un espesor variable de 20 a

90 Km y una densidad media de 2.7 gr/cm3. Es rica en sílice

y aluminio. Su composición media es equivalente a la de

una roca granítica. Las edades más antiguas que registra

datan de unos 3,800 ma.

• La corteza oceánica tienen un espesor de entre 3 y 15

Km y una densidad media de 3.0 gr/cm3. Su composición es

mayoritariamente basáltica (sílice y magnesio). Su edad es

mucho más joven, con dataciones de 180 ma en las rocas

más antiguas.

I. CONCEPTOS

GENERALES


La corteza terrestre en el contexto de la estructura interna de la Tierra

I. CONCEPTOS

GENERALES


La corteza terrestre: 1. corteza continental; 2. océano; 3. manto externo; 4. corteza

oceánica

I. CONCEPTOS

GENERALES


Manto

• Es la capa que sigue en profundidad a la corteza y envuelve

al núcleo terrestre. Es separado de la corteza por laDiscontinuidad de Mohorovicic, y del núcleo por la

Discontinuidad de Wicchert – Gutenberg.

• Representa el 83% del volumen de la Tierra. Se extiende

hasta una profundidad de 2,885 Km y tiene una densidad

media de 3.3 gr/cm3 a 5.7 gr/cm3.

• Se encuentra dividida en dos zonas: manto externo o

zona peridotítica y manto interno o zona palasítica.

El manto externo va desde la base de la corteza hasta una

profundidad de unos 600 Km; el manto interno se localiza

entre los 660 Km y los 2,885 Km.

I. CONCEPTOS

GENERALES


El manto terrestre en el contexto de la estructura interna de la Tierra

I. CONCEPTOS

GENERALES


• Entre el manto externo y el manto interno existe una

zona de transición de aproximadamente 60 Km de

longitud.

• La zona peridotítica está constituida esencialmente de

magma peridotítico; su grosor es de aproximadamente

1,300 Km, con una densidad que varía de 3.0 gr/cm3 a 4.5gr/cm3. La zona palasítica es de una composición

bastante más densa; tiene un espesor aproximado de 1,400

Km, con una densidad de 4.5 gr/cm3 a 8.0 gr/cm3.

• La diferenciación entre el manto externo y el manto

interno tiene mucha relevancia en cuanto al

comportamiento mecánico de las rocas.

I. CONCEPTOS

GENERALES


Núcleo

• También conocido como NIFE, es la capa más interna de la

Tierra. Forma una esfera de 3,485 Km de radio y se localiza

entre los 2,885 Km y 6,370 Km de profundidad. Su densidad

estimada varía de 10 gr/cm3 a 13 gr/cm3. La presión en el

centro es un millón de veces mayor que la presión del aire

en la superficie, con temperaturas que pueden superar los

6,700 C.

• Su composición es una aleación de hierro con algo de

níquel (de 5% a 10% éste último). Existirían también otros

elementos más ligeros, como el azufre y el oxígeno, pero en

menores cantidades.

I. CONCEPTOS

GENERALES


• Se divide en dos zonas: núcleo externo, que se piensa se

encuentra en estado líquido, y núcleo interno, el que se

encontraría en estado sólido.

El núcleo terrestre en el contexto de la estructura interna de la Tierra

I. CONCEPTOS

GENERALES


1.4.2. MODELO DINÁMICO

Haciendo referencia a la respuesta mecánica en relación con

la tectónica global, este modelo establece las siguientes

capas: litósfera, astenósfera, mesósfera y endósfera.

Litósfera

• Es la capa más superficial de la Tierra y se comporta como

un cuerpo sólido y rígido.

• Está formada por la corteza y la parte más superficial del

manto.

• Su espesor medio es de 100 Km, aunque puede alcanzar

unos 250 Km en zonas de grandes cadenas montañosas.

I. CONCEPTOS

GENERALES


Estructura interna de la Tierra: comparación entre el modelo estático y el modelo

dinámico

I. CONCEPTOS

GENERALES


• Se habla de litósfera continental al conjunto formado por

la corteza continental y parte del manto en estado sólido, yde litósfera oceánica al conjunto formado por la corteza

oceánica y también parte del manto superior en estado

sólido.

• La litósfera se mueve sobre la astenósfera en la que se

apoya.

• La parte inferior de la litósfera tiene idéntica composición

que la astenósfera.

I. CONCEPTOS

GENERALES


Astenósfera

• Es la capa del manto que se encuentra entre la litósfera y el

manto inferior o mesósfera.

• Los 150 Km más superficiales se encuentran en unas

condiciones de fusión parcial y definen un canal de baja

velocidad; este canal se reconoce por un descenso de las

ondas sísmicas cuando lo atraviesan.

• La fusión parcial dentro de la astenósfera hace que se

formen magmas que ascienden hacia la litósfera.

• Su composición es idéntica al del resto del manto. Tiene un

comportamiento plástico.

I. CONCEPTOS

GENERALES


La astenósfera en el contexto de la estructura interna de la Tierra

I. CONCEPTOS

GENERALES


Mesósfera

• Corresponde al manto inferior y está comprendido entre el

núcleo y la astenósfera.

• En el límite entre la mesósfera y el núcleo, en los 200 Kminferiores, hay una región conocida como capa D o zona

D, donde la velocidad de las ondas “P” experimenta un

descenso importante. Este descenso de velocidad se podría

explicar si el manto inferior se encontrara parcialmente

fundido.

• De ser cierto, es posible que desde esas zonas fundidas

asciendan plumas o penachos de magma a través del manto

sólido y lleguen a la superficie. Esto podría explicar la

formación de islas como Hawaii, asociadas a puntos

calientes.

I. CONCEPTOS

GENERALES


La mesósfera en el contexto de la estructura interna de la Tierra

I. CONCEPTOS

GENERALES


Endósfera

• Se corresponde con el núcleo. Consta de una parte interna

que se comporta rígidamente, como un sólido, y otra

externa que se comporta como un fluido, donde se cree que

puede haber corrientes de convección que explicarían la

existencia del campo magnético terrestre.

• Estas corrientes estarían provocadas por la diferencia de

temperaturas causadas por la distinta acumulación de

elementos radioactivos.

• Los materiales más calientes ascenderían hacia la parte

superior de la endósfera, enfriándose por el contacto con la

mesósfera, y posteriormente descenderían al núcleo interno

arrastrados por corrientes frías.

I. CONCEPTOS

GENERALES


Estructura interna de la Tierra: comparación entre el modelo estático y el modelo

dinámico

II. TECTONISMO

2.1. ACTIVIDAD TECTÓNICA

2.1.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS

El término tectonismo se refiere a todo el complejo

conjunto de movimientos que afectan las partes sólidas de la

Tierra, los procesos que generan estos movimientos y la

interrelación que existen entre todos ellos (procesos y

movimientos).

Los movimientos tectónicos producen deformaciones en

las rocas de la corteza terrestre; esto se conoce comodiastrofismo, y son: pliegues, fallas y el levantamiento o

asentamiento de las rocas.

Estos movimientos tectónicos son de dos tipos:

movimientos epirogénicos y movimientos orogénicos.

Dichos movimientos dan origen a dos tipos de zonas: zonas

cratógenas y zonas orógenas.

II. TECTONISMO

2.1. MOVIMIENTOS TECTÓNICOS

Movimientos epirogénicos

• Los movimientos epirogénicos son movimientos

relativamente lentos, que producen levantamientos y

hundimientos relativamente amplios que afectan grandes

porciones de un continente, de los que se derivan

ondulaciones de enorme radio.

• La corteza terrestre se encuentra en equilibrio isostático

entre las masas corticales menos densas y el manto, pero

este equilibrio tiende a romperse continuamente por la

acción de agentes endógenos que provocan la denudación

de los continentes, depositando los materiales producto de

la erosión en las cuencas marinas epicontinentales y

oceánicas.

II. TECTONISMO


• Este desequilibrio tiende a ser continuamente compensado

por movimientos verticales de las masas continentales y de

los fondos oceánicos.

• Cuando una zona continental sufre una erosión

considerable, se producen elevaciones que compensan el

déficit de masa ocasionado; si en una cuenca marina se

acumulan gran cantidad de sedimentos, tiende a producirse

un hundimiento del fondo que compensa el mayor peso de

los materiales allí acumulados.

• Estas compensaciones isostáticas se resuelven en una

serie de movimientos de ascensos y descensos en lavertical, los movimientos epirogénicos, los que, aunque

extremadamente lentos, tienen gran importancia en la

dinámica del conjunto de la corteza terrestre.

II. TECTONISMO


• Por una parte, estos movimientos son los responsables de

que los macizos montañosos mantengan su altitud a pesar

de los efectos destructivos de la erosión. Gracias a ellos,

pueden aflorar en la superficie terrestre rocas formadas en

zonas profundas de la litósfera; también las rocas

sedimentarias pueden alcanzar grandes profundidades y

sufrir allí los efectos de la presión y temperatura, que los

transforma en rocas sedimentarias.

• Los movimientos epirogénicos pueden comprobarse en

las costas, y son los que en gran escala y a largo plazo

originan su hundimiento o su emersión.

• Efectos de este tipo tenemos en el Perú, en las terrazas

marinas de Ica, levantadas varios cientos de metros por

encima del nivel del mar, y en los tablazos de Piura.

II. TECTONISMO


Movimientos orogénicos

• Los movimientos orogénicos son movimientos más

intensos que los epirogénicos y afectan áreas largas y

angostas. Producen fuerte deformación en las rocas

involucradas, por lo que originan una fisiografía montañosa,

con predominio de fallamientos y plegamientos. Los sismos

y la actividad ígnea se hallan generalmente asociadas a este

tipo de movimientos. Si bien es cierto, son movimientos

lentos, ocurren más rápido que los epirogénicos.

• De la observación directa de las estructuras y de la

disposición de las rocas sedimentarias que forman la

corteza terrestre, se deduce que han estado sometidas a

fuertes presiones laterales y desplazamientos que han

alterado su disposición inicial.

II. TECTONISMO


• La mayor parte de las rocas sedimentarias que actualmente

encontramos en las montañas, a centenares o miles de

metros de altitud, se han formado en el seno del mar, como

lo atestigua la presencia de fósiles marinos que se suelen

encontrar asociados a ellas.

• Observando la estructura de un macizo montañoso, se

llega a la conclusión de que no se trata simplemente de un

levantamiento en bloque de los materiales de la litósfera,

sino de una estructura compleja en la que los materiales

sedimentarios están plegados y dislocados, como si

hubiesen estado sometidos a fuertes presiones

tangenciales que muchas veces han rebasado sus límites

de elasticidad, produciendo fracturas y dislocaciones de

gran envergadura.

II. TECTONISMO


• Por tanto, en la corteza terrestre han debido suceder otra

clase de movimientos de mayor complejidad que los

epirogénicos, capaces de originar estas estructuras

complicadas que se aprecian en los estratos, capaces

también de elevarlos a altitudes considerables.

• Los procesos endógenos que han originado talesestructuras, los movimientos orogénicos -en

contraposición a los epirogénicos, que sólo provocan

desplazamientos en la vertical-, en esencia consisten en

plegamientos y fracturas por presiones tangenciales.

• En el Perú, estos movimientos orogénicos son los

responsables de la formación de la Cordillera de los Andes,

faja alargada y angosta de cadenas montañosas que corren

paralelas al borde litoral del Pacífico.

II. TECTONISMO


2.1.2. ZONAS TECTÓNICAS

Zonas cratógenas

• Son llamadas también de plataforma o de escudo. Son

zonas estables que no han sufrido movimientos

significativos de elevación o descenso (por lo menos en los

últimos 500 ma). Se hallan emplazadas generalmente en el

centro de los continentes.

• Cuando los movimientos epirogénicos se presentan, lo

hacen en sus márgenes, y son de escasa intensidad. No hay

ocurrencia de movimientos orogénicos.

• Se caracterizan porque las rocas sedimentarias que yacen

sobre el basamento son de escaso espesor y porque su

fisiografía es de carácter suave y uniforme.

II. TECTONISMO


Zonas orógenas

• Son porciones estructurales alargadas de la corteza

terrestre, de considerables dimensiones, en las que tanto

los movimientos orogénicos como lo epirogénicos alcanzan

su mayor intensidad, y donde las rocas sedimentarias (que

llegan a tener espesores de algunos miles de metros) se

hallan fuertemente plegadas y falladas.

• Es en estas zonas donde se forman los sistemas

montañosos, los que pueden encontrarse tanto en regiones

continentales como marinas.

• La actividad magmática -plutónica o volcánica- se

manifiesta en sus diversas formas.

II. TECTONISMO


Cordillera de los andes

Zona orógena Brasil

Zona Cratógena

Océano Pacífico

Océano Pacífico

Zona orógena y zona cratógena en el Continente Sudamericano

II. TECTONISMO

2.2. TIEMPO GEOLÓGICO Y RELIEVE TERRESTRE

A través de evidencias geológicas y paleontológicas se ha

podido establecer, con un cierto grado relativo de precisión,

la edad de la Tierra y de los eventos que ocurrieron en cadauna de las etapas que conforman la Escala del Tiempo

Geológico.

Se estima que la Tierra tiene 4,500 ma de existencia, desde el

inicio de su formación. La vida sobre el planeta apareció hace

aproximadamente 3,800 ma, en el Arqueozoico (Precámbrico).

A lo largo de todo este tiempo, la forma de los continentes y

de los océanos no ha sido la misma.

Muchas hipótesis se han planteado acerca de la forma y

relieves que debió tener la Tierra y los procesos que operaron

en los cambios.

II. TECTONISMO

2.2. TIEMPO GEOLÓGICO Y RELIEVE TERRESTRE

Escala del Tiempo Geológico

II. TECTONISMO

2.3. MOVIMIENTO DE LAS PLACAS TECTÓNICAS

En la actualidad es ampliamente aceptada la teoría geológica

que explica la forma en que está estructurada la litósfera.

Esta teoría explica la existencia de placas tectónicas que

conforman la litósfera; también explica los desplazamientos

que se observan entre ellas en su movimiento sobre la

astenósfera, sus direcciones e interacciones.

También explica la formación de cadenas montañosas

(orogenia).

Así mismo, explica satisfactoriamente el por qué los

terremotos y los volcanes se concentran en regiones

concretas del planeta, entre otros aspectos.

II. TECTONISMO

2.3. MOVIMIENTO DE LAS PLACAS TECTÓNICAS

Block diagrama esquemático del movimiento de las placas tectónicas y su

relación con el magmatismo y el diastrofismo

II. TECTONISMO

2.4. DERIVA CONTINENTAL

Es una teoría que formula el desplazamiento lento y continuo

de las masas continentales, unas respecto de otras.

La hipótesis fue desarrollada por el meteorólogo y geofísicoalemán Alfred Wegener en 1915, quien justificó en su libro El

origen de los continentes y océanos que los continentes

se habían desplazado a lo largo de la historia geológica.

Wegener consideraba que los continentes no habían

ocupado siempre la posición actual, sino que ésta había

variado en el tiempo.

Afirmaba que en el Carbonífero (300 ma) todas las superficies

emergidas formaban un único continente, al que llamóPANGEA (toda la tierra), rodeado de un vasto océano,

denominado PANTHALASA.

II. TECTONISMO


Publicación de Alfred Wegener: El origen de los continentes y océanos, edición

de 1929

II. TECTONISMO


El supercontinente primigenio se fragmentaría durante elMesozoico (200 ma) en dos grandes bloques, LAURASIA y

GONDWANA, separados por un mar intermedio, el MAR DE

TETHYS.

Wegener sugirió que si los continentes se movían

verticalmente debido a los ajustes isostáticos, era porque

flotaban de alguna manera sobre un substrato más denso y

plástico, de forma que si se movían en la vertical, también

podrían desplazarse en la horizontal sobre ese substrato,originándose así la deriva continental.

La fuerza que produciría ese desplazamiento sería una fuerza

centrífuga asociada con la rotación terrestre.

II. TECTONISMO


Pangea y Panthalasa

II. TECTONISMO


Las ideas de Wegener se basaron en una serie de pruebas

paleontológicas, geológicas y geográficas que parecían

evidenciar que los continentes habían sufrido un

desplazamiento sobre la superficie. Estas pruebas son:

• Pruebas geográficas: Wegener resaltó la coincidencia

casi exacta entre las líneas de costa de los continentes,

especialmente las costas atlánticas de África y Sudamérica.

Esta coincidencia es aún mayor si se tienen en cuenta los

límites de las plataformas continentales.

• Pruebas paleontológicas: Wegener descubrió otro

indicio sorprendente, la similitud en los fósiles carboníferos

y triásicos existentes a ambos lados del Atlántico, en

América y en África. Es difícil explicar esta coincidencia

faunística en continentes alejados por océanos.

II. TECTONISMO


Pruebas paleontológicas de la deriva continental

II. TECTONISMO


• Pruebas geológicas: En el continente africano y en el

sudamericano existen una serie de estructuras geológicas

que quedan cortadas o que terminan abruptamente en las

costas, pero que si se unen los dos continentes muestran

una clara continuidad.

• Pruebas paleoclimáticas: Durante el Carbonífero (300

ma) se desarrolló una importante glaciación cuyos

depósitos morrénicos se encuentran actualmente en zonas

tropicales de América de Sur, África, la India y Australia. Sin

embargo, en América del Norte, Asia y Europa no existen

evidencias de una glaciación durante ese período, sino, por

el contrario, hay depósitos de evaporitas, arrecifes

coralinos y depósitos de carbón, que indican un clima

tropical común a todos ellos.

II. TECTONISMO


Fragmentación de la Pangea

II. TECTONISMO


La deriva continental

II. TECTONISMO


En su tesis original, Wegener propuso que los continentes se

desplazaban sobre otra capa más densa de la Tierra, es decir,

la capa que conforman los fondos oceánicos.

Este planteamiento fue inicialmente rechazado por la gran

mayoría de sus colegas. Las principales objeciones a este

modelo eran de tipo mecánico. La enorme fuerza de fricción

que este movimiento implicaba motivó el rechazo de tal

explicación, pues era obvio que el rozamiento de los

continentes sobre su substrato impediría su desplazamiento.

El notable geofísico Harold Jeffreys atacó los mecanismos

físicos de la hipótesis de Wegener, llegando a demostrar que

la rotación terrestre era una fuerza muy débil como para

provocar el movimiento horizontal de los continentes.

II. TECTONISMO


Otra objeción que planteó Jeffreys era que la resistencia del

SIMA era muy grande para permitir cualquier desplazamiento

horizontal sobre él.

Jeffreys estaba en lo cierto, pero cometió el error de suponer

que, puesto que el modelo físico era erróneo, todas las

demás evidencias también debían ser falsas.

Debido a la falta de un modelo físico adecuado que explicase

el posible desplazamiento de los continentes se produjo,

entre la década de los 30’s y la de los 50’s, un importante

debate entre los científicos partidarios de la movilidad

cortical (movilistas) y los que no lo eran (fijistas).

II. TECTONISMO

2.5. CORRIENTES DE CONVECCIÓN

La convección es una forma de transferencia de calor y se

caracteriza porque se produce por intermedio de un fluido

(líquido o gas) que transporta el calor entre zonas con

diferentes temperaturas.

La convección se produce únicamente en un medio de

materiales fluidos. Lo que se llama convección en sí, es el

transporte de calor por medio del movimiento del fluido.

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. Ejemplo: al

calentar agua en un recipiente, lo que está en contacto con la

parte de abajo se mueve hacia arriba, mientras que el agua

que está en la superficie desciende, ocupando el lugar que

dejó la caliente.

II. TECTONISMO


Corrientes convectivas en un medio fluido

II. TECTONISMO


Corrientes convectivas en un medio fluido

II. TECTONISMO


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.

Estos procesos convectivos son muy comunes en capas

fluidas de la Tierra, como en la astenósfera, en donde

porciones de magma “caliente” ascienden hasta la base de la

litósfera, desplazando porciones de magma “frío” hacia el

interior.

II. TECTONISMO


Modelos de convección en el manto terrestre

II. TECTONISMO


Corrientes convectivas en el manto terrestre

II. TECTONISMO

2.6. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO

La hipótesis de Wegener de la deriva continental provocó

polémicas y debates entre los científicos de la época.

Entre las décadas de los 50’s y 60’s, nuevos datos geofísicos,

especialmente los magnéticos, permitieron demostrar que los

continentes habían estado desplazándose sobre la superficie

de la Tierra, en ciclos sucesivos de fragmentación y

aglutinación en un supercontinente, varias veces a lo largo de

la historia geológica de la Tierra.

A partir de 1950, los aparatos de sondeos acústicos (sonar)

desarrollados en la Segunda Guerra Mundial se emplearon

para conocer con precisión la fisiografía del relievesubmarino. En 1956 se conocía con precisión la Dorsal

Meso–Atlántica. Paulatinamente se fueron conociendo

nuevas dorsales.

II. TECTONISMO


La Dorsal Meso–Atlántica

II. TECTONISMO


También se estudiaron con precisión las fosas oceánicas y

los arcos insulares asociados con ellas.

En 1956, Maurice Edwing dio a conocer los resultados de

varias campañas de estudios oceanográficos en los que se

pusieron de manifiesto los siguientes datos:

• El espesor de los sedimentos oceánicos era anormalmente

bajo, contrario a lo que se suponía.

• La presencia de un sistema de dorsales oceánicas con las

siguientes características: elevado flujo térmico,

vulcanismo submarino actual, sismicidad muy frecuente,

ausencia de sedimentos sobre los escarpes volcánicos y

velocidad de las ondas sísmicas anormalmente baja.

II. TECTONISMO


La Dorsal Meso–Atlántica

II. TECTONISMO


Partiendo de estos datos, Robert Dietz (1961) y Harry Hess

(1962) propusieron, independientemente, la teoría de laexpansión del fondo oceánico, que planteó que las

fracturas centrales de las dorsales oceánicas son zonas por

las que salen magmas basálticos y éstos, al solidificarse, se

añaden al fondo existente y lo empujan lateralmente,

provocando de esta forma una expansión.

De acuerdo a esta teoría, Hess hizo las siguientes

predicciones:

• Sobre las dorsales existirían pocos sedimentos.

• Las rocas más profundas que descansan sobre la corteza

oceánica serían las más antiguas, según se alejaran de las

dorsales.

II. TECTONISMO


Edad de las rocas alrededor de las dorsales oceánicas

II. TECTONISMO


Esta teoría de la expansión del fondo oceánico, se acepta

ampliamente en la actualidad y se cree que el fenómeno es

causado por corrientes de convección en la parte débil y

plástica de la astenósfera.

La pruebas concluyentes que apoyaron esta idea

procedieron, unos años después, del trabajo de Fred Vine y

D. H. Matthews, que fueron capaces de conectar dos ideas

que antes se pensaba no estaban relacionadas: la hipótesisde la expansión del fondo oceánico y las inversiones

magnéticas recién descubiertas.

Posteriormente a esto se asoció la hipótesis planteada porWegener de la deriva continental, que provocó polémicas y

debates por más de 50 años, naciendo de esta forma la teoríade la tectónica de placas.

II. TECTONISMO


Expansión del fondo oceánico: Corrientes convectivas y formación de dorsales

oceánicas

II. TECTONISMO

2.7. TECTÓNICA DE PLACAS

2.7.1. FUSIÓN DE TEORIAS

La teoría de la deriva continental explicaba gran variedad

de observaciones geológicas; sin embargo, debido al

desconocimiento de las características geológicas de los

fondos oceánicos, no se pudo elaborar una teoría global de la

dinámica terrestre. Con nuevos datos sobre la geología

marina, en la década de los 60’s, se desarrolla la teoría de laexpansión del fondo oceánico. La combinación de las

dos da lugar a la teoría de la tectónica de placas.

La principal diferencia de esta teoría con respecto a las

teorías anteriores es que las unidades que se están

desplazando sobre la superficie terrestre, combinándose y

destruyéndose total o parcialmente, son las placas tectónicas

o litosféricas.

II. TECTONISMO


Placas tectónicas: Dirección de los movimientos

II. TECTONISMO


2.7.2. EL CICLO DE WILSON

Llamado así en homenaje a Tuzo Wilson, explica que el

proceso ocurre de la siguiente manera:

• Producto de la corrientes de convección que se

desarrollan en la astenósfera, debidas a los intercambios de

masas de magma a diferentes temperaturas, se generanfuerzas convectivas lo suficientemente grandes como

para provocar la ruptura de la litósfera continental, dandoorigen a la formación de los rifts continentales.

• En estos rifts continentales, el magma que se eleva

levanta la corteza, formando una especie de domo, y la

adelgaza progresivamente, provocando fracturas por donde

posteriormente dicho magma aflora hacia la superficie.

II. TECTONISMO


Rifts continentales y dorsales oceánicas

II. TECTONISMO



II. TECTONISMO


• Al fracturarse los continentes e irse separando

progresivamente, gestan primero la formación de un gran

valle, y posteriormente se va dando paso al ingreso de un

mar restringido, para finalmente conformar un océano.

• El desarrollo de este proceso conlleva la formación de

nueva corteza oceánica y la separación de los dos

fragmentos del continente inicial.

• La formación de esta nueva corteza oceánica debida al

afloramiento del magma (en sucesivos períodos de

actividad y de calma en forma alternada) dará origen a la

formación de cordilleras en el fondo de los océanos,conocidas como dorsales meso–oceánicas.

II. TECTONISMO



II. TECTONISMO



II. TECTONISMO


• Las teorías de la deriva continental y de la expansión

del fondo oceánico explican de forma detallada y de

manera suficientemente satisfactoria el proceso descrito.

• La dorsal más conocida es la Dorsal Meso–Atlántica, que

separa los continentes africano y sudamericano, así como

Norte América de Eurasia.

• Esta dorsal atraviesa la corteza continental de Islandia,

generando su actual separación y la formación de intensa

actividad volcánica en esta isla en el norte del Atlántico.

II. TECTONISMO



II. TECTONISMO



II. TECTONISMO


Dorsal Meso–Atlántica: Islandia

II. TECTONISMO


Dorsal Meso–Atlántica: Islandia

II. TECTONISMO


• Estas dorsales han sido identificadas y estudiadas con gran

amplitud en otras partes del mundo, como por ejemplo en el

Océano Pacífico y en el Océano Índico.

• En el Océano Pacífico tenemos las Dorsales del Pacífico

Oriental y de Juan de Fuca; transversales a la Dorsal

del Pacífico se encuentran las Dorsales de Nazca y de

Juan Fernández.

• En el Océano Índico, las Dorsales Índico Central e

Índico Suroccidental separaron la corteza de la India y de

Australia, de Madagascar y del resto de África.

• En el Mar Ártico, las Dorsales Antártica e Índico

Suroriental separaron el continente antártico del resto del

mundo y lo alejaron hacia el sur.

II. TECTONISMO


Dorsales oceánicas en la Tierra

II. TECTONISMO


Dorsales oceánicas en la Tierra

II. TECTONISMO


2.7.3. DINÁMICA DE LAS PLACAS TECTÓNICAS

Es comprensible entender que, al tener la Tierra una forma

esferoidal, el movimiento de las placas tectónicas dará origena procesos de divergencia por algún lado del planeta y

procesos de convergencia por otro lado.

En la convergencia de dos placas, la colisión provocará que

una de ellas se “monte” sobre la otra. A este fenómeno se leconoce como subducción.

En los bordes de las placas donde se produce estasubducción se genera gran actividad sísmica y volcánica.

En estos bordes de subducción se produce el levantamiento

de la corteza, dando pie a la formación de las cordilleras(orogenia) y de los arcos insulares.

II. TECTONISMO


Movimientos divergentes

II. TECTONISMO


Movimientos divergentes

II. TECTONISMO


Movimientos convergentes: subducción

II. TECTONISMO


Movimientos convergentes: subducción

II. TECTONISMO


El caso nacional más significativo de subducción es el que

se produce entre la Placa de Nazca y la Placa

Sudamericana, dando origen a la formación de la Cordillera

de los Andes, cuya elongación ocurre en forma paralela al

borde del continente.

Esto también da origen a la formación de un arco volcánico

en el sur del Perú, aunque la actividad volcánica,

especialmente en el Terciario, ha sido permanente, inclusive,

en el norte del país, lo que se evidencia por la gran cantidad

de formaciones volcánicas en dicho período.

Este proceso de subducción es también el causante de la

intensa actividad sísmica en nuestro territorio.

II. TECTONISMO


Subducción en la Placa de Nazca: Formación de la Cordillera de los Andes

II. TECTONISMO


Subducción en la Placa de Nazca: Formación de la Cordillera de los Andes

II. TECTONISMO


2.7.4. BORDES DE LAS PLACAS TECTÓNICAS

A los bordes de las placas donde se producen los procesos

divergentes se les conoce como bordes constructivos o

bordes divergentes.

Borde constructivo o divergente

II. TECTONISMO


Por otra parte, existen bordes en donde se produce lacolisión de placas y se generan procesos convergentes; a

esos bordes se les denomina bordes destructivos o

bordes convergentes.

Estos bordes destructivos son de tres tipos.

En uno de estos tipos se produce la convergencia entre

una corteza oceánica y una corteza continental.

II. TECTONISMO


Borde destructivo o convergente entre una placa oceánica y una continental

II. TECTONISMO


En otro tipo se produce la convergencia entre dos

cortezas oceánicas.

Borde destructivo o convergente entre dos placas oceánicas

II. TECTONISMO


Finalmente, en otro tipo se produce la convergencia entre

dos cortezas continentales.

Borde destructivo o convergente entre dos placas continentales

II. TECTONISMO


También existen otro tipo de bordes entre placas, conocidoscomo bordes pasivos o bordes conservadores, que son

zonas donde las placas litosféricas se deslizan una al lado de

la otra, sin interactuar entre ellas.

Este desplazamiento se realiza mediante un tipo de falla quese denomina falla transformante.

Las fallas transformantes pueden conectar dos bordes

divergentes, dos bordes convergentes o un borde

convergente con otro divergente.

II. TECTONISMO


Borde pasivo o conservador: Falla transformante

II. TECTONISMO


Finalmente, existen los llamados puntos calientes, que son

regiones en donde se presenta una importante actividad

volcánica que no está asociada con ningún borde, formando

islas volcánicas aisladas de cualquier arco.

Puntos calientes

II. TECTONISMO


2.7.5. CONSIDERACIONES FINALES

A partir de la teoría de la tectónica de placas se asocia los

movimientos de las placas litosféricas con la ocurrencia de

magmatismo y de sismicidad en todo el planeta.

Se considera que existen 15 placas mayores en toda la

litósfera.

Se estima la velocidad del movimiento de las placas en un

promedio de 2.4 cm/año a 2.5 cm/año.

En el caso particular de la Placa Sudamericana, la velocidad

del movimiento en dirección hacia el oeste, sin embargo, ha

sido estimado entre 7 cm/año y 9 cm/año.

II. TECTONISMO


Placas tectónicas, magmatismo y sismicidad

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.1. MAGMATISMO: EL MAGMA

Se llama magmatismo al desarrollo y movimiento del

magma y su solidificación en rocas ígneas. Es una teoría que

postula que todas las rocas ígneas se formaron a partir de lasolidificación del magma. En síntesis, el magmatismo se

refiere a todo el complicado conjunto de procesos en los que

intervienen los materiales de la Tierra cuando se encuentranfundidos o en forma de magma.

Magma es el nombre que recibe la materia rocosa fundida.

Es una masa ígnea en fusión que existe en el interior de la

tierra; es la solución madre de las rocas ígneas.

El magma es una mezcla multifase de material rocoso

fundido, de composición preferentemente silícea, que

contiene gases, vapor de agua y minerales sólidos dispersos

en suspensión. Es un material líquido pastoso (muy denso y

viscoso).

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO


El magma

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO


Ubicación del magma

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO


El magma se localiza en el interior de la Tierra, a elevadas

temperaturas y fuertes presiones.

Su ubicación se encuentra focalizada en la astenósfera, por

debajo de la corteza basáltica.

También se estima que hay presencia de magma en la capa

D, es decir, en la zona de contacto entre el manto inferior y el

núcleo exterior.

La temperatura del magma suele encontrarse entre los 700 C

y 1,500 C.

En su composición hay presencia de gases ricos en H, O, C,

S y Cl y material sólido como cristales y fragmentos de roca;

los silicatos se encuentran en fase fundida.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.2. FASES O ESTADOS DE LA COMPOSICIÓN DEL MAGMA

El magma presenta las tres fases: sólida, fundida y gaseosa.

• Fase sólida: Formada por minerales que ya han

cristalizado a la temperatura en que se encuentra el magma

(los de mayor punto de fusión) y/o por restos de roca sin

fundir (relictos).

• Fase fundida: Contiene principalmente iones de SiO-4 y, en

menor cantidad, AlO-5, así como iones metálicos (Na+, K+,

Ca+2, Mg+2 y Fe+2).

• Fase gaseosa: Gases contenidos a presión. El 90% es

vapor de agua, seguido de cantidades menores de O2, HCl,

HF, S, SO2, N2, Ar y H2BO3.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.2. FASES DE LA COMPOSICIÓN DEL MAGMA

Fases del magma

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.3. GENERACIÓN DEL MAGMA

La fuente de calor que genera el magma es un tema que se

presta a múltiples especulaciones.

Objetivamente, a cierta profundidad, la temperatura es tal que

todas las rocas deberían estar fundidas; sin embargo, la

presión de las rocas suprayacentes (presión litostática)

impide su fusión. Una reducción de esta presión puede

originarla.

Se calcula que la temperatura aumenta aproximadamente 3 Ccada 100 m de profundidad (gradiente geotérmico). Este

incremento no es fijo y depende de diversos factores.

En síntesis, son tres los sistemas que pueden producir

magma: el aumento de temperatura, la disminución de la

presión y la adición del agua.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO


Las principales teorías que explican las fuentes generadoras

del magma son:

• Teoría del calor residual: Supone que si la Tierra fue en

un tiempo una esfera incandescente, debe conservar algo

de ese calor.

• Teoría de la compactación y contracción: Sostiene

que la contracción y compactación de la Tierra por

enfriamiento habría aumentado la presión interna,

manteniendo o aumentando el calor.

• Teoría de la radioactividad: Sostiene que existe

conservación de energía en el interior del planeta por la

fisión de elementos inestables.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO


Generación del magma

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.4. FASES O ETAPAS DE CONSOLIDACIÓN DE UN MAGMA

Se producen tres fases sucesivas delimitadas por intervalos

de temperatura y que presentan caracteres especiales:

• Fase ortomagmática: Constituye la fase principal de la

cristalización magmática. Abarca desde el origen del magma

hasta que su temperatura desciende a los 500 C.

• Fase pegmatítica–neumatolítica: Tras la fase anterior,

queda un líquido residual rico en volátiles; aquí se produce

la cristalización de micas, feldespatos y cuarzo, y se

originan las pegmatitas. Temperatura de 500 C a 400 C.

• Fase hidrotermal: Se produce entre 400 C y 100 C. Una

solución residual rica en agua escapa por las grietas y

cavidades de las rocas cercanas. Parte de esas soluciones

llega a superficie en forma de géiseres, fuentes termales o

fumarolas.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.5. DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA

Mediante este proceso, el magma, que inicialmente se

encontraba homogéneo, se separa en fracciones de diferente

composición.

Son varios los mecanismos que explican la diferenciación

magmática:

• Migración de iones y moléculas complejas dentro del

magma, como consecuencia de los gradientes de

temperatura.

• Transferencia gaseosa, mediante la que las burbujas de gas

pueden colectar y transportar constituyentes más volátiles.

• Cristalización fraccionada del magma, siendo éste el más

importante de los mecanismos. A medida que la

temperatura baja, los minerales van cristalizando.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.5. DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA

Diferenciación magmática: La cristalización del magma

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.6. SERIE DE BOWEN

La Serie de Bowen

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.6. SERIE DE BOWEN

La Serie de Bowen

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.7. ZONAS DE CONSOLIDACIÓN DEL MAGMA

Al perder temperatura y movilidad, el magma se puede

consolidar tanto en el interior de la corteza terrestre, en

cavidades de variado tamaño y forma, como sobre su

superficie.

Por ser más ligero y móvil que la roca sólida, el magma

tiende a elevarse por la corteza terrestre desde receptáculosprofundos llamados cámaras magmáticas.

Cuando llega a profundidades someras donde pueden existir

fracturas en las rocas suprayacentes, el magma se mueve

con mayor facilidad. Irrumpe como lava cuando llega a

superficie, pero también puede enfriarse y consolidarse a

cualquier profundidad.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO


De esta forma, tenemos un magma consolidado a

profundidad que origina las rocas ígneas intrusivas o

plutónicas, un magma que se consolida a profundidades

someras que origina las rocas hipabisales, y por último, un

magma que rompe la cobertura de las rocas suprayacentes y

llega a la superficie originando, al consolidarse, las rocas

ígneas extrusivas o volcánicas.

En la imagen que sigue a continuación se pueden apreciar

los diferentes niveles en los que el magma, por variación de

las condiciones físico–químicas, se consolida.

Estas condiciones que permiten la consolidación del magma

en los diferentes niveles son: temperatura, presión,

composición del magma y constitución de las rocas

preexistentes, principalmente.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO


Zonas de consolidación del magma: estructuras plutónicas y volcánicas

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO


Al bajar la temperatura en forma gradual se forman los

primeros cristales, hasta llegar al punto en que el magma se

solidifica, originándose así un plutón.

En el caso de que el magma llegue a la superficie, la

temperatura baja súbitamente y se forman las lavas y las

rocas extrusivas.

La presión es un factor importante por cuanto de ella

depende la temperatura; en zonas profundas, aún cuando la

temperatura es muy alta, no ocurre la fusión de las rocas

preexistentes porque la presión es también alta.

Conforme al magma asciende, la presión va disminuyendo

gradualmente.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.8. TIPOS DE MAGMATISMO

Según sea la zona de consolidación del magma, son dos lostipos de magmatismo que se presentan: magmatismo

intrusivo o plutonismo, que ocurre en el interior de la

litósfera; y magmatismo extrusivo o vulcanismo, sobre

la superficie terrestre.

Magmatismo

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.8. TIPOS DE MAGMATISMO

Magmatismo

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.9. PLUTONISMO

Se denomina plutonismo o magmatismo intrusivo al

emplazamiento del magma en estructuras conformadas por

cavidades de variado tamaño y forma, limitadas estas

estructuras por las condiciones que ofrecen las formaciones

de las rocas preexistentes. Dichas estructuras son conocidascomo plutones.

El enfriamiento y la consolidación del magma debajo de lasuperficie terrestre va a dar origen a la ocurrencia de rocas

ígneas intrusivas o plutónicas, las que ocurren formando

los ya mencionados plutones.

Los plutones se clasifican como: plutones concordantes

y plutones discordantes. Los segundos cruzan una

estructura de roca preexistente, mientras que los primeros se

conforman de manera direccional con las rocas circundantes.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.9. PLUTONISMO

3.9.1. ESTRUCTURAS PLUTÓNICAS

Plutones discordantes

• Batolitos: Son intrusiones ígneas con extensiones

superiores a los 100 Km2 de superficie. Generalmente se

amplían hacia la base y su profundidad es desconocida. Se

originan principalmente durante los períodos de formación

de montañas, tomando formas alargadas y posiciones

paralelas a las cordilleras. Su techo es irregular.

• Stocks: Son intrusiones ígneas cuyas extensiones son

menores de 100 Km2, es decir, de menor escala respecto de

los batolitos. Los de forma circular o elíptica probablemente

fueron cámaras que alimentaron antiguos volcanes.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.9. PLUTONISMO

• Diques: Son plutones discordantes de forma tabular. Están

compuestos de magma que fluyó a través de fracturas

preexistentes o abiertas por la fuerza del magmatismo.

Tienen poco espesor, pero pueden ser persistentes en

altura y alcanzar grandes longitudes.

Plutones concordantes

• Sills: Son estructuras plutónicas de forma tabular,

inyectadas a favor de estructuras en capa, es decir,

paralelas a las capas de la roca encajonante.

• Lacolitos: Son estructuras plutónicas semejantes a los

sills, pero con techo abovedado, es decir, gruesas en el

centro y estrechas en los bordes, planas en la base y

convexas en la parte superior, a manera de un hongo.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.9. PLUTONISMO

Estructuras plutónicas

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.9. PLUTONISMO

3.9.2. CASOS NACIONALES

• Batolitos: Los casos nacionales más representativos de

batolitos son: el Batolito de la Costa, con una extensión

de 1,200 Km de largo y un ancho promedio de 70 Km,

emplazado en dirección andina (NNW–SSE), con dataciones

que lo ubican entre el Carbonífero inferior (300 ma) y el

Triásico inferior (250 ma), y que se encuentra totalmente

expuesto desde el sur de Lima hasta el norte de Arequipa; elBatolito de la Cordillera Blanca, con una extensión

superficial de 300 Km x 200 Km, emplazado en la dirección

andina, en el Mioceno (16 ma a 2.7 ma), en la RegiónAncash; y el Batolito de Pataz, también emplazado con

elongación en la dirección andina, en la Región La Libertad,

con longitudes de 160 Km x 5 Km, datado en el

Mississipiano (329 ma).

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.9. PLUTONISMO

Batolito de la Costa

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.9. PLUTONISMO

Batolito de la Costa: Cuadro cronoestratigráfico

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.9. PLUTONISMO

Batolito de la Cordillera Blanca

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.9. PLUTONISMO

Batolito de Pataz

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.9. PLUTONISMO

• Stocks: En el Perú afloran muchas intrusiones menores,

como por ejemplo el Granito Tarma, el Granito La

Merced, la Sienita Macusani, la Adamelita Pacococha

y el Plutón de Balsas, entre otros. Estos stocks son de

composiciones, formas y edades diversas y se encuentran

emplazados por todo el país, principalmente a lo largo de la

Cordillera de los Andes, pero también en la costa peruana.

• Diques: También es innumerable la cantidad de diques que

ocurren a lo largo y ancho del territorio peruano, pero es talvez el más conocido el dique fallado que aflora cortando a

las formaciones sedimentarias en el Morro Solar, en Lima.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.9. PLUTONISMO

Dique fallado del Morro Solar

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.9. PLUTONISMO

Dique fallado del Morro Solar

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Se denomina vulcanismo o magmatismo extrusivo al

emplazamiento del magma sobre la superficie de la cortezaterrestre, ocupando grandes extensiones de corrientes

lávicas, cenizas volcánicas o depósitos piroclásticos.

El vulcanismo se origina cuando el magma desgasificado

adquiere una movilidad tal que irrumpe en la litósfera,

provocando la salida de la masa incandescente a través de

estructuras de formas geométricas particulares conocidascomo volcanes.

A este magma desgasificado se le conoce con el nombre

de lava, que experimenta presiones atmosféricas que hacen

que durante su ascenso pierda los gases que conformaban

su composición.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Vulcanismo

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Posteriormente, las temperaturas ambientales seránresponsables de un rápido enfriamiento de las lavas que

afloran por los volcanes.

Esto dará origen a la formación de rocas ígneas

extrusivas o volcánicas.

Una característica principal de las formaciones queconforman las rocas volcánicas es la manera en que se

depositan, semejante a las formaciones de depósitos

sedimentarios.

Otra característica que distingue a las rocas volcánicas de

las rocas intrusivas es que el rápido enfriamiento de las

primeras origina masas de apariencia más homogénea en

relación a las segundas.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

3.10.1. FORMACIONES VOLCÁNICAS

Las estructuras o formaciones volcánicas son

generalmente depósitos de corrientes de lava o depósitos de

material proyectado (material piroclástico), conformado por

fragmentos de roca preexistente que fueron arrastrados

durante el ascenso del magma.

Estas estructuras tienen una forma tabular subhorizontal, amanera de capas, formando seudoestratos.

Estas formas tabulares, sin embargo, no tendrán espesores

homogéneos, pues cerca de los conos volcánicos los

grosores serán mayores, mientras que en los extremos lasformaciones volcánicas serán más angostas, hasta

prácticamente desaparecer.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Elementos de un volcán

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

3.10.2. VOLCANES: DEFINICIÓN, FORMAS Y TIPOS

Un volcán es una estructura geológica por la que emergen

hacia superficie lavas, cenizas volcánicas y gases del interior

del planeta.

El ascenso ocurre generalmente en episodios de emisionesde actividad violenta denominados erupciones, las que

varían en intensidad, duración y frecuencia.

En estas estructuras, los productos de las erupciones se

acumulan alrededor de un ducto central, desarrollando una

forma de colina o montaña con características particulares.

En la cima se encuentra el cráter, que es una depresión que

constituye el extremo de la chimenea, por donde se expelen

los materiales magmáticos.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Cráter de un volcán

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO


La cámara magmática es una cavidad que se encuentra en

profundidad, conteniendo a la roca fundida.

El cono volcánico consiste en una colina formada a partir

de la acumulación de los productos de la erupción.

Este cono volcánico suele presentar una estructura

secundaria llamada cono adventicio o parásito.

Las coladas de lava y las nubes de cenizas son los

productos eyectados por los volcanes. Los primeros

discurren por las laderas de los conos, mientras que los

segundos se elevan a la atmósfera, para luego caer por

gravedad y depositarse sobre la corteza.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Corte de un volcán

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Corte de un volcán

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO


De acuerdo a la forma que desarrollan, los volcanes suelen

ser de tres tipos:

• Conos de escoria: Se forman en lugares donde las

erupciones son de tipo explosivo (cenizas, lapilli, etc.); sus

pendientes pueden alcanzar los 40 de inclinación.

• Volcanes en escudo: Se forman en lugares donde la lava

es expulsada en forma fluida; su base es muy amplia y sus

laderas rara vez exceden los 10 de inclinación.

• Estratovolcanes: También conocidos como volcanes

compuestos, son aquellos que alternan erupciones

explosivas y erupciones tranquilas.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Cono de escoria

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Volcán en escudo

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Estratovolcán

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

3.10.3. ERUPCIONES VOLCÁNICAS

Aún cuando la actividad volcánica es continua desde suaparición hasta su extinción, los efectos de las erupciones

volcánicas aparecen intermitentemente.

En determinado momento puede prevalecer un vulcanismode tipo explosivo (generalmente acompañado de material

piroclástico) o de tipo tranquilo, en el que la eyección de

material volcánico no produce estruendo; pero la clase e

intensidad de la actividad volcánica puede variar e incluso

tornarse cíclica, sin obedecer a ninguna ley de periodicidad.

Las primeras etapas de una erupción están marcadas

generalmente por terremotos preliminares, por agrietamiento

del terreno, por la aparición de manantiales calientes o por el

desagüe de los lagos.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO


Después de una erupción volcánica, la condensación del

vapor de agua de la atmósfera produce lluvias torrenciales.

La temperatura, la composición, la viscosidad y los

elementos disueltos de los magmas son los factores

fundamentales de los que depende los tipos de explosividad

y la cantidad de productos volátiles que acompañan a unaerupción volcánica:

• Tipo hawaiana: Se caracteriza por su régimen tranquilo y

sus lavas son bastante fluidas, debido a su composición

básica, escasa en gases explosivos, las mismas que se

desbordan cuando rebasan el cráter y se deslizan con

facilidad por las laderas del volcán; sus temperaturas son

altas (1,200 C). Ejemplo: Volcán Mauna Loa (Hawaii, USA).

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Erupción tipo hawaiana

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO


• Tipo estromboliana: Se caracterizan por sus explosiones

espaciadas de ritmo regular Sus lavas son fluidas, de

composición básica, pero de menor movilidad que en el

caso anterior, con desprendimientos gaseosos abundantes

y violentos, con proyecciones de escorias, bombas y lapillis

(no se forman cenizas), con temperaturas de

aproximadamente 1,000 C. Ejemplo: Volcán Estrómboli

(Sicilia, Italia).

• Tipo vulcaniana: Se desprenden grandes cantidades de

gases de un magma poco fluido, que se consolida con

rapidez, pero los gases que se desprenden rompen las lavas

solidificadas; las explosiones son muy fuertes, produciendo

mucha ceniza, lanzada al aire con otros materiales

fragmentarios. Ejemplo: Volcán Vulcano (Sicilia, Italia).

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Erupción tipo estromboliana

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Erupción tipo vulcaniana

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO


• Tipo vesubiana: Llamada también pliniana. La presión de

los gases es muy fuerte y produce explosiones muy

violentas. Forma nubes ardientes que, al enfriarse,

producen precipitaciones de cenizas, que pueden llegar a

sepultar ciudades, como ocurrió con Pompeya y Herculano.

Ejemplo: Volcán Vesubio (Nápoles, Italia).

• Tipo peleana: O también efusiva. Su lava es

extremadamente viscosa y consolida con gran rapidez,

llegando a tapar por completo el cráter, formando un pitón o

aguja; la enorme presión de los gases sin salida provoca

una explosión que levanta el pitón o destroza la parte

superior de la ladera, formando gigantescas nubes

ardientes. Ejemplo: Volcán Mont Pelée (Isla Martinica,

Francia), que en 1912 ocasionó 28,000 víctimas.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Erupción tipo vesubiana o pliniana

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Erupción tipo peleana o efusiva

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO


• Tipo krakatoana: Origina tremendas explosiones y

enormes maremotos. Se cree que este tipo de erupciones

son debidas al contacto entre la lava ascendente con el

agua o con rocas mojadas. Ejemplo: Volcán Krakatoa

(Estrecho de la Sonda, Indonesia) cuya explosión de 1883

fue la más formidable de las conocidas hasta la fecha.

• Tipo freato–magmática: O surtseyana. Sus explosiones

son extremadamente violentas, ya que a la energía propia

del volcán se le suma la expansión del vapor de agua

súbitamente calentado. No presentan emisiones de lava ni

extrusiones de roca. Sus volcanes se encuentran en aguas

someras o presentan un lago en el interior del cráter.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Erupción tipo krakatoana

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Erupción tipo freato–magmática o surtseyana

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO


• Erupciones submarinas: En el fondo oceánico se

producen erupciones volcánicas cuyas lavas, si llegan a la

superficie, pueden formar islas volcánicas. Estas

erupciones son más frecuentes que las ocurren en las

superficies emergentes, sin embargo, pasan inadvertidas

porque la presión elevada del agua en las zonas abisales

provoca la disolución de los gases y detiene las

proyecciones; así es como ningún signo de la erupción

puede verse en la superficie del mar (caso contrario ocurre

en el fondo de los lagos, donde las erupciones son

observables en la superficie). Suelen ser de corta duración

en la mayoría de los casos, debido al equilibrio isostático de

las lavas al enfriarse, entrando en contacto con el agua, y

por la erosión marina. Algunas islas actuales, como las

Cícladas (Grecia), tienen este origen.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Erupción submarina

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

3.10.4. CASOS NACIONALES

En el Perú existen varias formaciones volcánicas que

evidencian un vulcanismo activo en nuestro territorio en el

pasado, principalmente en el Terciario.

Las formaciones terciarias se caracterizan por haber sido

depositadas en cuencas de ámbito continental. Son ejemplode este vulcanismo terciario el Grupo Calipuy, el Grupo

Tacaza, la Formación Huaylillas, el Grupo Maure, la

Formación Sencca, la Formación Capillune y el Grupo

Barroso.

También contamos con ejemplos de vulcanismo desarrollado

en el Mesozoico, formadas en ambientes marinos, como laFormación Chocolate, la Formación Oyotún, el Grupo

Puente Piedra, el Grupo Casma y el Grupo Toquepala.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Por otro lado, contamos también con una gran cantidad de

volcanes, algunos de ellos extintos o dormidos y otros

actualmente en actividad, los que se ubican

fundamentalmente en la zona sur de la Cordillera de los

Andes Peruanos.

El volcán más representativo es el Volcán Misti, sin

embargo, existen varios otros, como los Volcanes

Solimana, Coropuna, Sabancaya, Ampato, Chachani,

Ubinas, Huaynaputina, Ticsani, Tutupaca, Yucamane,

Purupuruni y Casiri.

De todos ellos, el Volcán Ubinas es el que está siendo

objeto de mayor cantidad de monitoreos en la actualidad,

debido a evidencias de actividad que presentadas en los años

recientes.

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Volcanes en el Perú

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Volcán Misti

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Volcán Ubinas

III. MAGMATISMO:

PLUTONISMO Y

VULCANISMO

3.10. VULCANISMO

Volcán Ubinas

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Es el conjunto de movimientos tectónicos horizontales,

verticales y tangenciales que ocasionan deformaciones en la

corteza terrestre por efecto de los esfuerzos mecánicos

originados durante el desarrollo de los procesos dinámicos

ocurridos en el planeta.

Estos movimientos se desarrollan en forma lenta pero

continua y regional y las deformaciones de las rocas se

producen en función de la intensidad de los esfuerzos y de la

elasticidad de las rocas.

Las deformaciones son de dos tipos: deformaciones

continuas (pliegues) y deformaciones discontinuas

(discontinuidades como fallas y junturas).

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

4.1.1. DEFORMACIONES CONTINUAS: PLIEGUES

Los pliegues son deformaciones de las rocas estratificadas

debidas a la presencia de esfuerzos compresivos, a las

propiedades plásticas de tales rocas y a las condiciones de

elevada presión reinante.

Los pliegues toman formas onduladas y se denominan

anticlinales cuando la convexidad se presenta en la parte

superior o sinclinales cuando la convexidad se desarrolla

en la parte inferior. También existen otra formas plegadas,

como los domos, los homoclinales, los monoclinales, etc.

Los elementos de un pliegue son: eje axial, charnela o

cresta, núcleo y flancos.

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Block diagrama de pliegues sinclinales y anticlinales

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Pliegues sinclinales y anticlinales

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Elementos de un pliegue

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Pliegues en el Morro Solar

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

4.1.2. DEFORMACIONES DISCONTINUAS: FALLAS

Las fallas son estructuras de deformación en donde, a

través de un plano denominado plano de falla, ocurre un

desplazamiento de un bloque de roca con respecto de otro

bloque colindante al anterior.

Las fallas ocurren cuando actúan fuerzas de gran intensidad,

en un escenario en el que los esfuerzos producidos por la

energía interna de la tierra se van acumulando al punto tal

que fracturan la roca.

Son varios los tipos de fallas, sin embargo mencionaremossólo dos de ellos: fallas inversas y fallas normales.

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Block diagrama de una falla

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Falla

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Los elementos que caracterizan a una falla son: plano de

falla, salto de falla, escarpes y estrías de fallas,

orientación (rumbo y buzamiento) y labios o bloques.

En una falla normal, uno de los labios o bloques se hunde o

se desliza a favor del plano de falla. Se producenmovimientos de distensión por efecto de esfuerzos

tensionales y la superficie del terreno se incrementa.

En una falla inversa, por el contrario, uno de los labios o

bloques se eleva (se “monta”) en contra del plano de falla. Segeneran movimientos de contracción por efecto de

esfuerzos compresivos y, en consecuencia, se produce

una disminución del terreno.

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Elementos de una falla

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO


IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO


IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Falla inversa

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Falla normal

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Falla inversa, falla normal y falla de rumbo

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Fallas

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

También ocurren estructuras tectónicas de grandesdimensiones, como los graben y los horst.

Un graben o fosa tectónica es un estrecho y largo bloque

limitado por fallas normales, que ha descendido con respecto

a los bloques laterales.

Un horst o pilar tectónico es un bloque alargado, también

limitado por fallas normales, que ha ascendido con respecto

a los bloques que lo flanquean.

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Estructuras tectónicas: graben y horst

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Falla en el Morro Solar

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.1. DIASTROFISMO

Fallas en la placa oceánica

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.2. SISMICIDAD

Un sismo es una manifestación de movimientos rápidos de

las fallas que separan bloques rocosos de comportamiento

elástico, condición necesaria para dar lugar a la ocurrencia

de trenes de ondas.

El estudio de la distribución de los focos sísmicos permite

localizar las fallas actualmente en actividad, así como las

zonas en que el comportamiento de las rocas es elástico.

Los epicentros se localizan en la superficie terrestre, en la

vertical de los hipocentros o focos. La distancia entre

ambos es la profundidad.

Un sismo puede ser superficial, intermedio o profundo,

según que el foco se encuentre a un a profundidad menor

de 60 Km, entre 60 Km y 300 Km, o mayor de 300 Km,respectivamente, del epicentro.

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.2. SISMICIDAD

Relación entre fallamiento y sismicidad

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.2. SISMICIDAD

Elementos de un sismo

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.2. SISMICIDAD

La magnitud de un sismo está asociada a la cantidad de

energía liberada durante la ocurrencia de un movimiento

sísmico. Se obtiene a través de cálculos de parámetros

cuantitativos que se obtienen de las mediciones que serealizan con sismógrafos. Se emplea la escala sismológica

de Richter para su definición.

La intensidad, por el contrario, no es un valor cuantitativo,

sino un parámetro subjetivo que se asocia a la sensibilidad

de las personas y a la reacción de los objetos y lasestructuras. Se mide a través de la escala sismológica de

Mercalli modificada.

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.2. SISMICIDAD

Sismograma

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.2. SISMICIDAD

Escala de magnitudes de Richter

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.2. SISMICIDAD

Escala de intensidades de Mercalli

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.3. FALLAMIENTO Y SISMICIDAD EN EL PERÚ

En el Perú, la ocurrencia de la actividad sísmica es frecuente,

debido principalmente a los movimientos de subducción de laPlaca de Nazca por debajo de la Placa Sudamericana.

Estos movimientos sísmicos están estrechamente ligados al

fallamiento que afecta a la roca.

La falla más notable en nuestro territorio es la Falla de

Nazca. Sin embargo, hay sistemas de fallas que recorren la

dirección andina (NNW–SSE), especialmente en la zona de laCordillera de los Andes.

Los sismos más notables ocurridos en nuestro país serían: elsismo del 15/Agosto/2007, que tuvo como epicentro el

litoral frente a las costas de Pisco, y el sismo del

31/Mayo/1970, focalizado también en el litoral frente a las

costas de Chimbote, ambos de consecuencias catastróficas.

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.2. SISMICIDAD

Monitoreo de la actividad sísmica en el Perú

IV. DIASTROFISMO Y

SISMICIDAD

4.2. SISMICIDAD

Monitoreo de la actividad sísmica en el Perú

Documents

Procesos geológicos de geodinámica interna