1. evolución histórica desde a deriva continental á ... · wegener buscou máis probas e foinas...

XEOLOXÍA 2º BAC BLOQUE 5: TECTÓNICA DE PLACAS 1

1. Evolución histórica desde a deriva continental á tectónica de placas

As teorías oroxénicas (oroxenia en grego: “formación ou orixe das montañas”) intentaron explicar desdehai séculos a existencia das montañas. As explicacións foron variadas e ían desde catástrofes antigas, enfriamentoda Terra que producía “enrugas”, inundacións, irrupcións magmáticas desde o interior, … En moitas ocasións, asideas científicas eran opostas ás crenzas relixiosas polo que estiveron perseguidas.

En xeral, todas elas intentaban explicar a Terra actual partindo do principio de que os océanos econtinentes estiveron sempre no mesmo lugar no que están na actualidade.

A finais do século XVIII, Hutton propuxo que a idade da Terra tiña que ser moito maior do que se pensabae que a orixe do relevo terrestre estaba na calor interna. Lyell, no século XIX, apoiou estas ideas e as súaspublicacións tiveron unha grande influencia.

A medida que avanzaban os coñecementos e os datos eran máis fiables había máis respostas e tamén máispreguntas sen resolver. Por exemplo, cando aparecen mapas fiables de América e África, xorde a cuestión doencaixe das costas xa en 1620 (Bacon).

Alfred Wegener tamén apreciou esa similitude das costas e publicou a súa teoría “A Deriva Continental” en1912. Segundo esa teoría, os continentes estiveran unidos hai uns 220 m.a. formando un súpercontinente (Panxea,“toda a Terra”) e rodeados por un único océano (Panthalassa, “todos os mares”) e desde esa posición “derivarían”cara as posicións actuais. Esta idea chocaba coa máis extendida entre os xeólogos que desde 1859 (Dana) opinabanque os continentes actuais estiveron sempre no mesmo sitio desde que a Terra enfriou e que os fósiles mariñosencontrados nas montañas eran consecuencia de inundacións catastróficas antigas (hipótese do Catastrofismo, verbloque 1, apartados 2.3, 2.4 e 2.5).

Wegener buscou máis probas e foinas publicando ao longo da súa vida, ata que morreu o 2 de novembro de1930, mentres investigaba en Groenlandia. Para todas estas probas os seus opoñentes buscaban sempreexplicacións alternativas. Por exemplo, para explicar a coincidencia de fósiles en varios continentes, as hipótesesdos distintos autores ían desde a existencia de pontes terrestres entre os continentes, macrocontinentes dos queunha parte se afundira no mar, animais e plantas viaxando a través do océano ou de illa en illa..., moitas destasexplicacións alternativas tiñan que ver co case completo descoñecemento do fondo oceánico.

Non obstante, as evidencias sobre a deriva ían acumulándose, inda que seguía sen haber unha explicaciónplausible da causa desa deriva o que provocaba todavía moita resistencia a aceptala. Porén, a partir docoñecemento do fondo mariño xunto coa revelación da existencia das dorsais, os datos paleomagnéticos, aexpansión do fondo oceánico e a existencia de correntes de convección no manto, (coñecementos obtidos todos elesentre os anos 40 e 60), deron o impulso final á aceptación. A finais dos anos 60 publicouse a teoría da tectónica deplacas, que aumentaba e corrixía a da Deriva continental, e que rapidamente foi asumida pola maioría dos xeólogosxa que as evidencias eran incontestables a pesar de que moitos deles defenderan ata había pouco a non validez dateoría de Wegener.

De forma moi resumida, a teoría da Tectónica de Placas establece que a litosfera está fragmentadanunha serie de placas que se desprazan sobre o manto terrestre. Eses movementos son os responsables daformación das cordilleiras (oroxénese) e do rexuvenecemento do relevo dos continentes. Esta teoría taméndescribe a causa do movemento destas placas, as súas direccións e interaccións.

2. As placas tectónicas ou litosféricas

2.1. Mapa das placas tectónicas

Wilson, en 1965, propuxo que os arcos-illa, as cordilleiras continentais e oceánicas e as zonas de fracturason en realidade os límites das placas, indicando ademais que estas son ríxidas e que se moven unhas con respectoás outras.

As placas tectónicas ou placas litosféricas son fragmentos de litosfera ríxida e de tamaño variable que“flotan” sobre o manto, máis denso e máis plástico. O seu espesor aproximado é duns 100 km nas zonascontinentais, 30 km nas zonas oceánicas e ata os 300 km baixo as grandes cordilleiras. As placas podendesprazarse e interaccionar entre elas producindo diferentes fenómenos nas zonas de contacto, tamén chamadasbordos ou límites de placa. Os límites poden ser diverxentes, converxentes e de fricción ou transformantes,dependendo do movemento relativo das placas en contacto.


Hai 15 grandes placase unhas 40 máis pequenas,inda que moitas destasúltimas teñen bordos poucoclaros polo que o seunúmero varía segundo osautores. Na páxinaseguinte pode verse o mapadas placas coas velocidades(en relación á placaAfricana en mm/ano) e asdireccións do movemento.

Nos límites de placa éonde se producen granparte dos procesosxeolóxicos internos máisimportantes: o vulcanismo,a sismicidade e aoroxénese.As placas principais son:

• P. Africana• P. Antártica• P. de Cocos• P. de Nazca• P. do Caribe• P. do Pacífico• P. Euroasiática• P. Filipina• P. India• P. Indoaustraliana• P. Juan de Fuca• P. Norteamericana• P. Scotia• P. Sudamericana

Dentro das placas secundarias, e no noso entorno, podemos destacar:

P. Adriática ou de ApuliaP. de AnatoliaP. do Mar Exeo ouHelénica

(Fig. 1: mapa: Eric Gaba (Sting),

versión en castelán de Daroca90)


2.2. Procesos interplaca

Como se mencionaba antes, nos bordos de placa é onde teñen lugar a maioría dos fenómenos xeolóxicos deorixe interna: sismicidade, vulcanismo e oroxénese.

2.2.1. SiscimidadeA maior parte dos sismos da Terra teñen lugar nos límites de placa, como podemos apreciar no seguinte

mapa (Fig. 2: California Institute of Technology):

Segundo o tipo de bordo, os sismos prodúcense por:• Bordos diverxentes: nestas zonas, principalmente as dorsais oceánicas, os sismos son superficiais e

asociados aos procesos termais e mecánicos que se producen pola formación da codia oceánica. Soen terque ver co enfriamento da nova codia.

• Bordos converxentes: neste caso hai dúas opcións:◦ Zonas de subdución: prodúcense grandes terremotos a diferentes profundidades (ata 700 km). Están

asociados ao rozamento entre as placas que subducen e as tensións acumuladas e liberadas de formabrusca. Soen ser os terremotos de maior magnitude. Nos últimos anos poden destacarse:

Data Localización Magnitude Consecuencias

26-12-2004 Sumatra 9,3 +220000 mortos con tsunami

12-01-2010 Haití 7 +200000 mortos

27-02-2010 Chile 8,8 527 mortos con tsunami

11-03-2011 Japón (Fukushima) 9 19000 mortos con tsunami

19-09-2017 México 7,1 369 mortos

◦ Zonas de colisión: zonas nas que chocan dúas placas continentais, polo que non hai subdución.Producen terremotos de gran magnitude e de ata 150 km de profundidade. Os sismos prodúcense polastensións acumuladas e liberadas bruscamente. Un dos máis destrutivos deste tipo ocorreu o 8-10-2005entre Pakistán e a India, cunha magnitude de 7,7 e uns 86000 mortos.

• Bordos transformantes: zonas de fallas transformantes onde o movemento é lateral. Producen terremotosde gran magnitude e superficiais debidos ao rozamento e á liberación brusca das tensións. Por exemplo, osterremotos en California.


2.2.2. VulcanismoAo igual que na sismicidade, o vulcanismo tamén é moi frecuente nos bordos de placa. As causas deste

vulcanismo son:• Bordos diverxentes: as dorsais oceánicas son zonas de alta actividade volcánica. Nas zonas de dorsais as

placas están separándose, eso provoca unha diminución da presión na zona inmediatamente inferior e xaque as rochas do manto están cerca do seu punto de fusión, a diminución da presión leva á formación demagma. Este vulcanismo produce magma básico que formará principalmente basalto, a rocha máisabundante do fondo oceánico.

• Bordos converxentes: só se dá o vulcanismo nas zonas de subdución. A medida que a placa que subducevai profundizando, adquire maior temperatura e o material que a forma (incluídos os sedimentos que haisobre o fondo oceánico) funden e forman o magma que ascenderá por fracturas á superficie. Estes volcánssoen ter lavas máis ácidas que no caso anterior debido á composición dos sedimentos. Formarán os volcánsaliñados en arcos dando lugar a arcos-illa (se chocan dúas placas oceánicas, Fig.3), ou volcáns encordilleiras (se chocan unha placa oceánica cunha continental, Fig.4). (Ver numeración no mapa da fig. 1)

Arcos-illa

1. Aleutianas 2.Pequenas Antillas 3.Georgia do Sur 4.Sandwich do Sur 5.Orcadas do Sur 6.Shetland do Sur

7.Kuriles 8.Xapón 9.Ogasawara 10.Ryukyu 11.Filipinas 12.Tanimbar e Kai

13.Sonda 14.Mentawai 15.Andamán e Nicobar 16. Creta e Dodecaneso 17.Kermadec 18.Tonga

19.Salomón 20.Marianas

Volcáns en cordilleiras

21.Andes 22.México 23.Costa Rica, Nicaragua, Guatemala 24.Cordilleiras da costa norteamericana do Pacífico

(Fig.3: lasislasgriegas.blogspot.com.es/2009/03/vulcanismo.html) (Fig.4: degeografiayotrascosas.wordpress.com/2007/11/28/las-placas-tectonicas-y-su-fenomenologia)

2.2.3. OroxéneseA oroxénese é o proceso de formación das cordilleiras. Este proceso ocorre cando dúas placas (unha

oceánica e outra continental, ou ben dúas continentais) chocan. Os sedimentos acumulados entre ambas que sepregan a causa da compresión exercida polas placas e o vulcanismo (máis no primeiro caso que no segundo) e oplutonismo dan lugar á formación dunha cordilleira de forma máis ou menos lineal. Algúns exemplos:

Cordilleira Placas involucradas

Dúas placas continentais

Himalaia India-Eurasia

Alpes África-Eurasia

Pirineos subplaca Ibérica-Eurasia

Cáucaso Arabia-Eurasia

Unha placa oceánica cunhacontinental

Andes Nazca-Sudamérica

Rocosas Norteamérica-Pacífico

Na web pode verse un breve vídeo da formación do Himalaia.


2.3. Procesos intraplaca

2.3.1. SismicidadeConsidéranse intraplaca os sismos que ocorran a máis de 500 km dun bordo. Ocorren en zonas de

debilidade cortical e amosan que as placas non son bloques ríxidos indeformables. Poden utilizarse paradocumentar os procesos tectónicos no interior das placas (esforzos, fluxos no manto,…). Son, en xeral, menosintensos que os de bordes converxentes, inda que hai excepcións de grandes terremotos. Soen estar asociados afallas activas, é dicir, zonas de debilidade da codia que pode reaccionar fronte ao movemento das placas producindoreaxustes na posición dos bloques separados pola falla.

2.3.2. VulcanismoO principal fenómeno volcánico intraplaca son os coñecidos como puntos quentes (“hot spots”). A

hipótese máis probable di que os puntos quentes débense a correntes ascendentes do manto, chamadas plumas,que proceden das zonas máis profundas deste. O material que ascende por convección (ver Animación das correntes de convección

na web), a velocidades de cm ou metros por ano, é rocha a alta temperatura o que lle dá un comportamento plástico efai que sexa menos densa que a rocha máis fría. Poden dar lugar a diferentes manifestacións: illas volcánicas,mesetas oceánicas, dorsais asísmicas, montes submarinos e “guyots”. A lava que sae dos volcáns formafundamentalmente basalto e normalmente é moi fluída, formando fluxos de lava que baixan ata o mar,incrementando o tamaño da illa.

• Illas volcánicas: na imaxe (Fig.5: slidehot.com/resources/vulcanismo-e-tectonica-de-placas.2401288) amósase esquematicamente aformación dunha illa volcánica sobre un punto quente.

Como a masa de rocha quente vén dunha zona profunda do manto, a litosfera desprázaseindependentemente sobre ela, polo que a medida que se despraza vanse creando illas volcánicas cunhascaracterísticas concretas: normalmente só unha delas ten vulcanismo activo, as idades das illas varían eestán ordenadas de máis vella a máis nova e poden estar situadas nunha liña. O exemplo máis claro é oarquipélago de Hawai. Neste caso, a illa activa é a situada máis ao sureste, e a liña que forman as illasamosa a dirección da placa sobre a que está, cara ao NO (ver mapa da páxina 2). Na seguinte imaxe podeverse o arquipélago de Hawai que se continúa nas illas Midway (coas súas idades, máis antigas) e incluso acontinuación na cordilleira volcánica submariña Emperor, que se iniciou hai 85 m.a., no Cretácico, e todaselas formadas presumiblemente polo mesmo punto quente. Máis información sobre este punto quente en:https://es.wikipedia.org/wiki/Punto_caliente_de_Hawái.

As illas formadas nas que xa non hai volcáns activos, van sendo erosionadas, xa que non recibenaportes de material que compense a erosión, e soen acabar como montes submarinos ou guyots.

https://es.wikipedia.org/wiki/Punto_caliente_de_Haw%C3%A1i


(Fig.6: www.netxplica.com/manual.virtual/exercicios/geo10/vulcanismo.2/10.GEO.vulcanismo.intraplaca.htm)

Existen máis exemplos destes arquipélagos formados por un punto quente fixo. Ver a lista enes.wikipedia.org/wiki/Punto_caliente_(geologia)#Lista_de_puntos_calientes , enlace dispoñible na web). Ospuntos quentes poden aparecer tamén nos bordos das placas. Neste caso, o aporte de magma é maior o quepode dar lugar a illas en bordos diverxentes como Islandia. Tamén pode haber puntos quentes no interiordos continentes, inda que o maior espesor da litosfera fai que non sempre haxa episodios volcánicos. Dousexemplos son Yellowstone, en EEUU e o macizo do Hoggar (ou Ahaggar) no sur de Alxeria no deserto doSahara.

Tanto no océano como nos continentes, os puntos quentes producen un abombamento da litosferaque eleva a codia, polo que estes lugares poden presentarse xeograficamente como mesetas sobre as que seerguen os volcáns.

Non sempre as illas volcánicas son consecuencia directa da existencia de puntos quentes. As illasCanarias, inda que a súaorixe non está clara,parecen proceder demagma dun puntoquente residual que saiuá superficie durante osúltimos 30 m.a. a travésdunha rede de fracturasprovocadas por move-mentos tectónicos dedistensión e de compre-sión. A posición das illasindica onde se atopacada unha das fracturas (Fig. 7: www3.gobiernodecanarias.org/medusa/wiki/index.php/Formacion_de_las_Islas_Canarias).

• Mesetas volcánicas oceánicas ou submarinas: son abombamentos na superficie da codia oceánicaproducidos polo empuxe do magma en ascenso. Se se crean fracturas, o magma ascende e pode formar illasvolcánicas (Azores, Cabo Verde).

• Dorsais asísmicas: son elevacións alongadas do fondo do mar volcanicamente inactivas. Un exemplo é ade Walvis no Atlántico sureste, formada polo punto quente de Tristán da Cunha.


• Montes submariños cónicos ou guyots: son montes con forma troncocónica, normalmente formandoaliñacións. O cumio é chan. Son antigos volcáns que deron lugar a illas que posteriormente foron arrasadaspola erosión e como consecuencia dun enfriamento da codia, afundíronse ata a profundidade actual (entre1000 e 2000 m baixo o nivel do mar). Chámanse guyots na honra do xeógrafo suízo do século XIX desenome. Na imaxe, en 1º plano, o guyot Bear Seamont, no Atlántico NO (Fig.8: worldlandforms.com/landforms/guyot).

• Montes submariños: fórmanse igual que os guyots pero conservan a forma cónica típica de moitosvolcáns xa que non chegaron a sobresaír da superficie do océano. Coñécense uns 30.000 dos que só foronexplorados unhas centeas. Na imaxe anterior pode verse un en 2º plano.

2.4. Evolución futura das placas tectónicas

A evolución do movemento das placas tectónicas no futuro baséase no movemento actual, o cal permite unpronóstico bastante axustado a curto prazo (xeoloxicamente falando) pero non tanto a medida que nos alonxamosno tempo. O movemento actual das placas podería variar de dirección, acelerarse ou frearse e tamén poderíanaparecer zonas de fractura que hoxe non existen, xa que o coñecemento da dinámica do interior da Terra éincompleto.

Algunhas das previsións son as seguintes:O océano Atlántico seguirá ampliándose ata que nalgún dos seus bordos se fracture e se inicie unha zona

de subdución, o que cambiará por completo esa zona coa aparición de arcos-illa ou cordilleiras perioceánicas. Oocéano Pacífico acabará desaparecendo o que propiciará o encontro entre as placas americanas e a euroasiática e aaustraliana. A zona Este de África pode acabar separándose de África formándose un canal mariño entre ambas.

Na web pode verse un breve vídeo que amosa estes cambios futuros (e os cambios pasados, máis difíciles decoñecer con certeza canto máis antigos): O movemento das placas: pasado e futuro.

A velocidade das placas é tan baixa que a precisión nas medidas desa velocidade ten que ser alta. Hoxe endía utilízanse medicións con satélites (utilizando luz láser ou o sistema GPS) e con radiotelescopios.

Os radiotelescopios úsanse para rexistrar sinais de cuásares (do acrónimo en inglés QUASAR, Fonte deRadio Cuasi-Estelar) xa que estes están a tanta distancia que para os efectos poden considerarse como puntos dereferencia estacionarios. Diferentes radiotelescopios da Terra reciben os sinais dos mesmos cuásares condiferenzas de milisegundos. Usando radiotelescopios situados a ambos lados dun bordo de placa e rexistrandoestas medidas en datas distintas pode conseguirse o desprazamento das placas estudadas.

Esas baixas velocidades son, porén, importantes xa que a longo prazo e a escala xeolóxica teñen unhagrande relevancia. Así, a velocidade de separación do Atlántico (uns 2 cm/ano) ao longo de 200 m.a. (candocomezou a separación dos continentes e polo tanto a apertura deste océano) dá unha distancia duns 4000 km que éa distancia que existe hoxe en día.

2.5. Causas do movemento das placas

Segundo Tackley, no ano 2000, a convección en estado sólido do manto é o mecanismo que move ás placase toda a actividade xeolóxica asociada a elas (deriva continental, sismicidade, vulcanismo, oroxenias). As placas sonsó a cuberta superior enfriada na convección. O motor do movemento é a calor radiactiva e o enfriamento residualda Terra a través de 4500 m.a. de historia.


Cando as correntes de convección procedentes da zona de contacto entre manto e núcleo (nivel D”) cheganá zona superior do manto/inferior da litosfera, desprázanse horizontalmente. O seu enfriamento fainas máisdensas e subducen (descenden cara ao núcleo de novo) formando o que se deu en chamar “cataratas subductivasxigantes”. O movemento de caída ten un efecto de arrastre gravitatorio sobre as placas que fan que se movan caraá zona de subdución. Así as dorsais son unha consecuencia do movemento das placas, non unha causa.

Este modelo do movemento do manto, chamado “da subdución profunda” está apoiado pola informaciónobtida utilizando a tomografía sísmica que consiste en utilizar as ondas sísmicas, non só as dos terremotos senónas de calquera proceso que produza ondas sísmicas (por exemplo as fluctuacións da atmosfera e dos océanos) pararealizar un “escáner” do interior da Terra, permitindo obter imaxes tridimensionais do manto que nos amosan osfluxos e os movementos das masas de rochas no seu interior. Nas imaxes poden apreciarse as diferentestemperaturas do interior do manto, e tamén a inexistencia de astenosfera (non existe unha capa de baixadensidade na zona superior do manto). As cores vermellas-amarelas indican máis temperatura e as azuis menor.(Figs. 9 e 10:masteres.ugr.es/geomet/pages

/info_academica/images/tomosis)


3. Xeoloxía estrutural

É a parte da xeoloxía que estuda a codia terrestre, as súas estruturas e a relación das rochas que as forman.Estuda a xeometría das rochas e a posición na que aparecen en super cie. Interpreta e estuda a deformación dosfimateriais na codia terrestre, cuxas representacións máis habituais son a formación de pregues e de fallas.

A xeoloxía estrutural é bastante importante en xeoloxía para entender a orixe e a formación de xacementos, aformación da superficie terrestre e en enxeñería civil é a base de proxectos de construción (edificacións, pontes,estradas, presas, etc.) e como ferramenta de prevención para o control de riscos xeolóxicos.

3.1. Mecánica de rochas

3.1.1. Esforzos e deformaciónsEsforzo fai referencia á forza aplicada a un área concreta, normalmente mídese en kg/cm2. A deformación

refírese aos cambios na forma e/ou no volume das rochas e pode ser dúctil (os materiais préganse formando pregues) oufráxil (os materiais rompen formando fallas ou diaclasas).

Segundo a dirección das forzas, o esforzo pode ser de tres tipos (Fig.11):• Tensión: esforzo no que as forzas actúan na mesma liña pero alonxándose unha da outra. Os materias tenden a

alongarse ou separarse.• Compresión: esforzo que comprime as rochas cando as forzas se dirixen unhas contra outras na mesma liña. Os

materiais tenden a acortarse.• Cizalla: as forzas actúan en paralelo pero en direccións opostas. A deformación é por desprazamento ao longo

de planos.

A deformación pode ser tamén de tres tipos (Fig.11):• Elástica: cando a rocha recupera a súa forma orixinal despois do esforzo. Normalmente só se dá en zonas

profundas a gran presión e temperatura.• Plástica: cando a rocha supera o seu límite elástico, a deformación pasa a ser permanente. Xa non recupera a

súa forma orixinal.• Fráxil: se se supera o límite plástico, a rocha fractúrase.

Como norma xeral, canto máis cerca da superficie, máis probable é a deformación fráxil, mentres que a máisprofundidade o é máis a deformación plástica (debido a que a temperatura é máis elevada).

Os factores que determinan o tipo de deformación son:◦ Natureza da rocha: cada rocha ten unha resposta diferente nas mesmas condicións de presión e

temperatura.◦ Presión e temperatura: como regla xeral, a maiores presión e temperatura, o comportamento tende a ser

Fig.11: geologiauapiv.blogspot.com.es


máis dúctil, e polo tanto a deformación é maior.◦ Tipo de esforzo aplicado: compresión=acortamento; distensión=alongamento; cizalla=deformación por

desprazamento.◦ Tempo de aplicación do esforzo: en xeral, un esforzo pequeno durante moito tempo favorece a deformación

plástica, un esforzo grande e puntual favorece a deformación fráxil.

3.2.2. Deformación dúctil: pregues

Os pregues son deformacións nas que a superficia plana orixinal cúrvase como resultado dosesforzos aos que está sometida unha rocha.-As partes dun pregue son (Fig.12: es. s l ideshare.net/ie ssue l/pliegue s-geolgicos ):

-E os tipos básicos de pregues son (Figs.13,14:es. s l ideshare.net/ie ssue l/pliegue s-geolgicos )

Como se amosa na Fig.15, os anticlinais(convexos) e sinclinais (cóncavos) están asociados.

Na web da EPAPU hai enlaces con imaxesde pregues.

Outros aspectos importantes a ter enconta dun pregue son:(Fig.16: biogeotesttoni.blogspot.com.es/2015/04/1-bachillerato-estratigrafia-precambrico.html)

• Dirección rumbo): é o ángulo que formaa proxección do eixe do pregue sobre unplano horizontal co norte xeográfico. Ovalor da dirección soe darse de 0º a 90º,indicando se o ángulo con respecto aonorte é cara o este ou o oeste; por exemplo

Fig.13

Fig.14

Fig.15 : e s. s l ide share.net/georgehsterl ing/desccripcion-y-clasi f icacion-de-pliegues


53°E. A dirección do pregue e a dos flancos non ten por que coincidir.• Buzamento (inclinación): é o ángulo que forma a capa estudada cun plano horizontal formado a partir da liña

da máxima pendente da capa. O sentido do buzamente exprésase en relación ao norte, e indica a onde se inclinaa capa. O sentido do buzamento é sempre perpendicular á dirección.

3.2.3. Deformación fráxil: fallas e diaclasas

A fractura das rochas prodúcese cando se supera olímite de plasticidade das mesmas. Se a fractura levaconsigo desprazamento, falamos de fallas. Se non, falamosde diaclasas.

FallasAs fallas poden ter tamaños moi variables, desde

uns centímetros ata centos de quilómetros. O movementobrusco das fallas pode producir sismos.

Os elementos dunha falla típica amósanse naFig.17:

• Plano de falla: é a superficie de rotura sobre a quese produce o movemento dun bloque sobre o outro.

• Labio levantado: bloque cun movemento deascenso con respecto ao labio afundido.

• Labio afundido: bloque cun movemento descendente con respecto ao labio levantado. • Dirección da falla: ángulo que forma co norte a liña que resulta da intersección dun plano imaxinario horizontal

co plano de falla. • Buzamento da falla: ángulo que forma o plano de falla cun plano horizontal imaxinario, medido na liña de

máxima pendente. • Espello de falla: superficie pulida no plano de falla formada pola fricción entre os bloques. • Estrías de falla: estrías ou fendeduras sobre o plano de falla por presión e fricción entre os bloques. • Salto de falla: desprazamento dun bloque ou

labio con respecto ao outro, medido en verticale horizontal.

Os tipos básicos de fallas son (Fig.18):• Fallas normais: prodúcense por esforzos

distensivos (tensión).• Fallas inversas: prodúcense por esforzos

compresivos (compresión). • Fallas en dirección, horizontais, de rumbo,

direccional ou de desgarre: prodúcense porun desprazamento na horizontal paralelo ádirección da falla.

• Fallas transcurrentes e transformantes: sonun tipo de fallas horizontais ou en direcciónque cortan ás dorsais oceánicas.

• Fallas rotacionais: cando hai unha rotaciónentre os bloques.

Fig.17:e lauladehi storia.blogspot .com.es/2015/09/tipos-de- fal la s.html

Fig.18: iespoetaclaudio.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/img/fallas_tipos.gif


Na Fig.19, unha pequena falla inversa en Becerreá:Na Fig.20, modificada da anterior, pode

verse o desprazamento das capas de rocha(A- E) no plano de falla:

DiaclasasA formación das diaclasas pode deberse ás

mesmas forzas que provocan as fallas, pero tamén aprocesos de descompresión, enfriamento oudeshidratación que fan diminuír o volume dasrochas dando lugar á súa fractura.

As Penas de Rodas (Fig.21) son bolosgraníticos formados pola erosión a favor dasdiaclasas producidas por descompresión. O granito,formado a profundidade a unha presión alta, aochegar á superficie pola erosión do material que ocubría, sofre unha descompresión que provoca arotura.

3.2.4. Asociacións de pregues e fallas

Asociacións de pregues: a relación entre anticlinais esinclinais (ver Fig.15). Pode complicarse con buzamentosdistintos e por fracturas.

Asociacións de fallas: os máis típicos son os graben e horst e os mantosde cabalgamento.

• Graben e horst: forman fosas tectónicas (graben) e zonaselevadas que as separan (horst) producidas por fallas directas.As máis importantes danse en límites de placas diverxentescomo o val do Rift, na zona oriental de África e nas dorsaisoceánicas (Figs. 22,23).

Na Fig.24 (páxina seguinte), esquema da formación deste val do Rift e a ocupación da zona afundida (graben)por un lago.

Figs.19,20: José A. Armesto

Fig.21 www.turismo.gal/ficha-recurso?cod_rec=16592&ctre=16

Fig.22: archaeology.about.com/od/ rterms/g/riftvalley.htm

Fig.23: courses.washington.edu/tesc243/rift_valley/valley.gif


Outras zonas de graben e horstdanse en zonas intraplaca, en relacióncon áreas de distensión. As fosastectónicas de Galicia e, segundo algúnsautores, as Rías Baixas son graben,mentres que moitas das serras galegasson horst. Na península Ibérica a SerraCentral e os montes de Toledo son horste os vales do Duero, Tajo e Guadianason graben. Na Fig.25, esquema dunhaárea dos Estados Unidos onde se apreciaesta estrutura:

• Mantos de cabalgamento (Fig.26): sonfallas inversas de gran tamaño (atacentenares de km) e con buzamentosmenores a 45º. Son frecuentes noslímites converxentes de placas eaparecen en todas as cordilleirasformadas nos choques de placas. Obloque superior “cabalga” sobre oinferior, de ahí o nome. Tamén sechaman mantos de corremento.Normalmentecomezan como unpregue e finalmente seproduce a fractura.Os materiais antigos (o“alóctono”) quedandepositados sobre osmáis modernos (o“autóctono”). Se ascapas superiores seerosionan, fórmanse“ventás tectónicas” quepermiten apreciar osmateriais máis modernos que quedaron ocultos.

No norte da provincia de Lugo hai unmanto de corremento coñecido como o manto deMondoñedo, do cal a serra do Xistral é unha ventátectónica.

Na Fig.27, amósase un esquema destemanto. A liña branca indica a superficie actual. Omanto vai de O a E. As isogradas sinalan o graometamórfico e a frecha indica maior profundidade.A liña sinalada como “cabalgamento basal” marca olímite co autóctono que está por debaixo de ditaliña.

Fig.24: hudsonvalleygeologist.blogspot.com.es/2011/06/east-coast-rift-zone.html

Fig.25: www.researchgate.net

Fig.26: slideplayer.es/slide/3270182


Na Fig.28, o manto (á dereita, engris), cabalga sobre o autóctono(á esquerda e abaixo, en branco).Na ventá tectónica pode verse oautóctono a través do alóctono.Na illa tectónica ou klippe, hai unfragmento do manto non erosio-nado sobre o autóctono.

4. Evolución dos oróxenos. Procesos oroxénicos

Un oróxenoé unha cadea monta-ñosa formada pororoxénese. A oroxé-nese é o proceso quese produce nos bor-dos converxentes.Neste proceso, os se-dimentos deposita-dos entre as dúasplacas en colisión sondobrados e empurra-dos cara arriba, for-mándose pregues ecabalgamentos, moifrecuentemente ta-mén vulcanismo. Oresultado son estru-

Fig.27: www.sociedadgeologica.es/archivos_pdf/g12_trip_lugo.pdf

Fig.28: Überschiebungssystem.png: woudloper on dutch Wikipedia derivative work: Armando-Martin (talk)

Fig.29: USGS (Servicio Xeolóxico EEUU) earthquake.usgs.gov/data/crust/maps.php [Public domain], via Wikimedia Common


turas alongadas de centos ou miles de quilómetros de lonxitude e máis ou menos arqueadas, formadas por rochasprincipalmente metamórficas (produto das presións do proceso) e con rochas volcánicas (se houbo subdución) e unhaparte interna de rochas magmáticas que sairán á superficie se a erosión elimina as capas superiores.

No mapa das rexións xeolóxicas do mundo (Fig.29 na páxina anterior), poden apreciarse os oróxenos en azulclaro (descarga estes apuntes da web para apreciar as cores).

Ao longo da historia xeolóxica da Terraproducíronse varios procesos oroxénicos de distintaextensión, entre eles, podemos destacar, a oroxeniaCaledonia na-Acádica, a Varisca ou Hercínica, aAndina e a Alpina.

• Caledoniana-Acádica: afectou ás actuaisillas Británicas e Noruega e a continuaciónao oeste de Norteamérica dando lugar aosApalaches. Tivo lugar durante os periodosSilúrico e Devónico (Paleozoico), aproxi-madamente entre hai 450 e 380 m.a.Produciuse ao chocar primeiramente ospequenos continentes chamados Avalonia(NE EEUU, SE Canadá e parte de Europaoccidental) con Báltica (Escandinavia eRusia), nos primeiros momentos daformación de Panxea, e logo con Laurentia(resto de Norteamérica), formando un súpercontinente chamado Euramérica ou Laurussia (Fig.30).

• Varisca ou Hercínica: produciuse entre hai 380 e 280 m.a. nos periodos Devónico, Carbonífero e Pérmico(Paleozoico). Foi o resultado da formación de Panxea e nela interviron as placas nas que se atopaban os grandescontinentes da época: Laurussia (ao norte) e Gondwana (ao sur), xunto con outros máis pequenos. As rochasmetamórficas de Galicia, procedentes de sedimentos depositados no océano, foron repregadas e emerxidas nestaoroxenia, na que tamén se formaron a maior parte das rochas plutónicas galegas. No mapa (Fig.31) podemosver en gris as zonas afectadas por esta oroxenia. No oeste da península Ibérica, incluída Galicia, é onde podeapreciarse mellor o resultado desta oroxenia, xa que podemos ver tanto o núcleo como os flancos da cordilleira.Estímase que esta cordilleira formada tiña un tamaño similar ao que ten o Himalaia na actualidade.

O súpercontinente Panxea tería o aspecto que se amosa na Fig.32, cos límites actuais dos continentes.

Fig.31: mapa: De Jo weber - Drawn on part of Image:Physical World Map 2004-04-01.jpeg, Physical WorldMap 2004-04-01 CIA World Factbook; Robinson projection; standard parallels 38°N and 38°S. Original is US-Government Public Domain. Sources for distribution of variscan chains see below, Dominio público,commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=3302106

Fig.30: By Thomas ROBERT, CC BY-SA 3.0,commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=2060616

Africa

India

South America

Antarctica

North America

Eurasia

Fig.32: By en:User:Kieff - File:Pangaea continents.png, CCBY-SA 3.0, commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=8161694


• Andina: é a oroxenia responsable da formación dos Andes. Iniciouse no Xurásico (Mesozoico) hai uns 180 m.a.como consecuencia da ruptura de Panxea.Continúa na actualidade, xa que a subduciónbaixo a placa sudamericana inda segue. Pasoupor varios periodos de diferente actividade.

• Alpina: a última oroxenia deu lugar a variascordilleiras entre as que podemos destacar: Atlas,Bética, Cantábrica, Pireneos, Alpes, Apeninos,Cárpatos, Balcáns, Cáucaso, Hindukush,Karakórum e Himalaia. Produciuse cando asplacas Africana, India e Cimmeria (un alongadocontinente que incluía Turquía, Irán, Afganistán,Tibet, Malasia e Indonesia, Fig.33) chocaron conEurasia (formado a partir da rotura de Laurasiado que formaba parte xunto con Norteaméricatrala ruptura de Panxea). Comenzou no Cretácico(Mesozoico) hai uns 130 m.a., e continúa naactualidade. A colisión de India con Asia(Himalaia) iniciouse hai uns 50 m.a. no Eoceno ea formación de Alpes, Cárpatos e Atlas, que seforman polo empuxe da placa Africana, entre 37e 24 m.a. (Oligoceno). A formación dos Pireneos,máis ou menos na mesma época, ten que ver cochoque da microplaca Ibérica con Eurasia, e que finalizou hai 20 m.a. No mapa da Fig.34, extensión da oroxenia Alpina.

A evolución dos oróxenos pode esquematizarsemediante o coñecido como ciclo supercontinental ouciclo de Wilson (proposto por John Tuzo Wilson,xeofísico canadense, nos anos 60). Esta hipótese postulaque cada 400-500 m.a. todos os continentes acabanunidos formando un súpercontinente. O últimosúpercontinente foi Panxea, formado hai entre 280-240m.a.

Hai evidencias doutros súpercontinentesanteriores: Columbia (1800-1500 m.a.), Rodinia (1100-750m.a.) e Pannotia (600 m.a.). O tamaño das masascontinentais vai incrementándose co tempo, xa que encada oroxenia se engaden depósitos sedimentarios queson elevados sobre os continentes xa formados.

As etapas do ciclo de Wilson son (Figs.35 e 36,páxina seguinte):a) O súpercontinente fragméntase pola acción de puntosquentes que abomban e adelgazan a codia, rómpena eforman un rift continental (exemplo: Rift Valley, Fig.35.1-2,36).b) Fórmase un borde construtivo e empeza a formarse codia oceánica, aparecen lagos profundos de orixe tectónica epode chegar a ser invadido polo mar (exemplos: Rift Valley, mar Vermello, Fig.35.2-3)).c) O borde construtivo segue activo, fórmase unha dorsal oceánica e o océano segue a ampliarse (exemplo: océanoAtlántico, Fig.35.3, 36).d) Cando a conca oceánica é suficientemente grande e antiga, os bordes oceánicos (que limitan cos continentes)vólvense máis fríos e densos e ao afundirse, xeneran un borde destrutivo (subdución). Pode formarse unha cordilleiraperioceánica, como os Andes (exemplos: Pacífico, o Caribe no océano Atlántico, Fig.35.4-5, 36).e) Outras placas poden desprazarse noutros sentidos, facendo que o océano formado vaia reducíndose (exemplo: marMediterráneo, un dos restos do antigo océano Tethys, Fig.35.4-5, 36).f) Cando finalmente desaparece o océano, as placas continentais chocan (obdución) e fórmase un súpercontinente edando lugar a unha cordilleira como o Himalaia ou Alpes (exemplo: India-Eurasia, África-Europa, Fig.35-6, 36).

Fig.33: www-sst.unil.ch/research/plate_tecto/alp_tet.htm, Attribution, commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=34167643

Fig.34: De Jo weber - Foto des alpidischen Gebirgsgürtels aus der Ausstellung desNÖ-Landesmuseums: "Meeresstrand am Alpenrand", drawn on Image:WorldMap-Anon-Frame.png. Transferido desde de.wikipedia a Commons por Jo Weber., Dominio

público, commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=3652935


5. Influencia da Tectónica de Placas no medio ambiente

5.1. A influencia da Tectónica de placas no clima pasado e actual

O clima da Terra depende de moitos factores como a latitude, a altitude, a distancia ao mar, as correntesoceánicas, a orientación do relevo, a dirección dos ventos planetarios e estacionais. A máis longo prazo hai que ter enconta para os cambios climáticos de orixe natural factores como:

– A enerxía do Sol, as variacións na forma da órbita da Terra (excentricidade), a inclinación do seu eixe e aprecesión (“bamboleo”): cada un destes factores varía ao longo do tempo, en diferentes periodos. Estasvariacións provocan cambios na distribución latitudinal dos climas, nas datas de solsticios e equinoccios(estacións) e na enerxía que recibe a Terra do Sol. Estas variacións poden predecirse mediante os ciclos deMilankovic´.

Fig.36: By Hannes Grobe/AWI, translation by Bamse, revised by Gretarsson [CC BY 3.0 (http://creativecommons.org/licenses/by/3.0)], via Wikimedia Commons

Fig.35: roble.pntic.mec.es/afep0032/imagenes/ciclowilson.jpg

1. Graben-oder-Rift-Stadium: Etapa de rift o graben

2. Rotes-Meer-Stadium: Etapa mar Vermello

3. Atlantik-Stadium: Etapa océano Atlántico

4. Pazifik-Stadium: Etapa océano Pacífico

5. Mittelmeer-Stadium: Etapa mar Mediterráneo

6. Himalaya-Stadium: Etapa Himalaia

Ruhephase (Erosion): Fase de calma (Erosión)


– A actividade volcánica: o pó volcánico e o CO2 tamén inflúen sobre o clima (enfriando e quentando a atmosfera,respectivamente), a actividade volcánica intensa pode ter moita influencia no clima.

– Impacto de meteoritos: producen gran cantidade de partículas que ao quedar suspendidas durante tempo naatmosfera producen unha diminución da temperatura a nivel global.

– A Tectónica de Placas: o movemento das placas litosféricas xuntando e separando continentes, movéndose carao Ecuador ou cara os polos también modifica o clima.

A distribución de océanos e continentes ten unha grande influencia sobre o clima xa que determina parte dacirculación mariña e atmosférica. As cadeas montañosas determinan o clima non só sobre elas senón nas zonas ás quesepara do mar. Hai múltiples evidencias da influencia da Tectónica no clima durante o pasado. Algúns exemplos son: -A formación do itsmo de Panamá, unindo América do Norte e do Sur (4 m.a.), obrigou á corrente do Golfo a derivarcara ao norte, provocando un aumento das precipitacións e un atemperamento do clima en Europa Occidental.-O peche do mar de Tetis (canal de Suez) (18-16 m.a.) que deu lugar ao Mediterráneo, fixo máis árido o clima de zonascercanas.-A formación do Rift Valley (8-3 m.a.) producindo volcáns e unha meseta elevada provocou a aridez desa zona de África,transformando a selva en sabana, o que puido contribuír decisivamente á evolución humana.-Outros grandes fenómenos volcánicos, como os que deron lugar aos traps siberianos, que ocuparon uns 2.106 km2 coalava expulsada, puideron expulsar gases de efecto invernadoiro, directa ou indirectamente, para producir un cambioclimático. Este periodo eruptivo está relacionado coa extinción masiva do Pérmico-Triásico. -O choque entre India e Eurasia levantando o Himalaia e o Tíbet (65-12 m.a.) ten unha influencia moi grande nadistribución xeográfica dos monzóns e na aridez do Tíbet.-A formación de Panxea provocou que grandes extensións continentais quedasen alonxadas dos océanos, o que deulugar a grandes áreas desérticas e con climas continentais (extremos).-A rotura de Panxea e a formación de dorsais oceánicas fai que o fondo oceánico se expanda e provoque unhatransgresión (avance do mar sobre os continentes). Esto, xunto coa fragmentación do súpercontinente, dá lugar a que omar se achegue a moitas máis áreas continentais e produce unha diminución das áreas desérticas.favorecendo asímesmoa biodiversidade.

A un nivel máis local/rexional, unefecto sobre o tempo atmosférico relacionadocoas montañas é o efecto Foehn (Fig. 37).Neste efecto prodúcese unha modificación noclima das zonas que quedan separadas do marpola cordilleira. O aire húmido mariño chocacoas montañas e ascende. Nesa subida vaisearrefriando e a humidade condénsase,formando nubes que poden dar lugar aprecipitacións. O aire que supera a montaña echega ao outro lado ten menos auga, xa queparte quedou na ladeira de barlovento. A zonade sotavento recibe un aire máis seco e máisquente, xa que se vai quentando a medida quebaixa. O exemplo que lle deu nome é nos Alpes, alí o sur de Alemaña recibe este vento seco e quente procedente doMediterráneo tras atravesar os Alpes. En Galicia é frecuente no aire que vén do Cantábrico despois de atravesar osmontes do norte da provincia de Lugo, como as néboas do alto do Fiouco, na A-8, mentres que na Terra Chá o ceo estádespexado. Tamén poden verse os seus efectos nas diferencias de temperatura e precipitación entre o este da provinciade Lugo (uns 1000 mm/ano) e o Bierzo (uns 600-700 mm/ano).

5.2. A influencia da Tectónica de Placas nas variacións do nivel do mar

O nivel do mar cambia ao longo da historia do planeta. Ás subidas do mar se lles chama transgresións e ásbaixadas regresións. O nivel do mar pode estar influído por unha glaciación (regresión) ou por un periodo interglaciar(transgresión). Tamén a tectónica inflúe. Cando se forma un súpercontinente prodúcese unha regresión xa que acolisión dos continentes provoca unha elevación das masas continentais e así o nivel do mar na costa descende. Aocontrario, cando os continentes se separan, fórmanse novos océanos, o que, aparte de aumentar a lonxitude de costa, dálugar á formación das dorsais (que se poden elevar uns 3000 m sobre o fondo oceánico) que desprazan auga producindounha transgresión.

5.3. A influencia da Tectónica de Placas na distribución das especies

A distribución das masas continentais condiciona e condicionou a distribución dos seres vivos. Podemos

Fig. 37: salud.bioetica.org/images/foehn.gif


observar como a fauna dos continentes nos que existe comunicación terrestre ou existiu no pasado máis reciente é moisimilar, como ocorre entre Eurasia e Norteamérica xa que ata hai 10 000 anos existiu un paso continental entre Siberiae Alaska, que tamén permitiu a colonización humana do continente. Porén, lugares afastados conservan unha faunaparticular que evolucionou de forma separada, sen intercambio xenético, desde que eses lugares quedaron illados.Australia sería o caso máis evidente, coa súa fauna tan particular, pero calquera illa volcánica separada do continenteamosa o mesmo a un nivel máis pequeño. Australia separouse do resto de Gondwana en etapas moi tempranas, polo quea súa fauna actual deriva en gran parte da que existía naquel momento e que seguiu unha evolución distinta da queseguiu esa mesma fauna noutras partes do mundo onde a conexión se rompeu moito máis tarde, ou non chegou adesaparecer de todo. A fauna de Norteamérica e Sudamérica comparte algúns grupos animais comunes pero moitosoutros son diferentes, xa que despois de separarse na apertura de Panxea, non se volveron unir definitivamente ata hai 4m.a. Ademais, as cordilleiras e as distintas zonas climáticas poden funcionar como barreiras para moitos seres vivos.Unha especie de clima frío do norte do planeta dificilmente a atoparemos no sur inda que haxa comunicación terrestrese para chegar ten que atravesar áreas de clima moito máis caluroso, desertos, etc.

1. evolución histórica desde a deriva continental á ... · wegener buscou máis probas e foinas...

Documents