X. LOS GEOSINCLINALES Y EL ORIGEN DE LAS CADENAS DE MONTA�AS

COMO ya hemos dicho, los materiales de la corteza terrestre est�n sometidos a la acci�n de agentes geol�gicos end�genos, responsables de los movimientos tect�nicos orog�nicos y epirogen�ticos. Cuando se manifiesta, el movimiento orog�nico es relativamente r�pido, y causa deformaciones, pliegues y fallamientos en la secuencia de rocas. Pero el movimiento epirogen�tico es lento y no tiene capacidad para deformar las capas de rocas.

De manera general, se puede decir que los movimientos orog�nicos son caracter�sticos de �reas inestables de la corteza, mientras que los epirogen�ticos son t�picos de �reas estables.

El origen de las grandes cadenas de monta�as est� relacionado con las fuerzas orog�nicas, cuya estructura monta�osa corresponde a un geosinclinal. Por lo tanto, las "verdaderas" cadenas de monta�as son aquellas que surgen a partir de ese proceso y presentan una relaci�n entre la estructura de las rocas y su origen.

Las bases de la teor�a geosinclinal fueron establecidas en la segunda mitad del siglo XIX por el ge�logo neoyorquino James Hall, en un trabajo famoso acerca de las formaciones paleozoicas de los Apalaches. Seg�n �l, los geosinclinales corresponder�an a extensas zonas de sedimentaci�n marina de poca profundidad, en las que ocurrir�a subsidencia lenta y cuya profundidad m�xima corresponde a una l�nea central que es el eje de la depresi�n.

Posteriormente se not� que la historia geol�gica de los geosinclinales era bastante m�s complicada, pues comprend�a fases diversas, condicionadas a la actividad tect�nica. Como subraya Clarke Jr. (1973), "la tect�nica de placas permite explicar los geosinclinales y la complejidad de los procesos que los transforman en cadenas monta�osas".

Los geosinclinales se forman en �reas de inestabilidad de la corteza terrestre, junto a los m�rgenes continentales y, seg�n los antiguos modelos, se compondr�an de dos cuencas subsidentes, en las que se acumular�an considerables espesores de sedimentos marinos, y de dos arcos que incluir�an las siguientes zonas tectometam�rficas (en el sentido continente ante-pa�s oc�ano): a) cuenca miogeosinclinal; b) arco miogeoanticlinal; c) cuenca eugeosinclinal, y d) arco eugeoanticlinal (ariso-pa�s) (Aubouin, 1965) (figura 40).

Pero �cu�l es la relaci�n de ese modelo con el modelo actual de la tect�nica de placas? Como se mencion� anteriormente, las m�rgenes continentales pueden subdividirse en destructivas (convergentes), en donde los materiales de la corteza son consumidos en la zona de encuentro entre dos placas (zona de subducci�n), y divergentes (pasivas), donde no hay consumo de material litosf�rico.

Si imaginamos una margen continental activa que se mueve en sentido contrario a una placa oce�nica, en la corteza oce�nica ocurrir� una inmersi�n bajo la margen continental activa a lo largo de la fosa oce�nica. Gracias a las fuerzas de convergencia, los sedimentos de aguas profundas del fondo oce�nico se agregar�n a los sedimentos depositados en las fosas, llamados turbiditos, generando el prisma de sedimentos tect�nicoacrecionarios. En esta fase el eugeosinclinal englobar�a el prisma acrecionario, los dep�sitos de aguas profundas de la placa oce�nica y los dep�sitos de la base de la margen continental, que est�n siendo arrastrados por ella (en la figura 32 aparecen los principales aspectos del piso oce�nico). A su vez, el miogeosinclinal estar�a representado por los dep�sitos de talud y plataforma de ese continente. Al continuar el proceso de convergencia, la margen inactiva termina por chocar con el prisma acrecionario generado en la margen activa (figura 41). La colisi�n produce la deformaci�n de ambas m�rgenes, seguida de movimientos verticales (orog�nesis). Este modelo ser�a responsable, por ejemplo, del origen de los Alpes occidentales.

Otro modelo estar�a relacionado con el geosinclinal de tipo andino, en el cual el tectonismo horizontal es relativamente peque�o, excepto en el prisma acrecionario, lo cual trae como resultado el levantamiento de la corteza y la g�nesis de una ra�z bajo las monta�as del magmatismo asociado con el proceso de subducci�n.

Figura 40. Aspectos m�s importantes de un geosinclinal (Aubouin, 1965).

Figura 41. Esquema que muestra las fases asociadas con una sutura continental.