geo sinc lina les
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GEOSINCLINALES
INTRODUCCIÓN
La Geología nos permite descifrar los enigmas de nuestro medio. Los geólogos
estudian la Tierra desde el fondo del océano hasta la cima de las montañas, con
objeto de investigar el origen de los continentes y mares circundantes. La Tierra
no siempre ha sido tal como la vemos hoy día, y está cambiando continuamente,
aunque en forma imperceptible. Las montañas más altas están formadas por
materiales que alguna vez estuvieron cubiertos por los océanos. Los continentes
están parcialmente cubiertos con sedimentos otrora depositados en el fondo del
océano, lo cual nos indica que los levantamientos y depresiones de la superficie
terrestre son intermitentes. (Lett, Judson, 1996)
Reconocemos, pues, que las fuerzas de la naturaleza cambian, ligera aunque
constantemente, la faz de nuestra Tierra. El viento, agua y hielo de los glaciares
erosionan la superficie terrestre y desplaza materiales a niveles inferiores. La
deformación de la corteza está evidenciada por movimientos históricos a lo largo
de fallas; por terrazas marinas y playas solevantadas (con desarrollo de acantilado
costero); por tierras sumergidas; por cuerpos de roca fracturados, fallados y
plegados, etc.
La evidencia de la incesante deformación está presente en todas las rocas de la
corteza terrestre, sin importar su antigüedad; algunas se han inclinado, o han
sufrido ruptura; otras se han hundido o elevado cientos y aun miles de metros.
Además de esta corteza de movimientos pasados, registrados en las rocas
mismas, otras líneas de evidencia apuntan a la misma conclusión: la corteza
terrestre está siendo deformada. (Blyth, 2003)
Los grandes movimientos de la corteza terrestre nos han originado los continentes
y estas partes continentales de corteza han venido deformándose de modo
continuo a través del tiempo geológico, de acuerdo con la historia que puede
“leerse” en las rocas. La deformación ha producido los rasgos de los terrenos
continentales que encontramos hoy en día: las planicies, las mesetas y las
montañas.
La deformación de las rocas, ya sea por ruptura ó plegamiento da lugar a un
cambio de forma y volumen en la estructura original de éstas, en muchos casos la
evidencia de estos procesos de deformación están evidenciados en las estructuras
que se forman justo después de la génesis de dichas rocas, procesos que alteran
la dimensión original de la roca que dentro de un contexto frágil se manifiesta por
medio de discontinuidades.
El variado relieve de los continentes ha sido modificado por diversos procesos.
Las corrientes erosionan los sedimentos provenientes de diversos lugares y los
depositan en otras partes. Los glaciares se extienden lentamente sobre partes del
terreno, raspan la superficie, y su fusión posterior deja depósitos dispersos de
detritos rocosos. Los vientos diseminan la arena suelta y el polvo, sobre el relieve.
Otros procesos que se originan en el interior de la Tierra producen volcanes,
terremotos y el lento alabeo de las capas de rocas, todo lo cual deja impresiones
en el relieve. La superficie irregular de los continentes está cambiando
constantemente. (Robinson, 1990)
El relieve está formado por factores internos (endógenos) y externos (exógenos).
Los internos son procedentes de los movimientos tectónicos o de masas
continentales. Los movimientos tectónicos se reconocen en función del tipo de
deformación que producen sobre las placas, y la intensidad de las fuerzas que
inciden en ellas. Así que hay dos tipos de movimientos llamados epirogénesis y
orogénesis.
Las zonas de la corteza terrestre en las que las estructuras tectónicas –pliegues,
fallas, pliegues tumbados y cabalgamiento— indican la existencia de montañas
plegadas en épocas geológicas antiguas (sean o no actualmente montañas,
mesetas, o llanuras desde el punto de vista morfológico) se llaman sistemas
orogénicos, término introducido en 1890 por Gilbert, famoso geólogo canadiense.
Muchos sistemas orogénicos, se originaron como depresiones conocidas como
Geosinclinales. (Holmes, 1987)
CONCEPTOS
Para poder tener un entendimiento más óptimo de lo que es un Geosinclinal,
primero debemos tener el conocimiento de ciertos conceptos, los cuales nos darán
una visión más clara del tema a estudiar.
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Es la rama de la Geología que se encarga del estudio de las características
estructurales de las masas rocosas que forman la corteza terrestre, de la
distribución geográfica de tales características, del tiempo geológico y de las
causas que las originaron; también es importante su identificación, descripción y
representación gráfica en mapas y secciones geológicas.
TIPOS DE FUERZAS EN CIENCIAS DE LA TIERRA
•Si aplicamos una fuerza a través de un plano, de tal manera que las partículas a
cada lado del plano sean “empujadas”, una hacia otra, la fuerza es compresiva.
•En Ciencias de la Tierra, las fuerzas compresivas se consideran positivas.
Stress= Esfuerzo.
Strain= Deformación.
Cuando las fuerzas diferenciales tienden a alargar un cuerpo se conocen como
fuerzas tensionales.
Las partículas a cada lado del plano tienden a separarse.
En Ciencias de la Tierra, las fuerzas tensionales se consideran negativas.
•Cuando se aplican fuerzas en direcciones diferentes se denominan fuerzas
diferenciales.
Cuando una fuerza tiene cualquier dirección relativa al plano de aplicación, es
decir, no es coaxial, se denomina fuerza de cizalla, cortante o tangencial.
Las fuerzas de cizalla actúan en una dirección perpendicular a la normal al plano.
La componente de cizalla no es ni comprensiva ni de tensión. Es positiva cuando
produce un giro relativo en contra de las manecillas del reloj y es negativa cuando
ocurre lo contrario.
ANTICLINAL
Pliegue convexo hacia su parte superior, con los materiales más antiguos en el
núcleo. Se denomina anticlinal a un pliegue de la corteza terrestre en forma de
lomo cuyos flancos se inclinan en sentidos opuestos.
SINCLINAL
El sinclinal es la parte cóncava de un pliegue de la corteza terrestre debido a las
fuerzas de compresión de un movimiento orogénico, cuyos estratos convergen
hacia abajo, es decir en forma de cuenca. Los nombres de sus partes son
similares a los del anticlinal: flancos y charnela o cuenca sinclinal. Y al igual que
en el anticlinal podemos destacar: el plano axial, el eje y el buzamiento o
inclinación de los estratos. Por su plano axial puede ser también: recto o simétrico,
o inclinado -tumbado- o asimétrico.
GEOSINCLINAL
HISTORIA
El concepto de geosinclinal surgió en los Apalaches. En 1859, James Hall, a
consecuencia de su trabajo sobre la estratigrafía y estructura de los Apalaches
septentrionales, reportó su descubrimiento de que los sedimentos paleozoicos
plegados de aquella sierras son tipos marinos de agua somera que alcanzan un
espesor de más de 12 km y son entre 10 y 20 veces más potentes que los estratos
no plegados contemporáneos suyos de las tierras bajas interiores situadas más al
oeste.
La acumulación de una serie tan gruesa de areniscas, pizarras y calizas implica
claramente que el fondo subyacente de rocas más antiguas debe haber sufrido un
hundimiento del mismo orden de magnitud. Evidentemente, a las montañas las
precedieron largos períodos de arqueamiento hacia abajo durante los cuales la
sedimentación iba más o menos emparejada con el hundimiento de la corteza. En
1873 Dana dio el nombre de geosinclinales a tales fajas alargadas de subsidencia
y sedimentación persistentes durante largo tiempo.
Las principales cadenas montañosas del mundo se han desarrollado a partir de
gruesos depósitos de sedimentos acumulados en geosinclinales.
CONCEPTO
GEOSINCLINAL: Los geosinclinales son enormes cuencas rellenas de
sedimentos que se formaron, en ciertas áreas, por la deformación de la corteza
terrestre. La palabra geosinclinal significa literalmente, “sinclinal de la Tierra”, y
alcanza proporciones muy grandes en comparación con el simple sinclinal
concebido como pliegue de los estratos. Generalmente tienen decenas y aun
cientos de kilómetros de ancho y varios cientos –a veces miles- de kilómetros de
largo, y en muchos geosinclinales se han acumulado sedimentos por 15,000 o
más metros de espesor; sin embargo, sus fósiles, su textura, la presencia de
rizaduras y otros detalles, indica que el agua en la que se depositaron no era
profunda, sino de alrededor de 300 metros en la mayoría de los casos, de acuerdo
con las estimaciones hechas. En consecuencia, debió producirse un lento
hundimiento de la corteza terrestre a medida que tenía lugar el depósito de los
sedimentos. (Lett-Judson, 1996)
El geosinclinal es una depresión grande
y alargada en hundimiento. Al hundirse el piso de la depresión, se depositan
sedimentos marinos por un largo periodo en aguas relativamente someras, a
medida que procede el hundimiento de la depresión.
Posteriormente sedimentos de grano grueso derivados de intemperismo rápido de
las áreas cercanas, son vaciados en la depresión. La actividad volcánica añade
material ígneo a la acumulación de sedimentos en la depresión y el basamento es
arrastrado hacia abajo, hacia las profundidades más calientes. Por estas vías
miles de metros de sedimentos son concentrados en un trecho de la corteza
comparativamente angosto. Finalmente, el contenido del geosinclinal es arrugado
y roto por empujes, a medida que los lados del geosinclinal se mueven tratando de
juntarse, lo que provoca que el prisma sedimentario deformado del geosinclinal
sea levantado para formar una cordillera en el asiento de la anterior depresión.
El geosinclinal es una cuenca de sedimentación de forma alargada, cuya
potencia de sedimentos ha dado lugar a una cordillera tras ser sometida a un
fuerte plegamiento. Se forma generalmente al borde de un continente, mediante el
relleno progresivo de materiales procedentes de la erosión de tierras próximas.
Durante el proceso de un geosinclinal se manifiesta un fenómeno en el cual la
acumulación progresiva de sedimentos no disminuye la profundidad de la cuenca,
sino que se produce un paulatino hundimiento denominado subsidencia, y que no
tiene relación con el peso de los sedimentos.
FORMACIÓN DE UN GEOSINCLINAL
El desarrollo de una cadena de montañas de plegamiento está precedido siempre
por la formación de geosinclinales; pero éste no es un proceso simple y rápido;
una enorme cuenca en la superficie terrestre, en la que se viertan sedimentos
hasta llenarla por completo, no se desarrolla en forma repentina.
La formación de un geosinclinal implica, más bien, un arqueamiento cóncavo de la
corteza, lento y continuo, simultáneo al depósito de sedimentos. El peso cada vez
mayor de estos sedimentos tiende a profundizar la cuenca, pero no lo suficiente
para hacerle sitio a los espesores que se han acumulado.
Como corolario al problema del hundimiento de un geosinclinal, surge la
necesidad de la elevación de los terrenos adyacentes, para aportar las variables
cantidades de sedimentos que hacen falta para llenar dicho geosinclinal. En
consecuencia, éste debe ser elevado también si ha de llegar a convertirse en una
cordillera. Parece que se produjeron movimientos continuos de la corteza –unas
veces hacia abajo, otras hacia arriba- en el proceso de la formación de montañas.
Los sedimentos del geosinclinal se hunden circunstancialmente a niveles donde
llegan a quedar rodeados por rocas más densas, y su propia “flotabilidad” marca
un límite a la profundidad a que se pueden hundir por su propio peso. Por ejemplo,
supongamos el comienzo de una cuenca de 300 metros de profundidad y el
vaciado de sedimentos en su interior. Los sedimentos empujarán al fondo de la
cuenca hacia dentro del substrato más denso, hasta que llegue a los 750 metros
bajo el nivel del mar. Pero para entonces, los sedimentos habrán llenado la
cuenca hasta el nivel del mar y no habrá lugar para añadir nada más. Todo el
sistema habrá llegado a un estado isostático, o de equilibrio, y el espesor de los
sedimentos ya no puede crecer por aumento de la carga.
Los geosinclinales que llegaron a convertirse en los primeros Apalaches tenían
ciertos rasgos comunes a todos los geosinclinales. Los sedimentos fueron
aportados por las tierras que los bordeaban, y las rocas formadas en los
geosinclinales estuvieron compuestas por sedimentos del tipo de los que se
acumulan solamente en agua somera, posiblemente de no más de 300 metros de
profundidad.
Los sedimentos apilados actualmente sobre el nivel del mar –en Pensylvania sur-
central, por ejemplo, donde existen 2,500 metros de estratos-, se depositaron
originalmente sobre una gran planicie deltaica, graduada hacia el noroeste en
caliza que se forma en agua somera. Estas rocas constituyen solamente parte de
un depósito que tuvo, en principio 12,000 metros de espesor. Un depósito tal de
sedimentos de agua somera sólo pudo acumularse cuando ciertas fuerzas
deformantes profundizaron lenta pero inexorablemente el geosinclinal, en tanto
que la sedimentación era consecuente con el hundimiento.
Los geosinclinales modernos se desarrollaron de manera demasiado lenta, para
poderlos medir directamente. Pero partiendo de la suposición de que la velocidad
de sedimentación en el pasado era similar a la actual, han calculado los geólogos
que los geosinclinales del pasado pueden haber aumentado de 150 a 300 metros
de profundidad en cada millón de años. Es posible, sin embargo, que la actual
velocidad de sedimentación sea mayor que en el pasado, a causa del mayor
promedio de elevación del terreno en el presente.
Los geosinclinales se están formando a lo largo de muchos márgenes
continentales. Lo típico de los sistemas orogénicos terciarios es que suelen
atribuirse a compresión lateral debido al choque de placas.
El geosinclinal evoluciona muy lentamente en varias fases a lo largo de un
proceso no sólo sedimentario, sino también volcánico, magmático y orogénico, por
lo cual se pueden distinguir tres fases de evolución.
En la primera fase se produce la subsidencia o hundimiento del fondo,
acompañado de un vulcanismo incipiente y una gran sedimentación.
En la segunda fase se manifiesta el plegamiento de las rocas
sedimentarias, por efecto de las fuerzas de compresión que se ejercen de
forma tangencial; el resultado es el plegamiento y surgimiento de una
cordillera en el centro del geosinclinal, acompañado de una actividad
volcánica muy intensa.
En la tercera fase se acentúan las fuerzas de plegamiento y la erosión, a la
vez que empieza a formarse la cordillera, para finalmente cesar las
presiones y quedar totalmente consolidada por rocas magmáticas y
metamórficas en su zona central o axial.
El cese de la distensión conduce a un fenómeno denominado vulcanismo
postorogénico, producto de las fallas y fracturas que se forman al desaparecer las
fuerzas compresivas, y a través de las cuales surgen lavas magmáticas, es decir,
procedentes de las capas más profundas.
En la formación de un geosinclinal,
además del fenómeno sedimentario, se
manifiesta un vulcanismo incipiente en
una primera fase; en una segunda fase
las fuerzas de plegamiento vienen
acompañadas de una intensa actividad
volcánica
DEFORMACIÓN DE LOS GEOSINCLINALES
En Cierta etapa del profundizamiento y relleno de un geosinclinal, intervienen
fuerzas que actúan para plegarlo y elevarlo. Cuando las rocas sedimentarias que
lo ocupan llegan a quedar sepultadas a una profundidad tal que su resistencia se
reduce por efectos del calor y la presión, empiezan a plegarse en lugar de ser
forzadas más profundamente en el subestrato, comenzando así la elevación de las
montañas de plegamiento.
Las rocas son quebradizas en la superficie y se rompen, en vez de fluir; pero bajo
el calor y el sepultamiento profundo del geosinclinal se vuelven plásticas y
cambian su forma y su volumen por plegamiento y flujo lento. Es en esta etapa del
proceso cuando se forman cuerpos de roca fundida, sin que sepamos aún con
exactitud cuándo y por qué ocurre esto. Es claro, sin embargo, que la actividad
ígnea es importante durante la elevación de los geosinclinales.
La expansión de las rocas sepultadas profundamente, cuando se calientan o
funden, da lugar a que se levante toda la masa superyacente. Cerca de los bordes
del geosinclinal se escurren las rocas hacia arriba y hacia fuera a lo largo de
grandes fallas de empuje; en el área central son empujadas hacia arriba, para
formar una meseta.
CLASIFICACIÓN DE LOS GEOSINCLINALES
Siguiendo una clasificación confeccionada por Stille, suelen llamarse
eugeosinclinales los geosinclinales caracterizados por actividad volcánica
intermitente contemporánea al tiempo de relleno sedimentario, y miogeosinclinales
los desprovistos de productos volcánicos. Los prefijos griegos “eu” y “mio”
pretenden indicar un estado relativo alto o bajo desde el punto de vista ígneo o de
movilidad. En la figura siguiente podemos notar que ambas clases tienden a ser
adyacentes una a la otra, con el miogeosinclinal más cerca del antepaís o tierra
estable y el eugeosinclinal más lejos.
Los sedimentos típicos de la clase “eu” son pizarras oscuras y areniscas mal
seleccionadas (grauvacas), a menudo con estratificación gradada, que se
interpretan como depósitos de corrientes de turbidez. Los sedimentos de la clase
“mio” incluyen típicamente areniscas bien clasificadas por tamaños, a menudo en
forma de cuarcitas blancas o de colores claros, y calizas, algunas de las cuales
pueden ser dolomíticas. Aquí hay que definir otros dos términos, ambos originados
en Suiza pero actualmente usados en todo el mundo, aunque no siempre con su
significado original.
Trumpy ha dado una clara descripción del significado que tienen estos términos en
Suiza. Para decirlo brevemente, el flysch es un depósito marino de tipo
geosinclinal depositado en fosas marinas alargadas separadas, en especial en la
región helvética, constituido por una alternancia de arenisca y pizarra micácea. Sin
embargo, difiere de los depósitos geosinclinales más antiguos “eu” y “mio” en que
suele presentar la influencia de interferencia tectónica. Típicamente, la deposición
de flysch empezó con los primeros movimientos que produjeron el plegamiento,
pero término antes de las fases orogénicas principales. Por otra parte está la
“molasa”, de edad variable entre el Oligoceno y el Mioceno, principalmente
continental, y que se depósito en fosas marginales o en cuencas intramontañosas.
Está constituida por arenisca blanda cementada con material arcilloso o calcáreo.
A diferencia del flysch, la molasa se depósito durante y después de los principales
movimientos tectónicos.
Las rocas volcánicas interestratificadas con los sedimentos eugeosinclinales son
típicamente lavas submarinas del cortejo espilítico. Las espilitas son lavas básicas
en las cuales predominan minerales tales como la serpentina y la clorita en lugar
de olivino y piroxeno, junto con albita y epidota en lugar de plagioclasas cálcica.
Desde los inicios de la geología a estas rocas se les llamó espilitas (del griego
spilos, punto o mancha; spilotos, deteriorado). Asociados a las espilitas están los
queratófidos, lavas e intrusiones más ácidas.
En 1963, Dietz sugirió que los sedimentos de las actuales plataformas
continentales pueden equipararse con los miogeosinclinales y que los gruesos
prismas de sedimentos amontonados junto a los taludes continentales y que
constituyen las elevaciones continentales representan eugeosinclinales.
Los gruesos prismas de sedimento adyacente al talud continental que recubren el
fondo oceánico son principalmente turbiditas, a las cuales Pettijohn ha equiparado
con las grauvacas características de los eugeosinclinales. Además, Dietz sugiere
que el deslizamiento y desplome que suelen presentar las grauvacas se iniciaría
fácilmente en la elevación continental por cualquier tipo de perturbación, tal como
la que producen los terremotos. Explica el cortejo espilita-queratófido, asociado a
los sedimentos eugeosinclinales, como una consecuencia del enriquecimiento
metasomático en soda, procedente del agua marina, de lavas basálticas; los
queratófidos serían consecuencia de su contaminación con sial.
Sobre el concepto de geosinclinal se manejaron varias teorías: fue creado por J.
Hall en 1859 tras un estudio sobre los Apalaches, el cual sostenía que el
hundimiento y plegamiento de las cuencas estaba determinado por el peso de los
sedimentos. James Dana, en 1873, definió el geosinclinal como la sedimentación
en surcos oceánicos. Bubnoff en 1931 y Stille en 1936, se inclinaron por la
intensidad del plegamiento como causa principal. Pero fue en la década de 1940-
50, de la mano de Kay y el geólogo francés Jean Aubouin, en que se recuperan
las ideas de Dana y Hall, tomando fuerza la teoría de la potente sedimentación y el
plegamiento como base de la formación del geosinclinal.
Los estudios de Jean Aubouin permitieron explicar de forma plausible las cadenas
alpinas de Europa, así como multitud de fenómenos que se desarrollan en los
fondos oceánicos. Aubouin dividió el ciclo geosinclinal en tres partes, que
denominó Preflysh, Flysch y Molasa. La cubeta de sedimentación inicial se divide
en zona más cercana al continente o miogeosinclinal, zona central o geoanticlinal,
y zona más alejada o eugeosinclinal. Separando ambas zonas se encuentra el
orón. Al principio se va colmando de sedimentos la zona miogeosinclinal,
posteriormente la eugeosinclinal, y finalmente se produce el plegamiento y por
tanto la elevación del orón por efecto de los movimientos orogénicos, dando lugar
a la formación de una cordillera.
En todo este proceso se producen manifestaciones volcánicas al principio
ofiolíticas (rocas metamórficas formadas en la zona de subducción), después
traquiandesíticas (rocas magmáticas compuestas de feldespato potásico y
andesina), y finalmente basálticas (rocas volcánicas compuestas de feldespato y
piroxeno).
Los geosinclinales se forman en áreas de inestabilidad de la corteza terrestre,
junto a los márgenes continentales y, según los antiguos modelos, se
compondrían de dos cuencas subsidentes, en las que se acumularían
considerables espesores de sedimentos marinos, y de dos arcos que incluirían las
siguientes zonas tectometamórficas (en el sentido continente ante-país océano):
a) cuenca miogeosinclinal; b) arco miogeoanticlinal; c) cuenca eugeosinclinal, y d)
arco eugeoanticlinal (ariso-país).
Si imaginamos una margen continental activa que se mueve en sentido contrario a
una placa oceánica, en la corteza oceánica ocurrirá una inmersión bajo la margen
continental activa a lo largo de la fosa oceánica. Gracias a las fuerzas de
convergencia, los sedimentos de aguas profundas del fondo oceánico se
agregarán a los sedimentos depositados en las fosas, llamados turbiditos. En esta
fase el eugeosinclinal englobaría el prisma acrecionario, los depósitos de aguas
profundas de la placa oceánica y los depósitos de la base de la margen
continental, que están siendo arrastrados por ella. A su vez, el miogeosinclinal
estaría representado por los depósitos de talud y plataforma de ese continente. Al
continuar el proceso de convergencia, la margen inactiva termina por chocar con
el prisma acrecionario generado en la margen activa. La colisión produce la
deformación de ambas márgenes, seguida de movimientos verticales
(orogénesis). Este modelo sería responsable, por ejemplo, del origen de los Alpes
occidentales.
Aspectos más importantes de un geosinclinal (Aubouin, 1965).
ZONAS DE GEOSINCLINALES
Las cadenas montañosas tales como los primitivos Apalaches fueron formadas, no
por la formación de un geosinclinal, sino por la deformación de muchos. La región
donde ahora se levantan los Apalaches estuvo ocupada antes por dos grandes
fajas de geosinclinales burdamente paralelos entre sí. Alineados a lo largo del
continente, del lado del Atlántico, desde Newfoundland hasta Alabama, tenían una
extensión de 2,200 km. y una anchura de 560 a 640 km. Están cubiertas con
masas de tierra elevadas de la ahora parte central de los Estados Unidos, y con
masas de tierra volcánica en lo que hoy es el océano Atlántico.
Bordeaba el continente mismo una zona de geosinclinales, conteniendo depósitos
de caliza y arenisca. Esta zona no fue volcánica. La otra zona estaba costa afuera
y recibió la aportación de sedimentos arcillosos, derivados de arcos de islas
volcánicas. Esta zona estuvo marcada por actividad ígnea. No obstante, la historia
detallada de cada geosinclinal individual dentro de estas zonas fue independiente
de la historia de sus vecinos. Pero puede decirse que la formación de montañas
en toda el área comenzó a principios del Paleozoico y alcanzó su clímax hacia
fines de esta era.
A lo largo del borde occidental de Norteamérica fueron también rellenadas con
sedimentos durante el paleozoico otras dos zonas de geosinclinal, semejantes a
las del oriente. Se extendieron más de 4,800 kilómetros desde Alaska hasta
México, y su anchura combinada alcanzó un máximo de 1,600 kilómetros. La
deformación y elevación en estos geosinclinales comenzó, cuando menos, tan
temprano como en las fajas de los Apalaches, pero fue más extensa, y continúa
aún hasta el presente.
Las contrapartes modernas de estas antiguas zonas geosinclinales existen, según
se cree, entre el borde pacífico de Asia y los arcos de islas volcánicas situados
fuera de sus costas.
Por muchos años se ha creído, generalmente que los pliegues que forman
montañas y las fallas de empuje han involucrado encogimiento de la corteza
terrestre. Algunos creen que el encogimiento se produjo en toda la corteza,
mientras otros opinan que estuvo limitado a la parte superior de la corteza.
TIPOS DE GEOSINCLINALES
Geosinclinal tipo Atlántico: en esta clase hay dos tipos de geosinclinal; el
miogeosinclinal y el eugeoclinal, son depósitos de cuña sobre márgenes
continentales pasivos. Se acumulan durante la apertura de un océano y no están
involucradas en actividad tectónica durante las etapas tardías de su formación.
Geosinclinal tipo Indonesio: Deben su nombre por estar situados en la región de
Indonesia, los tres modelos de geosinclinales de esta clase están asociados a la
actividad tectónica y volcánica de un borde de placa de subducción. La cuña de
fosa (se forma encima del borde de placa), Surco antearco (queda entre un arco
tectónico interno, sobre la placa que desciende), Surco trasarco (queda entre el
arco).
Geosinclinal Tipo Euroasiático: este geosinclinal es un depósito de surco de
ante-país, puede acumularse después que una colisión continental ha formado
sutura. Yace sobre la litosfera continental a cada lado del elevado cordón
montañoso de la zona de sutura.
Geosinclinal tipo Africano: este modelo de geosinclinal puede ser tafrógeno, o
aulacógeno; representa una potente acumulación de sedimentos en una cuenca
hundida por fallas.
Los Geosinclinales contemporáneos son cuerpos gruesos de sedimentos que se
acumulan, formando una franja larga y estrecha, generalmente paralela al margen
de la litosfera continental. El mismo puede acumularse en un surco o fosa, donde
los sedimentos pueden depositarse en aguas marinas someras o en el fondo
oceánico profundo, o bien en una superficie emergida por sobre el nivel del mar.
El margen continental subyacente a un geosinclinal puede ser un borde de placa
activo, o un contacto pasivo entre la litosfera continental y oceánica. Debido a que
las cuencas oceánicas se abren y se cierran constantemente, es prácticamente
inevitable que un geosinclinal quede atrapado en una orogenia y que sus estratos
experimenten deformación. También es posible que la deposición de sedimento y
la actividad tectónica tengan lugar al mismo tiempo.
DIFICULTADES PRINCIPALES DE LA TEORÍA DE
GEOSINCLINALES
La teoría de los geosinclinales existió entre 1873 hasta 1960. J. DANA, el fundador
de esta teoría explico la formación de montañas por procesos largos y no como
otros científicos de esta época con procesos catastróficos. La teoría de
geosinclinales trató para explicar la formación de montañas en una forma por
fuerzas verticales. En cuencas (geosinclinales) se acumularon grandes cantidades
de sedimentos, las cuencas por el peso se hunden hasta una contra – fuerza
levanta todo el material acumulado a montañas (como un colchón de resortes
expulsa un peso). Esta teoría funcionó bastante bien en las montañas que marcan
una simetría hasta ambos lados.
Las dificultades principales de esta teoría son:
a) Muchas montañas no son simétricas (por ejemplo los Andes) como postula la
teoría.
b) La parecida biofacies jurásica y cretácica de África, América de Sur, Australia,
la India y Antártica la teoría de geosinclinales explicó con conexiones (“puentes”)
continentales. Geográficamente (y geológicamente) es muy difícil explicar al fondo
marino una elevación que conecta La India - África - América del sur, sin conectar
Asia y América de Norte.
c) El fondo marino es geológicamente completamente diferente como un
continente. Será muy difícil explicar cómo los geosinclinales se cambian de una
cuenca marina a una parte de la corteza continental
Hoy existe evidencia que los continentes se mueven horizontalmente, se sabe que
el fondo marino es generalmente más joven como un continente, y que las
regiones cerca del lomo central oceánico son más jóvenes como los sectores más
lejanos. La subducción hoy es un fenómeno conocido y explicable. Las
investigaciones del fondo marino de los años sesenta llegaron a la conclusión que
la teoría más favorable sería la deriva continental del año 1912. Entonces a partir
de los años sesenta la mayoría de los científicos aceptó la nueva teoría.
CONCLUSIONES
Al realizar este trabajo de investigación pude reafirmar muchos de los conceptos
vistos en clase, ya que al ir desarrollando el tema de geosinclinales pude visualizar
y tener un concepto más claro de los términos vistos en clase y como estos
afectan en la formación de los mismos.
Pude comprender aun más la formación de las cadenas montañosas tales como
las cordilleras, ya que hasta ahora solo había centrado mi atención a lo que era la
orogénesis, pero al estudiar este tema se me hizo más claro su génesis de las
montañas, y comprender que nuestro planeta está en constante movimiento, y
como del interior de la Tierra se puede obtener mucha información, y no tan solo
de la parte superficial.
Es impresionante el proceso para la formación de los geosinclinales, ya que pude
ver la relación que hay entre los procesos tectónicos, también los factores que
intervienen tanto físicos como el intemperismo y erosión, y químicos con la
disolución de las calizas, y la importancia que toman los ambientes de depósito, ya
que como vemos los geosinclinales se forman en aguas someras.
BIBLIOGRAFÍA
1.- Blyth, M., “Geología para ingenieros”, Grupo Patria Cultural, S.A. de C.V.,
Novena Reimpresión, México, D.F, 2003, 440 pp.
2.- Holmes, A., “Geología Física”, Ediciones Omega, S.A., Tercera Edición,
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3.- Leet, L., / Judson, S., “Fundamentos de Geología Física”, Editorial Limusa, S.A.
de C.V., Decimaquinta Reimpresión, México, D.F, 1996, 450 pp.
4.- Robinson, E., “Geología Física Básica”, Sistemas Editoriales Técnicos, S.A. de
C.V., Primera Edición, México, D.F, 1990, 699 pp.
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7.- http://www.natureduca.com/geog_fisica_geomorf3.php
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