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Tema 7: La Tectónica de Placas
Biología y Geología, 4º de E.S.O.
¿Recuerdas algún método para
estudiar el fondo marino?
En los años 60 se comenzó a conocer
cómo es el fondo oceánico.
Primero se
descubrió una enorme “cordillera”
sobre el fondo del Océano Atlántico.
LOS FONDOS OCEÁNICOS
Las dorsales oceánicas están formadas por rocas recién formadas y a medida de que nos alejamos de ella sus rocas (corteza oceánica) envejece al alejarnos de ella.
La potencia de sedimentos está relacionada con la edad de la corteza oceánica. En la dorsal apenas hay sedimentos, y éstos son más abundantes a medida de que nos alejamos de ella.
Los fondos oceánicos son muy jóvenes ( ≤185 m.a.), y esto representa menos del 5% de la edad de la Tierra, dato que contrasta con la edad de las rocas de los continentes, mucho más antiguas (algunas alcanzan a edades cercanas a los 3800 m.a.).
Las dorsales oceánicas
Son relieves submarinos que se elevan de 2-3 km. sobre el fondo oceánico).
Tienen elevada actividad volcánica (se crea nueva corteza), si bien la actividad volcánica no es igual en todas las dorsales.
Están cortadas por fracturas transversales que las desplazan (Fallas Transformantes).
Algunas con un surco central (rift).
LA EXPANSIÓN DE LOS FONDOS OCEÁNICOS
Las dorsales oceánicas se sitúan sobre zonas de ascenso convectivo en el manto.
El material que asciende desde el manto se expande lateralmente desde la dorsal.
A medida que el suelo oceánico se aleja de la cresta de la dorsal, es sustituido por nueva corteza.
La rama descendente de una corriente de convección en el manto tiene lugar en los alrededores de las fosas submarinas.
En las fosas submarinas, la corteza oceánica es empujada de nuevo hacia el interior de la Tierra.
Las corrientes convectivas en el manto provocan el movimiento de la litosfera, desde las dorsales, donde se crea, hasta las fosas oceánicas, donde se destruye al introducirse de nuevo en el interior del manto terrestre.
Estas zonas donde la litosfera oceánica se destruye en las fosas oceánicas son las zonas de subducción.
La corteza oceánica es joven porque se renueva constantemente.
Dorsales oceánicas frente a zonas de subducción
Si las dorsales oceánicas se sitúan en el interior de los océanos (no necesariamente en el centro de éstos), las zonas de subducción siempre están en el borde de ciertos continentes (costa oeste de Sudamérica) o, en todo caso, por delante de sistemas
de islas volcánicas (arcos de islas), como Japón, Caribe, Aleutianas, etc.
Distribución de volcanes y terremotos
• Los terremotos y los volcanes no se encuentran distribuidos homogéneamente por toda la superficie del planeta.
• En muchos lugares, sismicidad y vulcanismo coinciden y dibujan franjas estrechas y alargadas que se extienden por todos los océanos y continentes.
Mapa de localización de terremotos de Rothé, 1954.
La Litosfera es la capa sólida y rígida que hay encima del Manto.
La Litosfera está
fragmentada en PLACAS
que se mueven
Fuente de la figura: desconocido de internet.
Las placas litosféricas y sus bordes.
Bordes divergentes. Son constructivos: en ellos se forma litosfera oceánica. Son las dorsales oceánicas y los rift continentales.
Bordes convergentes. Son destructivos: en ellos se destruye litosfera. Son las zonas de subducción.
Bordes pasivos. En ellos ni se crea ni se destruye litosfera y las placas se desplazan en ellos lateralmente. Son las fallas transformantes.
La capa externa de la Tierra –la litosfera- está fragmentada en una serie de unidades denominadas placas litosféricas.
Las placas se separan unas de otras por unas estrechas franjas móviles que reciben el nombre de bordes de placas.
Los bordes de placas que se definen son de tres tipos:
Las placas litosféricas y sus movimientos
• Los bordes de placa delimitan un número determinado de placas litosféricas.
• Estas placas pueden clasificarse en función de su tamaño:
- Grandes placas: Euroasiática, Africana, Norteamericana, Sudamericana, Antártica , Indoaustraliana y Pacífica.
- Placas intermedias: Caribeña, Nazca, Cocos, Arábiga, Juan de Fuca, Scottia y Filipina.
- Placas menores: Placa de Alborán, Anatolia, de Tonga, del Mar Egeo, etc.
En las dos diapositivas siguientes se muestran dos mapas de distribución de estas placas; en el segundo de ellos, con enlace para más detalle, se incluyen las direcciones de los
movimientos de las placas litosféricas.
En https://es.wikipedia.org/wiki/Anexo:Placas_tectónicas puede consultarse una relación exhaustiva de todas ellas.
Mapa de las principales placas litosféricas. Figura enlazada a su sitio en la web (Wikipedia).
Para más detalle: https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/1/1f/Placas_tect%C3%B3nicas_con_l%C3%ADmites_detallados
_%28formato_SVG%29.svg
Obsérvese que la distribución de las placas litosféricas queda ya marcada por la de la distribución de los terremotos y volcanes, tal y como se ha visto en las diapositivas
8 y 9
LAS CAUSAS DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS
Las causas del movimiento de las placas hay que buscarlas en el interior del manto… y del núcleo.
Los materiales del manto, a pesar de ser sólidos (hay que tener en cuenta la gran presión a la que se están sometidos) se comportan en muy largos periodos de tiempo como el de un fluido muy viscoso (plastilina, por ejemplo) que, al estar a muy altas temperaturas se mueve “dibujando trayectorias” que se corresponden a las de corrientes de convección que parten de la base del manto (más caliente) hacia la superficie. A medida de que este material va ascendiendo, enfría, para volver a continuación a hundirse hacia el interior del manto desde las zonas de subducción.
En el calentamiento de las rocas de la base del manto interviene una zona de transición situada sobre el núcleo externo, la capa “D”, que produce grandes penachos térmicos o plumas del manto (como grandes “fogonazos”) en ese lugar, y que ascienden lentamente hacia la base de la superficie terrestre (a una velocidad de 1-10 cm/año).
Además, también parecen intervenir las zonas de subducción, arrastrando poco a poco la litosfera oceánica creada millones de años atrás. En estas zonas, la litosfera antigua, es menos espesa y más densa, porque además lleva agua del mar en sus minerales. Este efecto “tirón”, permite que se abra la dorsal oceánica (que es la zona más joven y débil de la litosfera) y por ahí sale a la superficie del fondo oceánico parte del material que formaba el penacho térmico ascendente.
En el modelo antiguo de la tectónica de placas, las corrientes de convección del manto arrastraban –como si de una cinta transportadora se tratara- las placas litosféricas situadas encima, que tendrían un comportamiento pasivo. Y los continentes no serían más que unos pasajeros igualmente pasivos de esas placas.
El modelo actual considera los siguientes elementos para explicar el movimiento de las placas: - La energía térmica del interior terrestre es lo que hace que el manto se encuentre
afectado por convección térmica. Si el interior de la Tierra estuviese fría, no habría tectónica de placas.
- La energía gravitatoria activa el movimiento de las placas con dos movimientos complementarios, que hemos visto en la diapositiva anterior: • El tirón subductivo. • El deslizamiento desde la dorsal.
Frente al modelo actualmente aceptado (imágenes anteriores y centro y derecha arriba, en esta diapositiva), anteriormente se abogaba por distintos modelos de convección térmica. La
distribución de los flujos térmicos dentro del manto terrestre son más complejos e irregulares de lo que los modelos antiguos argüían. Estos modelos se han
desarrollado a partir de estudios tomográficos (distribución del calor en el interior terrestre; figura
lateral para el área del Océano Pacífico), que muestran que la transición flujo caliente-flujo frío
nos dibuja lóbulos y plumas térmicas que se distribuyen de manera irregular.
La Tectónica de Placas: una síntesis global (1)
• La Litosfera se encuentra dividida en una serie de fragmentos rígidos denominados placas litosféricas (también se las conoce como placas tectónicas).
• Las placas están delimitadas por zonas móviles, denominadas bordes de placas, y pueden ser de tres tipos:
Dorsales.
Zonas de subducción.
Fallas transformantes.
La Tectónica de Placas: una síntesis global (2)
• Las placas litosféricas se desplazan sobre los materiales dúctiles del manto sublitosférico.
• Los desplazamientos de las placas litosféricas son causados por la energía térmica del interior de la Tierra y por la gravedad.
• La litosfera oceánica se renueva en las dorsales de manera continua, en tanto que la litosfera continental tiene un carácter más permanente.
• Simultáneamente, en las zonas de subducción se produce la destrucción de litosfera oceánica creada millones de años atrás.
• A lo largo de la Historia de la Tierra, la posición de las placas litosféricas ha cambiado, al igual que su forma, su tamaño y el número de ellas.
Vulcanismo y tectónica de placas
Como hemos visto en las diapositivas 8 y 9, existe una estrecha relación entre la distribución de los volcanes y los bordes de las placas litosféricas.
Como vemos en la figura adjunta, el 83 % del vulcanismo terrestre se asocia a los bordes divergentes (67 %) y a los bordes convergentes (16%); el 17% restante se sitúa en el interior de las placas.
El vulcanismo de las dorsales.
Bajo la litosfera, la temperatura supera los 1200oC y llega a alcanzar los 3500oC en la base del manto.
En la superficie terrestre, cualquier roca fundiría a esas temperaturas. Sin embargo, las elevadas presiones que soportan las rocas a esas profundidades hacen que el punto de fusión (la temperatura a la que las rocas van a fundir) tenga que ser mayor.
En las dorsales oceánicas, las placas divergen (se separan), lo que hace que en ellas (en su interior) se den las siguientes condiciones:
1. La presión es menor, reduciéndose el punto de fusión de los minerales que componen las rocas.
2. La litosfera es muy delgada, alcanzándose temperaturas altas a menor profundidad.
3. Las rocas, en esas condiciones van a fundir formando un magma (mezcla de roca fundida y algunos componentes sólidos).
4. El magma formado, al estar a muy alta temperatura, tiene menos densidad, por lo que tiende a ascender hacia la superficie terrestre, de modo que, al llegar a la dorsal, que está abierta por tratarse de una grieta, permitirá la salida al exterior del magma.
En ambas gráficas se relacionan las variaciones de la temperatura con la profundidad (geoterma). En la A, en una situación normal, el aumento de la temperatura es gradual hasta unos 130 km de profundidad. A partir de ahí, la temperatura varía menos. En este
caso, la línea de sólidus, que marca las transiciones de líquido (magma) a sólido (roca) no corta en ningún momento a la geoterma. De ahí que las rocas a 150 km de profundidad siempre estén sólidas. En el caso B, en una dorsal, el gradiente geotérmico es mayor (la temperatura crece mucho más a menos profundidad. De ahí que a menos de 10 km de
profundidad las rocas puedan estar en estado líquido (magma; círculo rojo).
El vulcanismo de las zonas de subducción.
En las zonas de subducción, hay un choque entre dos masas de litosfera, una gruesa –la continental- y otra más delgada (la oceánica, que se mete debajo de aquélla. Ambas son masas frías.
¿Cómo es que en un proceso de esta índole, con dos masas rocosas frías, pueda producirse calor para generar vulcanismo?
En este caso, también se invoca a una serie de causas:
1. En la zona de subducción se produce una fuerte fricción entre las dos placas que convergen. Y esa fricción genera calor.
2. La litosfera oceánica que subduce contiene sedimentos con abundante agua, y el agua rebaja el punto de fusión de las rocas.
3. Bajo estas condiciones, las rocas sobrecalentadas, pierden densidad e inician un progresivo ascenso hasta la superficie. A medida de que ascienden, la presión sobre ellas es tan baja que el punto de fusión disminuye, pudiendo o no salir a la superficie (rocas volcáicas o rocas plutónicas)
El vulcanismo en el interior de las placas.
En el interior de las placas, el vulcanismo no va a estar relacionado con ningún borde de placa. Es el vulcanismo intraplaca.
Este vulcanismo está relacionado con penachos o plumas térmicas del manto que calientan por la base la litosfera y, tras haberla levantado (por el efecto de la presión desde abajo) y haberse agrietado el magma sale por esas regiones. Son los puntos calientes.
Es el caso del vulcanismo de las Islas Hawaii (dentro de una placa oceánica como la Placa Pacífica.
En la diapositiva siguiente, mapa de puntos calientes sobre la superficie de la Tierra.
Distribución de puntos calientes sobre el planeta: 1, dorsales; 2, fallas transformantes; 3, zonas de subducción; 4, zonas orogénicas activas; 5, puntos
calientes.
En estos dos casos se relacionan las variaciones de la temperatura con la profundidad (geoterma) en un punto caliente (izquierda) y en una zona de subducción (derecha).
En el primer caso, la geoterma se deforma por la entrada de material muy caliente, que, a pesar de la profundidad funde a una profundidad de menos de 100 km. En el caso de la
derecha, es la fricción la que eleva las temperaturas que, junto con la entrada de agua de los sedimentos subducidos, hacen invertir la gráfica de transición de líquido a sólido, por lo que
incluso la fusión del material se puede producir a mayor profundidad.
Sismicidad y tectónica de placas Los terremotos, como vibraciones de bloques de rocas del interior de la Tierra son debidos generalmente a la liberación de los esfuerzos que dichas rocas van acumulando con el paso del tiempo.
Estos esfuerzos son más frecuentes en los bordes de placa.
Una vez liberados esos esfuerzos (que suele producirse bruscamente) se producen fracturas (fallas) en las rocas y producen ondas sísmicas que se distribuyen en todas las direcciones del espacio.
La teoría que explica la producción de terremotos es la del rebote elástico (H.F. Reid). Las figuras explican el funcionamiento de este modelo.
Si la mayoría del vulcanismo se produce en los márgenes divergentes, los terremotos se producen con mayor frecuencia en los márgenes convergentes (zonas de subducción).
En estas zonas, los terremotos se deben a la enorme fricción que se produce en la subducción entre las dos placas que convergen, la subducente y la subducida: las irregularidades entre ambas provoca que el desplazamiento entre ambas no sea regular y sólo se produce “a tirones”, cuando las tensiones vencen a la resistencia.
En las zonas de subducción, los focos sísmicos se sitúan a lo largo de una superficie inclinada que dibuja escrupulosamente el trazado del propio proceso de la subducción.
Esa superficie inclinada, conocida como superficie de Benioff, hace que los focos sísmicos son más profundos cuanto más avanza la subducción.
En las fallas transformantes los terremotos son también frecuentes y de gran magnitud. Estos terremotos, generalmente superficiales, están localizados en los segmentos de la falla transformante entre los fragmentos de dorsal separados por la falla (rectángulo rojo).
Abajo: trazado de una falla transformante cuando discurre por el interior de un continente: Falla de San Andrés, California. A la derecha, trazado de esta falla desde el Golfo de California hasta la falla transformante de Mendocino, ya en el Océano Pacífico.
Los terremotos también se pueden producir en los entornos de las dorsales oceánicas, si bien suelen ser más escasos (ver figuras al margen), más superficiales y de menor magnitud y suelen estar ligados a los procesos de fusión de la roca cerca de la superficie y a la fragmentación de la litosfera en estos puntos por la tensión ejercida por el magma ascendente.
Las figuras han sido descargadas de http://ies.rayuela.mostoles.educa.madrid.org/Publicaciones/ApuntesCienciasTierra/2-PlanetaTierra/Geosfera%20Procesos%20Internos.htm
La profundidad de los terremotos (color de las estrellas como en el texto):
1. Terremotos superficiales. El foco sísmico se sitúa por encima de los 70 km de profundidad. Es el típico de las dorsales y de las fallas transformantes. También los hay ligados a las zonas de subducción.
2. Terremotos intermedios. Sus focos sísmicos están situados entre los 70 y los 300 km de profundidad. Aparecen ligados esencialmente a las zonas de subducción.
3. Terremotos profundos. Los hipocentros se encuentran a más de 300 km de profundidad y se encuentran ligados exclusivamente a las zonas de subducción.
