tectonica de placas 1

I.E.S. Sierra de San Qulez - BINFAR GEOLOGA 2 de Bachillerato

Tema 7- Movimientos y deformaciones corticales. Pgina 1 de 1

TEMA 7: MOVIMIENTOS Y DEFORMACIONES CORTICALES

7.1-INTRODUCCIN. La Geologa Estructural es una disciplina que tiene por objeto el estudio de las deformaciones sufridas por las rocas despus de su consolidacin, y ms concretamente las producidas por la dinmica interna de la Tierra.

Se habla de microtectnica, cuando las estructuras de deformacin tienen dimensiones centimtricas. Geologa Estructural cuando las dimensiones son mtricas o de pocos kilmetros. Tectnica cuando las dimensiones son de cientos o miles de kilmetros (una cordillera, un continente) y Geodinmica cuando manejamos escalas planetarias.

7.2- DEFORMACIN Y REOLOGA. Dos variables que condicionan la deformacin de las rocas son la magnitud de la Fuerza (a mayor fuerza ms deformacin) y la superficie que la soporta (a menor superficie, mayor deformacin) De manera que la magnitud que realmente va a determinar la

deformacin de una roca es la presin que soporta. (P= F/S)

Las presiones que actan sobre las rocas pueden clasificarse en dos tipos, de acuerdo con sus efectos. -Presiones no dirigidas: Son presiones de confinamiento que poseen la misma magnitud en cualquier direccin que se considere. Siguen el patrn del principio de Pascal. Son ejemplos las presiones hidrostticas de los cuerpos que se encuentran en un

fluido y las presiones litostticas, debidas al enterramiento de las rocas en regiones muy profundas de la Litosfera. -Presiones dirigidas o esfuerzos. Se deben a fuerzas de origen tectnico, en la que la magnitud de la presin vara segn la direccin considerada.



La Reologa es la rama de la fsica de materiales que estudia las diferentes respuestas que puede presentar una roca o cualquier otro

material (suelo, hormign, hueso) ante los diferentes esfuerzos.

El comportamiento de un material ante un esfuerzo que

incrementa su magnitud pasa por tres etapas:

-A) Comportamiento elstico. El incremento del esfuerzo produce pequeas deformaciones. Cuando el esfuerzo cesa, la deformacin desaparece y se recupera la forma original. (Ej: un muelle) -B) Comportamiento plstico o dctil. Superado cierto umbral, el material se deforma rpidamente. La deformacin es permanente. Cuando

cesa el esfuerzo, no se recupera la forma

original. (Ej: un bloque de plastilina) -C) Comportamiento frgil. Sucede en el momento en el que el material se rompe, producindose o no desplazamiento a ambos lados de la rotura.

No todas las rocas presentan el mismo comportamiento con las mismas

magnitudes de esfuerzo. Una arcilla o un yeso, tienen amplios rangos de comportamiento plstico. Una caliza o

un granito, presentan amplios

comportamientos elsticos, y pasan

inmediatamente al comportamiento frgil.

Del mismo modo, algunos factores externos modifican el comportamiento de la roca. En general, las temperaturas altas y las grandes presiones confinantes favorecen e

comportamiento plstico.

Una roca que se deforme de manera elstica, originar ondas ssmicas, pero despus del terremoto no dejar seales. Una roca que se deforme de forma plstica originar pliegues. Y una roca que se deforme de manera frgil, originar estructuras discontinuas como fallas, juntas de extensin o diaclasas.



7.3- DEFORMACIONES CONTNUAS. PLIEGUES. Un pliegue es una distorsin de una roca que se manifiesta en el

curvamiento de sus elementos planares o lineales

Tambin pueden ser definidos como ondulaciones presentes en las rocas debido a deformaciones plsticas de las mismas Los pliegues pueden ser contemplados con mayor facilidad en rocas sedimentarias, ya que stas poseen marcadores que en un principio eran horizontales (las superficies de estratificacin) cosa que no existe en rocas magmticas.

Para definir un pliegue son necesarios una serie de parmetros y elementos de referencia, siendo los ms utilizados la direccin del plegamiento que viene dada por la orientacin del eje principal del pliegue, y el buzamiento o ngulo de inclinacin de los flancos respecto a la direccin del pliegue. A) Elementos geomtricos de un pliegue.

-Charnela: es la lnea imaginaria de un estrato plegado donde se concentran los puntos con mxima

curvatura.

-Flanco: Es la zona del pliegue donde se producen los puntos de

inflexin en los estratos, es decir, las zonas donde la curvatura es mnima. -Superficie axial: Es la superficie imaginaria formada por la unin de todas las lneas de charnela. -Cierre periclinal: Es la zona

final del pliegue, donde la curvatura se amortigua hasta que desaparece. Considerando solamente un estrato plegado, suelen adems considerare los siguientes parmetros: -Direccin: ngulo con respecto

al norte que forma la interseccin del estrato con un plano horizontal.

-Buzamiento: ngulo que forma

la superficie del estrato con la horizontal.

B) Tipos de pliegues. Los pliegues pueden ser clasificados de acuerdo con diferentes criterios.

-Clasificacin geomtrica. -sinclinal: La convexidad est dirigida hacia abajo. El ncleo del pliegue est constituido por las rocas ms recientes.



-anticlinal: La convexidad est dirigida hacia arriba. Una vez erosionado el pliegue, en el ncleo afloran las rocas ms antiguas.

En general, anticlinales y

sinclinales van asociados, sucedindose unos a otros. Un flanco pertenece a un

anticlinal y tambin al anticlinal contiguo.

-Segn la vergencia de la superficie axial y de los flancos. -Pliegues rectos: el plano axial

es vertical.

-Pliegues inclinados: el plano axial est inclinado, pero cada flanco presenta vergencia en sentidos distintos.

-Pliegues tumbados: El plano axial est inclinado y los dos flancos tambin lo estn en el mismo sentido. -Pliegues recumbentes: El plano axial est horizontal.

-Segn el grado de conservacin del espesor de los estratos a lo largo del pliegue. -Pliegues concntricos: Tambin llamados isopacos o paralelos. Los estratos mantienen su espesor

prcticamente constante, formando capas paralelas. Al plegarse han

resbalado unas capas sobre otras. En profundidad, estos pliegues se van atenuando. -Pliegues similares: Los estratos

no mantienen su espesor original. Se

produce un adelgazamiento de los flancos y un engrosamiento de las charnelas. Al plegarse se produjo un aplastamiento y flujo de material plstico hacia las zonas de mayor curvatura.



-Pliegues hipertensos: Se

produce un adelgazamiento de la charnela y un engrosamiento de los flancos.

-Por la disposicin de flancos y charnelas.

-Normales: Flancos abiertos desde la charnela. Pueden ser simtricos o asimtricos, segn divida el plano axial el pliegue.

-En herradura: Los flancos se cierran desde la charnela. -En V: charnelas angulares y

flancos virtualmente rectos.

-Pliegues monoclinales o en

rodilla: Los estratos, de trazado horizontal, se flexionan y vuelven a

adquirir la posicin horizontal.

-Considerando la serie estratigrfica en conjunto. -Plegamiento armnico: Todas las capas se pliegan de igual forma.

-Plegamiento disarmnico: Cuando hay una marcada diferencia de plasticidad entre capas duras y blandas, se producen zons de despegue entre las distintas capas. Las ms plsticas forman, dentro del pliegue, pequeos pliegues de arrastre cuya charnela se inclina hacia la principal. Otro

fenmeno relacionado es el boudinage o amorcillamiento de las



capas ms duras, que se rompen por estiramiento, siendo los fragmentos resultantes englobados por materiales plsticos, que fluyen hacia ellos.

C- El origen de los pliegues. Un plegmiento se produce por la flexin y aplastamiento de una serie sedimentaria. De dnde provienen los esfuerzos capaces de realizar semejante trabajo mecnico? -Compresin lateral:

Normalmente asociada a movimientos de origen tectnico. Es la principal causa.

-Deslizamientos gravitacionales.

Producidos en zonas elevadas con una cierta pendiente, donde los materiales muy plsticos se deslizan pendiente abajo, formando unas estructuras caractersticas llamadas mantos de corrimiento. Son tpicos de muchas cadenas montaosas, estando situados en sus bordes. -Intrusin de domos salinos, diapiros o plutones magmticos entre una serie sedimentaria. Los materiales

suprayacentes pueden deformarse por el empuje de la intrusin.

-Pliegues sinsedimentarios: Formados simultneamente al depsito de los sedimentos, por adaptacin a las irregularidades del fondo de la cuenca. -Hidratacin de algunos materiales durante la diagnesis: Puede causar un aumento de volumen, produciendo una deformacin. Es tpico del paso de anhidrita a yeso.

7.4- DEFORMACIONES DISCONTINUAS. Cuando el lmite plstico de la roca se ve superado por un esfuerzo continuado, la roca llegar a fracturarse,

producindose una estructura de deformacin discontinua. En funcin del tipo de desplazamiento que acompae o no a la fractura, pueden definirse los diferentes tipos de deformacin discontinua. -Si la roca se ha roto, pero no se han desplazado los bloques, la estructura se denomina Diaclasa.



-Si la roca se ha roto y los bloques se han alejado, la estructura se denomina junta de extensin. -Si la roca se ha roto y los

bloques se han aproximado, la estructura se denomina estilolito. -Si la roca se ha roto, y los bloques se han desplazado uno con respecto al otro, la estructura se

denomina falla.

7. 4 .1- FALLAS. Una falla es una superficie de discontinuidad, generalmente plana, a lo largo de la cul se ha producido el desplazamiento relativo de una de las partes con respecto a la otra.

Una falla viene definida por los siguientes elementos geomtricos:

-Plano de falla. Es la superficie, no

necesariamente plana, definida por la fractura y el movimiento de los bloques. Su buzamiento puede variar de 0 a 90. Cuando el plano se presenta pulimentado por la friccin de los bloques, se denomina espejo de falla. Sobre el plano pueden encontrarse tambin estras que indican la direccin

del movimiento. En ocasiones, las rocas colindantes con el plano son trituradas por el movimiento y forman las

llamadas brechas de falla, que si estn constituidas por fragmentos pequeos se denominan milonitas.

Labios de falla o bloques de falla. Son los dos bloques rocosos desplazados relativamente sobre el plano. Segn su desplazamiento relativo, se clasifican en labio levantado y labio hundido. Segn su posicin respecto al plano de falla, se habla de labio superior y labio inferior.

Lnea de falla. Es la interseccin del plano de falla con la superficie del terreno o con uno cualquiera de los estratos.

Salto o desplazamiento de falla. Es el valor del desplazamiento que ha tenido lugar entre puntos que estaban colindantes con anterioridad a la ruptura. Se pueden realizar diversas medidas del mismo: desplazamiento



neto o total, desplazamiento en la vertical, en la horizontal, etc.

Escarpe de falla. Es el resalte topogrfico producido por la fractura de la roca. Inicialmente funciona como

escarpe el bloque levantado, pero la erosin desmantela tarde o temprano el relieve, de acuerdo con la consistencia de los distintas capas de roca.

Tipos de fallas. Fallas normales o directas. Son las fallas en las que el bloque superior es el bloque hundido.

Se forman cuando la direccin de mxima compresin es vertical y la

mxima distensin es horizontal.

Fallas inversas. El bloque superior coincide con el bloque levantado. Se originan cuando la direccin de mxima compresin es horizontal y la de mxima distensin es vertical.

Cuando la inclinacin del plano de falla es prcticamente horizontal, en vez de falla inversa se le denomina cabalgamiento.

Fallas direccionales o de desgarre. El plano de falla es vertical y el desplazamiento de los bloques tiene lugar paralelamente a la lnea de falla, por lo que no hay bloque levantado ni hundido. Se originan por cizalla. (Las direcciones de mxima compresin y de mxima distensin son ambas horizontales.

Fallas en tijera. El movimiento de los bloques se realiza segn un giro o rotacin a lo largo de un plano vertical. Un mismo bloque puede ser levantado en una zona y hundido en otra.

Pliegue-falla. Es una falla

originada en la charnela o en los flancos de un pliegue. En ocasiones forman una serie imbricada (escamas tectnicas) Se



forman cuando el plegamiento de una serie sedimentaria supera el lmite plstico y llega a fracturarse.

Asociaciones de fallas. Es

frecuente que las fallas no aparezcan

aisladas, sino agrupadas en sistemas de la misma edad y con direcciones congruentes con una misma etapa

tectnica.

-Fosas tectnicas: Tambin llamadas graben o rift-valley. Son una serie de fallas normales con bloques progresivamente ms hundidos hacia el interior, quedando un valle escalonado. (Valles del Guadalquivir, el Rhin o e Jiloca)

-Horsts o macizos tectnicos: Es

una estructura inversa a la anterior. Son fallas normales con los bloques ms

elevados hacia el centro. (Sierras de Gredos y de Guadarrama)

-Fallas antitticas: Son sistemas de fallas situadas sobre el labio hundido de una falla principal, cuyos planos de falla se inclinan en sentido opuesto a principal.

Las fallas son estructuras

favorables a las mineralizaciones. A favor de ellas se producen muchas erupciones volcnicas. En topografa

son, con frecuencia, importantes como

condicionantes de relieve. Al ser zonas dbiles, favorecen el encauzamiento de ros (a veces se observan tramos de curso fluvial anmalamente rectilneos)

7.4-2- OTRAS ESTRUCTURAS DE DEFORMACIN FRGIL.



Otros tipos de deformacin frgil.

Juntas de extensin: Son discontinuidades en las que a la rotura le ha sucedido la separacin de los dos bloques. El hueco suele ser rellenado despus con minerales de precipitacin, con lo que aparecen en las rocas como

series de planos blancos en medio de calizas grises o negras.

Suelen aparecer en familias paralelas, y su direccin es perpendicular a la direccin de mxima distensin.

Estilolitos: Son planos de discontinuidad irregulares en los que se han dado fenmenos de presin-disolucin. A travs del plano, ha habido entonces acercamiento neto de los bloques, y el material que haba en medio ha sido evacuado en disolucin. Los picos de cada plano indican la direccin de mxima compresin.

Diaclasas: Son discontinuidades en las que no ha habido separacin, acercamiento, ni deslizamiento relativo de los bloques. Una diaclasa es un proyecto de falla, o un proyecto de estilolito, o un proyecto de junta de extensin que no ha llegado a consumarse. De este modo, no permiten

reconstruir las direcciones de compresin ni de extensin. Suelen estar agrupadas en familias de planos paralelos.

Cuando tiene su origen en esfuerzos tectnicos, se denominan tectoclasas. Cuando se forman simultneamente a la propia roca

(compactacin de rocas sedimentarias, enfriamiento de coladas volcnicas, etc) reciben el nombre de sinclasas. Segn su disposicin geomtrica se clasifican en paralelas, ortogonales,

radiales, angulares, poligonales, etc



7.5- LA DERIVA CONTINENTAL DE WEGENER.

A mediados del siglo XX se admitan cerca de una docena de teoras orognicas. Aunque hoy casi todas ellas estn descartadas, es necesario recordarlas para no caer en el error de creer que la Tectnica de Placas ha sido una especie de inspiracin que ha resuelto sin esfuerzo todos los problemas geolgicos.

En general, las teoras

orognicas pueden dividirse en dos grupos: movilistas y fijistas. Las primeras admiten grandes movimientos horizontales de los continentes que seria la causa de la elevacin de las cordilleras, y por elo tambin se laman horizontalistas. Por el contrario, las

teoras fijistas se denominan tambin verticalistas, ya que en estas se propone

una elevacin como causa inicial de la gnesis del relieve.

La Tectnica de Placas es, obviamente, una teora horizontalista, y su antecedente inmediato est en la deriva continental de Wegener.

Las hiptesis de la deriva continental fue propuesta entre 1908 y 1912, por el gelogo y meteorlogo Alfred Wegener (1880-1930), en una poca en que los medios tecnolgicos para demostrarla no se haban desarrollado todava.

A partir de diversas evidencias, renov la idea de que todos los continentes estuvieron en un momento

dado unidos en una gran rea de tierra que l llamo Pangea. Ms tarde sostuvo que ese supercontinente habra comenzado a dividirse hace aproximadamente 200 millones de aos en dos partes: una norte que l llamo Laurasia, y una sur llamada Gondwana.



Las teoras de Wegener, descritas en El origen de los continentes y de los ocanos (1915), no fueron corroboradas por los cientficos hasta 1960, cuando la investigacin oceanogrfica revel el fenmeno

conocido como expansin del fondo ocenico atribuida al gelogo norteamericano Harry Hammond Hess. Wegener muri durante una expedicin a Groenlandia.

Wegener crea que los bloques continentales se deslizaban sobre la corteza ocenica como hacen los

icebergs en el ocano. Este

razonamiento era falaz, porque la fuerza

necesaria para vencer semejante rozamiento sera inalcanzable. Para Wegener, las causas de la deriva continental se podan deber a diversas causas como: la fuerza centrifuga de la tierra, el efecto de las mareas y a la fuerza polar, que haca que los

continentes se desplazaran desde los polos hacia el Ecuador.

Pruebas de la deriva continental.

Pruebas paleontolgicas. Wegener hall fsiles de un mismo helecho de hoja caduca en Sudamrica, Sudfrica, Antrtida, India y Australia. As como fsiles del reptil Lystrosauros en Sudfrica, India y Antrtida, y fsiles de Mesosauros en Brasil y Sudfrica. Esto indicaba que tanto esta fauna como la flora pertenecan a unas mismas

zonas comunes que se iran

distanciando con el paso del tiempo, claro est, con el deslizamiento de los continentes.

Pruebas geolgicas. Por un lado, el ajuste de los bordes de la plataforma



continental entre los continentes

africano y sudamericano. Por otro lado, la continuacin de las cadenas montaosas en el continente

sudamericano y en el africano, hoy en da separadas por el ocano Atlntico. Y por ultimo la continuacin de las cadenas montaosas europeas y norteamericanas, actualmente separadas por el ocano Atlntico.

Pruebas paleomagnticas. Se puede saber cul era la posicin de los continentes con respecto a los polos,

atendiendo al magnetismo procedente de la composicin de sus rocas. De esta forma, observando los trazados magnticos se lleg a la conclusin de que hubo con anterioridad una aglomeracin de los continentes actuales.

Pruebas paleoclimticas. La presencia de un mismo modelo erosivo

en distintos continentes, da pie a pensar que todos ellos permanecieron en el pasado unidos ya que posean el mismo clima. Por ejemplo, los mismos depsitos morrnicos (de origen glaciar) en Sudfrica, Sudamrica, India y Australia.

Distribucin actual de los seres vivos. Despus de la fragmentacin de los continentes, se han encontrado especies que poseen caractersticas

similares, en determinados continentes, con la nica diferencia de que stas han ido evolucionando segn su nuevo entorno. Por ejemplo, el caracol de jardn encontrado tanto en Norteamrica como en Eurasia, los camlidos de Africa y Sudamrica, los grandes felinos existentes a un lado y otro del Atlntico, etc

Atendiendo a todo la mencionado anteriormente, Wegener trat de defender su teora de la deriva continental. Indic que las formaciones rocosas de ambos lados del ocano



Atlntico -en Brasil y en frica occidental- coinciden en edad, tipo, estructura y encajaban. Adems, con frecuencia contienen fsiles de criaturas terrestres que no podran haber nadado de un continente al otro.

Los mejores ejemplos dados por Wegener de las fronteras continentales hendidas estaban a ambos lados del ocano Atlntico. El error medio de estos lmites es menor a un grado. Sin embargo, a lo largo de otras mrgenes ocenicas, no se encuentra una

complementariedad similar: por ejemplo, en el cinturn que circunvala el Pacifico o en el sector de Myanmar (Birmania).

Estos puntos de discrepancia subrayan una caracterstica de los bordes continentales sealada por el gelogo viens Eduard Suess, hacia 1880. Reconoci un tipo atlntico de margen, identificado por el truncado abrupto de antiguas cadenas montaosas y por estructuras hendidas, y un tipo pacfico, marcado por montaas dispuestas en cordilleras paralelas, por lneas de volcanes y por terremotos frecuentes.

7.6- LA TECTNICA DE PLACAS.

Cuando se comenz a estudiar el fondo de los ocanos despus de la segunda guerra mundial cambiaron muchas de las ideas de los gelogos sobre la corteza ocenica. Se descubrieron en el fondo marino largas cordilleras que dividen los grandes ocanos y varias fallas de desplazamiento lateral que cortaban a estas cordilleras. Adems se cay en la cuenta de que en las cordilleras ocenicas, en las fallas laterales y en las

fosas era donde ocurra la gran mayora de los movimientos ssmicos.

El cientfico A. Holmes y

posteriormente J.Y. Wilson, basndose en la hiptesis de la expansin del fondo ocenico, aportaron una idea que revolucion las ciencias de la Tierra: el suelo ocenico no es una formacin

inmutable, sino que se crea nueva corteza ocenica constantemente en las

cordilleras submarinas y termina por hundirse y reciclarse en el manto en las fosas. El motor de esta circulacin est en las corrientes de conveccin en el manto.



7.6.1- La expansin ocenica: las dorsales.

En los fondos ocenicos existen grandes cordilleras que son zonas de fractura donde las placas se alejan y queda entre ellas un hueco que se llena con magma basltico procedente del manto. En cuanto llega a la superficie

sufre cambios fsicos y qumicos al perder gases y entrar en contacto con el agua del fondo del mar, transformndose en nueva corteza ocenica.

Al continuar separndose las placas, esta nueva corteza ocenica es

arrastrada hacia los lados de la cresta y deja lugar para que ascienda ms material fundido del manto, originando un bandeado paralelo a la cordillera.

Con el tiempo, el ocano crece y la cadena de volcanes separa dos placas ocenicas en expansin: se ha formado una dorsal ocenica. Los basaltos ms antiguos, al alejarse de la dorsal, se enfran, se contraen y aumentan su

densidad, descendiendo topogrficamente a medida que se alejan de la dorsal.

Las pruebas de la expansin ocenica en las dorsales.

a) La naturaleza y actividad volcnica de las dorsales. Comprobadas por los sondeos del fondo marino y por la presencia de islas volcnicas que se presentan en muchos puntos donde emerge la dorsal.

b) La edad de la corteza ocenica. Mediante tcnicas de datacin radioisotpica se han analizado muestras de sondeos obtenidos de los basaltos de la litosfera ocenica. Los resultados siempre demuestran que las edades de las rocas aumentan conforme se alejan de la dorsal.



c) Edad y espesor de los sedimentos pelgicos. El estudio de los sedimentos y rocas sedimentarias depositadas sobre la litosfera ocenica denota que la cantidad de los sedimentos disminuye a medida que nos aproximamos a la dorsal. Respecto a las edades, en los bordes ocenicos situados cerca del continente encontramos series que comprenden capas antiguas y modernas. Conforme nos aproximamos a la dorsal, las capas ms antiguas dejan de encontrarse, y cerca de la dorsal, slo aparecen sedimentos muy recientes.

d) El paleomagnetismo. Los xidos de hierro y titanio de las lavas baslticas se comportan como brjulas al enfriarse por debajo del punto de Curie. El estudio de las posiciones de los minerales magnticos en las rocas

suministra informacin acerca de la direccin, el sentido y la inclinacin del vector intensidad del campo magntico, lo que da informacin de la situacin de los polos.

Se ha demostrado que el polo norte ha cambiado de posicin desde el Precmbrico al Terciario. Se han comparado los caminos de la deriva polar para Europa y para Amrica del Norte; y se ha constatado que los caminos seguidos por los polos norte estn desplazados unos 30 de longitud, que aproximadamente equivalen a la anchura del ocano Atlntico. Despus del Trisico desaparece paulatinamente la diferencia. La anomala desaparece si se supone cerrado el Atlntico norte. Ello implica que los continentes se han

separado entre el Trisico y el momento



actual.

Hoy se sabe que el campo magntico terrestre no slo ha

experimentado cambios en la posicin de los polos, sino que ha sufrido tambin cambios de polaridad a lo largo del tiempo, es decir, en numerosas ocasiones el polo N. magntico se ha convertido en el polo S y viceversa, y estos cambios han quedado registrados en las rocas. Los valores del mdulo del vector intensidad del campo magntico actual son influenciados por el magnetismo remanente de las rocas de otras pocas. Cuando al campo magntico actual se le suma el magnetismo remanente de las rocas aparece una anomala positiva, si

se le resta aparece una anomala

magntica negativa. Estas anomalas se

suelen ordenar en bandas largas, estrechas, simtricas y paralelas al eje de la dorsal (con longitud de varios cientos de Km. y anchuras de hasta 30 Km). La edad del suelo ocenico confirma la disposicin indicada, dado que las rocas ms recientes se encuentran en las

crestas y aumentan en edad a medida que nos separamos de las mismas.

A la luz de estos resultados, a finales de 1950 Harry Hess (1906 - 1969), de la Universidad. de Princeton, tras integrar e interpretar los

descubrimientos ms importantes de la dcada de los aos 50 (lmites de las placas, naturaleza del fondo ocenico y el manto, diferencias entre las cortezas ocenica y continental, etc.) present la hiptesis que R.S. Dietz denomin "Hiptesis de la expansin de los fondos ocenicos": supona que los fondos ocenicos se creaban en las crestas ocenicas, se extendan hacia las fosas ocenicas y luego se introducan debajo de ellas hasta el manto. Los continentes eran transportados en el mismo proceso, que era originado por las corrientes de conveccin del manto.

7.6.2 Zonas de subduccin.



Si se est creando continuamente nuevo fondo ocenico y el volumen de la Tierra no est creciendo, la creacin de nueva superficie debe ser compensada mediante la destruccin de superficie antigua. Por otro lado, si dos placas se alejan una de otra, esto significa que se acercan a otras placas

que se encuentren en su camino, y si

stas no se alejan lo suficientemente rpido tienen que competir por la superficie que ocupan.

Simultneamente al hallazgo de las dorsales, se descubrieron las fosas ocenicas, enormes trincheras lineales

(entre 40 y 120 Km de anchura y entre 500 y 4500 Km de longitud) donde la profundidad del agua alcanza hasta 12 kilmetros. Se da la paradoja de que la mayora de las fosas se encuentran bordeando continentes, y en concreto ergenos marginales repletos de volcanes activos. Si las fosas reciben enormes cantidades de sedimentos continentales procedentes del desmantelamiento de las cordilleras

activas, cmo es posible que no se hayan colmatado en unos millones de aos? Cmo es posible que una cuenca que recibe muchos ms sedimentos que el resto del ocano presente una profundidad que duplica o triplica a la de las llanuras abisales?

En el caso de las fosas que no limitan con un continente, sino que se

encuentran en medio de un ocano, siempre existe un archipilago

volcnico lineal y paralelo a la fosa

(arco isla) como es el caso de las Aleutianas o las Kuriles. Tanto en este

caso como en el anterior, los

alrededores de las fosas son prdigos en terremotos.



De este modo, mientras que el Atlntico es un ocano tranquilo en

expansin, en el que las costas son

lugares tranquilos que se limitan a

recibir sedimentos, las costas del Pacfico son lugares violentos repletos

de terremotos, volcanes activos, archipilagos jvenes, fosas ocenicas y orgenos en crecimiento. Los

terremotos, adems no estn distribuidos de manera aleatoria, sino que los de foco superficial (los ms destructivos) se encuentran siempre cerca de la fosa. Los de foco intermedio estn situados ms hacia el interior del continente, y los de foco profundo (los de efectos menos devastadores) se reciben en pleno continente. Queda as dibujado un plano inclinado de friccin que se hunde bajo Amrica y bajo Asia (planos de Benioff)

Slo resta por aadir un nico ingrediente: el Pacfico se est contrayendo y Amrica y Asia estn aproximndose. En el Pacfico las

litosfera ocenica se sumerge bajo los continentes y se recicla e el manto. Los

lmites de placa donde esto sucede reciben el nombre de zonas de subduccin.

En los extremos de dos placas, una continental y otra ocenica, el

extremo de la placa ocenica tiende a hundirse mientras que la placa continental flota por ser ms ligera. En

consecuencia, la placa ocenica se

hunde bajo la continental y regresa al manto donde las altas temperaturas la funden. Las trincheras ocenicas son, por tanto, zonas de subduccin donde se consume la placa ocenica.

El hueco entre la placa

subducida y la emergida forma una fosa ocenica, donde se deposita gran cantidad de sedimentos, aportados, sobre todo, por la continental. Algunas veces parte de estos sedimentos se une al continente y, de esta manera, crecen los continentes.



El rozamiento entre la placa

ocenica y la continental se libera en forma de ondas ssmicas, responsables de los terremotos que se registran. La friccin continua en la zona de subduccin genera calor que, acumulado durante millones de aos, funde grandes cantidades de roca generando bolsas de magma que ascienden hacia la superficie. La deformacin del frente del continente unido al ascenso de magmas y aparicin de volcanes, acaba originando orgenos marginales (Andes, Japn, etc)

Si la subduccin se produce entre dos placas ocenicas, el crecimiento del orgeno ser ms lento y se manifestar con una etapa

intermedia de arcos isla.

La velocidad de destruccin de litosfera ocenica bajo las zonas de subduccin vara entre los 5 y los 15 cm por ao. En el caso de que la placa que est introducindose en el manto transporte un continente, tarde o

temprano tendr como consecuencia el cierre del ocano y la colisin entre dos continentes. Se levantar como consecuencia un orgeno de colisin (Pirineos, Alpes, Urales)

7.6.3- El motor de las placas litosfricas : la conveccin del manto.

Las placas litosfricas

constituyen tanto la corteza continental

como la ocenica, y estn limitadas por las dorsales mediocenicas, las fallas de transformacin, las fosas ocenicas y

enormes fracturas de orden continental. Las placas litosfricas son rgidas y comprenden la corteza y la parte superior del manto; se mueven sobre el manto, que presenta alta viscosidad y baja rigidez estructural.

La corteza terrestre es una capa

de cerca de 25 a 70 km de espesor; menos densa bajo los continentes, y ms delgada y densa sobre los ocanos. La mayor parte de las placas continentales est constituida tanto de corteza



continental como de corteza ocenica; las placas ocenicas estn formadas, en su mayor parte (o enteramente), por corteza ocenica.

Parece haber consenso entre los gelogos en cuanto a la existencia de las siguientes grandes placas: Africana, Sudamericana, Norteamericana, Eurasitica, ndica, Pacfica y Antrtica. Sin embargo, estas placas litosfricas poseen dimensiones variadas. Las placas de Cocos, Nazca, Caribe y Arbiga slo poseen tamao subcontinental.

En trminos de tiempo geolgico, la litosfera ocenica es un sistema que se

recicla a gran velocidad, ya que est siendo continuamente producida y destruida:

- Se crea en las dorsales ocenicas (bordes constructivos de placa o divergentes).

- Luego se separa (extensin o expansin del fondo ocenico) hasta llegar a los bordes destructivos o zonas de subduccin (o bordes convergentes), marcadas por una trinchera ocenica, donde se destruye por subduccin (introduccin por debajo) o, por el contrario, se produce obduccin, es decir, una parte de ella o su totalidad cabalga otra placa.

Un principio bsico de la tectnica de placas es que la cantidad de corteza creada en los bordes divergentes de las placas debe ser igual a la cantidad destruida por subduccin en los bordes convergentes.

Las interacciones entre las placas,

puestas de manifiesto por el vulcanismo y la sismicidad, incluyen una tercera modalidad, el deslizamiento lateral de una placa respecto a otra en los mal

llamados bordes pasivos de placa (fallas transformantes). Ahora se sabe que, en algunos casos, tambin pueden actuar



como bordes convergentes y divergentes al curvarse, relevarse produciendo cuencas compresivas o extensivas, o

simplemente transmitir esfuerzos hacia

el interior de las placas.

Todava son poco conocidas las fuerzas que originan el movimiento de las placas litosfricas. Diversas teoras han sido propuestas para explicarlas, y es posible que no sea slo un mecanismo, sino varios, los que

intervengan en el movimiento de las placas.

Sea cual sea el mecanismo que

impulsa el movimiento de las placas lo que est claro es que el ncleo est

caliente (unos 6000 C) y la litosfera es fra y mala conductora. En medio, el manto slido, plstico e incapaz de transferir calor por conduccin ni por radiacin, slo le queda la opcin de fluir y transformar el calor en energa

mecnica: en movimiento, en clulas de conveccin.

El movimiento de las placas tiene una relacin directa con la dinmica del

manto. La tomografa ssmica ha

revelado zonas calientes y fras en el manto, lo que permite la existencia de corrientes convectivas: unas zonas se

calientan, se dilatan y pierden densidad, subiendo, enfrindose en superficie, y volviendo a descender. Se admite que hay clulas convectivas independientes en el manto superior y en el inferior y

otras que atraviesan la barrera que los separa.

Sin embargo, no hay clulas convectivas cerradas, sino columnas ascendentes o descendentes, destacando:

- La subduccin enfra el manto superior, y las placas incluso llegan hasta

el ncleo provocando un ascenso convectivo difuso del material del manto inferior.

- Existe un segundo flujo convectivo: penachos trmicos que

suben desde la base del manto (zona D") y pueden perforar la litosfera (puntos calientes).

Slo las ramas ascendentes de las corrientes estn bien definidas; en general, las zonas de ascenso convectivo coinciden con zonas de elevado flujo trmico, y toman algunas formas lineales

(en las dorsales del Pacfico, del Atlntico y en el tringulo de Afar) y



otras puntuales (Islandia, Yellowstone, Hawai, etc.).

Las teoras ms recientes

sugieren que las placas "simplemente

son la superficie superior de los movimientos del flujo convectivo del manto. Esos movimientos no se deben a simples clulas, sino a un patrn ms

irregular del flujo. Conforme el material del manto asciende en las dorsales ocenicas, se enfra y se contrae". Como uno de los bordes de la placa se hace ms espeso a medida que se enfra, su peso contribuye a que se hunda y se reabsorba en el manto, promoviendo un mecanismo adicional de movimiento.

El calentamiento convectivo no

puede ser provocado desde el interior del manto (por ejemplo, por procesos radiactivos), porque se lograran situaciones estticas en poco tiempo. As pues, el manto debe ser calentado desde abajo y enfriado desde arriba. El enfriamiento lo puede producir la litosfera que se hunde; el calentamiento el ncleo externo. Los ltimos

conocimientos sobre la conveccin abogan por una conveccin intermitente en el manto por efecto del cambio de fase de los 670 km. Durante los momentos de mezcla masiva y brusca se aislara la "capa D" con la subsiguiente acumulacin de calor. El exceso de

energa acumulada se podra liberar por medio de inestabilidades repentinas (trapps del Deccn en la India, fragmentacin de los continentes, etc.). Tambin se podra frenar el lquido del ncleo externo y perturbar el campo magntico.

7.6.4- Orogenias y ciclo de Wilson.

Uno de los aciertos de la tectnica de placas es que resuelve el viejo problema de origen de las cordilleras. Segn se ha visto, las cordilleras tienen su origen en el movimiento de las placas litosfricas. Estos son los distintos tipos de cordilleras, de acuerdo con su origen.

-Orgenos trmicos o

marginales. Son cordilleras lineales que bordean continentes. Se levantan por la subduccin prolongada de una placa ocenica bajo el lmite del continente. Adosada en el ocano, siempre est presente la fosa. Los volcanes activos y

terremotos son una constante en estas

zonas. Un ejemplo sera la cordillera de los Andes, el Japn o Filipinas.

-Orgenos de colisin o intercontinentales. Son cordilleras originadas por el encuentro de dos masas continentales, en medio de las



que ha desaparecido un ocano por subduccin de la litosfera ocenica.

Es importante recordar que en este tipo de ergenos, ya exista un ergeno trmico sobre el que se superponen los efectos de la colisin de los dos continentes. Los bordes de las dos placas se pliegan y se fracturan intensamente. Los sedimentos del antiguo ocano se elevan y sufren

metamorfismo. La cordillera se engrosa creciendo hacia arriba y hacia abajo. Finalmente, la subduccin se detiene, quedando a veces una cicatriz de la antigua fosa (como es el caso de la falla norpirenica) Durante la colisin tambin se han producido magmas que en general no salen a la superficie sino

que se emplazan en el interior

originando rocas plutnicas. Ejemplos de orgenos de colisin son los Pirineos, los Alpes, el Himalaya o los

Urales.

-Arcos Insulares. Son cadenas lineales de volcanes originados por la subduccin de una placa ocenica bajo otra tambin ocenica.

Se ha intentado plantear, por ltimo, un modelo general que explique la existencia de patrones de separacin y colisin de las masas continentales: el ciclo de Wilson. Segn este ciclo, un continente se fragmenta, sus fragmentos

se dispersan, separados por un ocano de tipo Atlntico (sus costas no son bordes destructivos de placa); luego vuelven a aproximarse, cuando el ocano se



convierte en uno de tipo Pacfico (sus bordes son bordes destructivos de placa), hasta que colisionan, formando una sutura. Durante el acercamiento o

colisin de las placas o de "terrenos" se producen cadenas montaosas en relacin con la actividad en las zonas de subduccin o con su cierre. Tras la unin el continente habr crecido. Tambin la propagacin de esfuerzos hacia el interior de las placas continentales, en relacin con zonas de subduccin o con fallas transformantes, puede formar otros tipos de cadenas montaosas.

La causa de la disgregacin de los supercontinentes parece ser la

concentracin de corteza continental en una zona, que impide la refrigeracin del manto situado debajo. Los puntos calientes terminan por deshacer los supercontinentes. Ahora tambin se dice que la disgregacin est relacionada con la conveccin intermitente entre el manto

superior y el inferior por efecto del

cambio de fase de los 670 km.; el aislamiento de la capa D durante los momentos de mezcla y el aumento de calor subsiguiente produciran puntos calientes.

Algunos autores creen advertir una regularidad de 400 500 millones de aos en la produccin de los ciclos de Wilson: se habran producido supercontinentes hace 2100, 1800, 1600, 1100, 650 (Pangea 1) y 250 m.a. (pangea 2)

tectonica de placas 1

Documents