Hasta no hace muchas décadas imperaban las teorías fijistas sobre la estructura de la geosfera. Las teorías movilistas, como la deriva continental de Wegener, encontraron una gran oposición y resistencia por parte de la mayoría de los geólogos pero su aceptación supuso una revolución y la aceptación de un paradigma y un marco conceptual completamente nuevo: la tectónica de placas.
1. Estructura de la geosfera
Como ya estudiamos en la UD 1, los geólogos han ido descubriendo la estructura de la geosfera gracias a los métodos de estudio directos y, sobre todo, indirectos (repasarlos y especialmente las ondas sísmicas). Gracias al trabajo de los sismólogos hemos definido una serie de discontinuidades en la velocidad de las ondas que han traducido en la existencia de una serie de capas en el interior de la Tierra.
Los cambios en la velocidad de propagación que experimentan las ondas sísmicas que recorren el interior de nuestro planeta nos indican que la Tierra está estructurada en capas con distintas propiedades y dispuestas más o menos de forma concéntrica. Si el interior terrestre no tuviera esta estructura, las trayectorias de las ondas dependerían del lugar donde estuviera el foco del terremoto, no habría tanta uniformidad en los registros sísmicos y no se repetirían de una forma tan sistemática, como realmente ocurre.
Al principio, para explicar el interior terrestre se sugirieron dos modelos: un modelo geoquímico y, con posterioridad, otro dinámico. El modelo dinámico se propuso durante el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas para, de esta manera, poder explicar la dinámica de las placas litosféricas, teniendo en cuenta la rigidez o fluidez de los distintos materiales que componen la Tierra.
1.1. Modelo geoquímico
Este modelo se fundamenta en la diferente composición química o mineralógica de los materiales terrestres que influyen en la propagación de las ondas sísmicas.
Se diferencian tres capas:
a) Corteza. Se separa del manto por la discontinuidad de Mohorovicic.
b) Manto. Se subdivide en manto superior y manto inferior, separados por la denominada zona de transición del manto. Entre el manto y el núcleo se encuentra la discontinuidad de Gutenberg.
c) Núcleo. Dividido en núcleo externo e interno, ambos separados por la zona de transición del núcleo.
2.1.1. Corteza
Es la capa más externa y heterogénea de la Tierra, y delimita inferiormente por la discontinuidad de Mohorovicic. En ella podemos distinguir diferentes estructuras y una variada composición química de las rocas.
Hay dos tipos de corteza: la corteza continental y la corteza oceánica. Los materiales que componen la primera son menos densos que los de la segunda. En la corteza continental hay rocas mucho más antiguas que en la corteza oceánica. Las rocas más antiguas de esta última tienen unos 180 millones de años, mientras que en la corteza continental se han encontrado rocas de hasta 3 800 millones de años.
A) Corteza continental
Tiene un espesor muy variable, entre 35-70 km. Su composición es muy heterogénea: rocas magmáticas (de carácter ácido, como el granito), metamórficas y sedimentarias.
Puede hacerse una correlación entre el grado de metamorfismo que presentan los materiales y la profundidad a la que se encuentran: el metamorfismo de las rocas es más elevado a medida que aumenta la profundidad.
B) Corteza oceánica
Es una capa fina pero continua, con un espesor más o menos constante de aproximadamente 8-10 km. Al contrario que la continental su composición es muy homogénea (rocas volcánicas de carácter básico, como el basalto). Desde la superficie hacia el interior podemos diferenciar las siguientes capas:
a) Capa de sedimentos. El grosor es mayor cerca de los continentes y va disminuyendo a medida que nos acercamos a las dorsales.
b) Capa de basaltos. Se han solidificado al salir por las dorsales oceánicas y forman masas de roca almohadilladas o con forma de columnas prismáticas poligonales.
c) Gabros. De composición química igual a la de los basaltos pero, como se han solidificado más lentamente, sus minerales se han cristalizado mejor. La composición y estructura de los fondos oceánicos ha podido ser bien estudiada en Islandia, puesto que se trata de una isla atravesada por la dorsal atlántica, dónde se encuentra el fondo oceánico emergido.
2.1.2. Manto
Se extiende desde la discontinuidad de Mohorovicic hasta la discontinuidad de Gutenberg. Está formado por rocas de carácter básico (no contienen ni cuarzo ni feldespatos, muy frecuentes en las rocas graníticas ácidas). Los minerales que las componen son silicatos de magnesio y hierro, como el olivino o los piroxenos, que generan rocas peridotíticas.
El estudio detallado de las ondas sísmicas muestra que existe cierta uniformidad en las propiedades del manto, aunque se aprecian variaciones en el gradiente de propagación entre los 650 y 1 000 km de profundidad (zona de transición o discontinuidad de Repetti), lo que permite diferenciar el manto superior del manto inferior.
A pesar de tener la misma composición química (silicatos de magnesio), el manto superior e inferior presentan distintas densidades (de 3,3 a 5,5 g/cm2), lo que se explica por la distinta estructura molecular que adoptan los silicatos de magnesio en función de las distintas condiciones de presión a las que están sometidos.
En el límite del manto con el núcleo se establece un nivel de transición (nivel D). Este nivel es el origen de las plumas del manto y el final de los restos de litosfera que subducen.
2.1.3. Núcleo
Está compuesto principalmente por hierro y, según los estudios realizados, debe de contener también níquel, oxígeno y azufre, que son elementos más ligeros e igualmente abundantes en los meteoritos.
Se divide en dos capas:
a) El núcleo externo. Se encuentra en estado líquido, por lo que no deja pasar las ondas S. La temperatura alcanza los 5 000 ºC. Presenta fuertes corrientes de convección responsables del campo magnético y de impulsar las corrientes de convección en el manto. Se extiende desde los 2 900 km hasta unos 5 000 km. Con la pérdida de calor hacia el manto el núcleo externo se va solidificando y convirtiéndose en núcleo interno a razón de unos mm por año.
b) El núcleo interno. Permanece en estado sólido y, por ello, en él las ondas P se transmiten a mayor velocidad. La temperatura supera los 6 000 ºC. Entre ambos existe una zona de transición o discontinuidad de Lehman, desde los 4 900 km hasta los 5 100 km, en la que las ondas sísmicas P van incrementando su velocidad al acercarse al núcleo interno sólido.
2.2. Modelo dinámico de la estructura de la Tierra
El modelo dinámico se propuso durante el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas. Para poder explicar el comportamiento de las ondas cuando recorrían el interior terrestre se dividió el interior de la Tierra en distintas capas atendiendo a la rigidez o a la capacidad para deformarse de cada una de ellas.
En la actualidad se conoce mucho mejor el comportamiento de las rocas al verse sometidas a elevadas temperaturas, altas presiones o a deformaciones lentas, tal como ocurre en el interior de la Tierra, lo que ha llevado a revisar este modelo dinámico.
Para estudiar de forma concisa y clara el modelo dinámico se dividen las zonas internas de la Tierra en litosfera, mesosfera y endosfera.
2.2.1. Litosfera
Es la capa más superficial de nuestro planeta. Comprende la corteza y parte del manto superior. Su naturaleza es rígida y se encuentra fracturada en placas litosféricas que tienen forma de casquetes debido a la forma casi esférica de la superficie terrestre. Su límite inferior se sitúa a unos 50 km en los océanos y de 100 a 300 km bajo los continentes.
2.2.2. Mesosfera
Es la capa situada bajo la litosfera y llega hasta los 2 900 kilómetros, aproximadamente. Los estudios más recientes del manto, realizados por tomografía sísmica, muestran la existencia de convección en estado sólido producida por el calor residual de la Tierra y por las desintegraciones radiactivas, que serían el motor de la tectónica de placas.
En toda la mesosfera se forman células convectivas causadas por el ascenso de penachos calientes desde el límite con el núcleo y por el descenso de fragmentos de litosfera fría que se introducen en las zonas de subducción profunda.
El término astenosfera ha sido un término sometido a mucha controversia y muy necesario en los inicios de la tectónica de placas, que permitiría la movilidad de las placas litosféricas como si estuvieran flotando sobre el manto para explicar la movilidad de las placas litosféricas. Se consideraba un nivel de despegue que tendría entre 100 y 200 km de espesor. Primero se trataba de un concepto mecánico para explicar el equilibrio isostático de la corteza, de forma similar a como lo hace un iceberg. El concepto sísmico que se le asignó con posterioridad, como capa que transmitía mal las vibraciones sísmicas, debe ser desechado pero sigue estando vigente con otras definiciones del término.
Hoy se considera astenosfera a todo el manto superior no litosférico. Se encuentra formada por penachos calientes o plumas del manto de naturaleza más plástica que los materiales que limitan con ella. Esos penachos ascienden a través del manto. La astenosfera se comporta de forma plástica para esfuerzos de larga duración, que son los que afectan a la Tierra. Este mismo comportamiento ante los esfuerzos lo presenta el hielo, que se comporta como cuerpo rígido si la deformación es rápida y cómo plástico si la deformación es muy lenta.
La astenosfera se extendería desde el límite inferior de la litosfera, a unos 100 km de profundidad, hasta la interfase con el manto inferior, a unos 660 km de profundidad.
En el límite entre el manto y el núcleo existe una franja, llamada Nivel o Capa D, de 200 km de espesor, que se sitúa sobre la discontinuidad de Gutenberg. Tiene mayor concentración de hierro, procedente del núcleo, y a altísimas temperaturas podría dar origen a las plumas ascensionales que atraviesan el manto.
2.2.3. Endosfera
La endosfera equivale al núcleo del modelo geoquímico. El material conductor que constituye el núcleo externo está fundido. Este se comporta como un fluido, por lo que gira a distinta velocidad que el núcleo interno, que es de naturaleza sólida y metálica. El giro diferencial genera el campo magnético terrestre.
2. Litosfera terrestre y placas litosféricas
La corteza y el manto superior forman la litosfera, la capa más superficial de la geosfera. Según la naturaleza de la corteza, se distinguen dos tipos de litosfera:
a) La litosfera continental, con un grosor medio de unos 100 a 150 km, aunque puede llegar hasta los 250 km de profundidad debajo de las regiones más antiguas de los continentes. Está formada por rocas más antiguas y de menor densidad.
b) La litosfera oceánica, que tiene un grosor medio de unos 50 km, tan solo unos 7 km por debajo de las dorsales oceánicas. Está formada por rocas, principalmente volcánicas, más modernas y de mayor densidad.
2.1 Relieve continental
La litosfera continental se encuentra emergida en su totalidad, a excepción de los márgenes continentales. En su superficie aparecen relieves muy variados, debidos a los procesos geológicos exógenos.
En la parte emergida de la litosfera continental se distinguen:
a) Los orógenos, zonas geológicamente activas, donde se dan procesos tectónicos y magmáticos, y de origen más reciente.
b) Los cratones, regiones tectónicamente consolidadas, más antiguas, que han alcanzado la estabilidad. Dentro de los cratones existen:
· Escudos, que son regiones extensas y relativamente planas de rocas ígneas y metamórficas que nunca han sido cubiertas por el mar. Están constituidas por rocas muy antiguas que datan del Precámbrico y que pueden acercarse a los 4000 Ma.
· Plataformas, regiones similares a los escudos de rocas ígneas y metamórficas cubiertas de una capa de rocas sedimentarias más modernas.
2.2 Relieve oceánico
El relieve del fondo oceánico se caracteriza por la presencia de dos tipos de estructuras:
a) Los fondos oceánicos, donde se alcanzan las mayores profundidades. Están formados por:
· Llanuras abisales, grandes extensiones planas, que cubren la mayor parte del océano. Su profundidad oscila entre los 2000 y los 5000 metros. En ellas se pueden encontrar islas volcánicas, pequeños volcanes y montes submarinos de origen volcánico.
· Fosas oceánicas, que son depresiones estrechas y alargadas que pueden llegar a alcanzar los 11000 metros de profundidad.
b) Las dorsales oceánicas. Grandes cordilleras de origen volcánico que recorren el fondo oceánico a lo largo de toda la superficie terrestre, con una longitud total de 70 000 km. Se elevan de 2000 a 3000 metros sobre las llanuras abisales y presentan un rift o depresión central.
3. Las placas litosféricas
La litosfera no es una capa continua, sino que se encuentra dividida en fragmentos
denominados placas litosféricas o tectónicas.
Estas placas pueden clasificarse por su tamaño:
a) Grandes placas: actualmente, existen siete grandes placas que son la euroasiática, la Africana, la Indoaustraliana, la Norteamericana, la Sudamericana, la Antártica y la Pacífica.
b) Placas medianas: hay siete, que son las placas del Caribe, Cocos, Nazca, Filipina, Arábiga, Scotia y Juan de Fuca.
c) Microplacas; hay diversas placas de tamaño reducido, como la ibérica.
También pueden clasificarse según el tipo de litosfera de la que están constituidas:
a) Placas oceánicas; formadas exclusivamente por litosfera oceánica. Por ejemplo la placa pacífica.
b) Placas continentales; formadas exclusivamente por litosfera continental. Por ejemplo la placa de Irán.
c) Placas mixtas; formadas por ambos tipos de litosfera. Por ejemplo la placa Euroasiática. Este tipo de placas son las más abundantes.
El meteorólogo alemán Alfred Wegener (1912), estimulado por los descubrimientos de fósiles y otras pruebas geológicas, propuso una teoría movilista (deriva continental) que afirmaba que los continentes y océanos actuales habían ocupado posiciones muy diferentes en épocas pasadas. Su teoría se podía resumir en las siguientes ideas:
a) Los continentes flotan sobre materiales más densos y se desplazan horizontalmente (deriva) gracias a la fuerza centrífuga generada por la rotación terrestre o la atracción gravitatoria del Sol y la Luna.
b) Los actuales continentes resultan de la fragmentación del supercontinente Pangea, existente hace 250 millones de años, en dos grandes masas continentales (Laurasia al N y Gondwana al S) que, a su vez, se volvieron a fragmentar.
c) El desplazamiento de los continentes produce colisiones continentales y plegamiento de sedimentos, lo que origina las montañas.
Wegener presentó cuatro tipos de pruebas para defender su teoría de la deriva continental:
a) Pruebas geográficas; se basan en la correspondencia y acoplamiento topográfico entre las costas de Sudamérica y África a ambos lados del Atlántico. Los críticos con Wegener decían que no era un ajuste tan bueno y que la forma se debía a la casualidad.
Sin embargo hoy en día se mide ese ajuste por ordenador contando las plataformas continentales y con las medidas de los satélites observando un ajuste mucho mejor.
b) Pruebas geológicas; hay una correspondencia entre afloramientos de depósitos similares (en composición y edad) de rocas sedimentarias y metamórficas en continentes muy separados en la actualidad (mismos gneises en África y en Brasil). También hay continuidad de estructuras tectónicas de antiguas cadenas montañosas en continentes muy distantes (Apalaches y cordilleras hercínicas de Europa), cinturones de plegamientos en Sudáfrica que encajan con los de Argentina, etc
c) Pruebas paleontológicas y biogeográficas; los paleontólogos habían descubierto claras afinidades entre las faunas de Europa y la de Norteamérica, las de América del Sur y África, y las de Australia, India y Sudáfrica.
Esto sólo podía explicarse por la presencia de puentes transoceánicos (algo difícil de imaginar o creer), a través de los cuáles se habrían desplazado. Darwin ya había establecido que en presencia de barreras geográficas, los seres vivos evolucionan de forma independiente para construir especies nuevas. La conclusión de Wegener es que los continentes ahora separados se han desplazado lateralmente a partir de un antiguo supercontinente unido.
Wegener citaba como ejemplos:
a) El pequeño reptil Mesosaurus, conocido solamente a partir del Pérmico en Sudáfrica y Brasil,
b) La planta Glossopteris, un helecho de pequeño tamaño, indicador de clima frío, muy difundida a fines del Paleozoico, pero confinada a los continentes del sur.
c) Los marsupiales australianos evidentemente habían evolucionado en forma aislada por lo menos desde comienzos del Terciario, pero su existencia en América del Sur (y su ausencia en el Viejo Mundo) sugería nexos entre Australia y Sudamérica.
Por lo tanto, el clima de una época y región, se puede determinar a través de las rocas existentes. Podemos destacar las siguientes evidencias:
a) Una de las evidencias geológicas más importante en lo que respecta a los climas es la de las tillitas, o conglomerados glaciales, que demuestran la existencia de antiguas capas de hielo. Como vemos en la imagen encontramos depósitos en zonas de la India, África y Sudamérica que no concuerdan con la posición actual de esos continentes.
b) Los carbones implican climas húmedos, puesto que sólo pueden formarse en zonas pantanosas. Capas excepcionalmente gruesas de carbón señalan climas tropicales, de exuberante vegetación.
c) Los depósitos de yeso y de sal gema, donde es evidente el exceso de la evaporación sobre la precipitación, indican aridez. Los depósitos gruesos de cal viva indican probablemente condiciones tropicales o subtropicales.
d) Los organismos fósiles son también útiles indicadores paleoclimáticos. Así, la ausencia de los anillos anuales en los troncos suele significar condiciones tropicales, por carencia de contraste estacional, y los reptiles de gran tamaño implican invariablemente un clima cálido. Los arrecifes de coral, con su crecimiento óptimo a temperaturas constantes sería también un fiel indicador.
Los principales problemas que provocaron que la teoría de Wegener fuera ampliamente rechazada en su tiempo fueron:
a) Wegener concebía la corteza terrestre como una estructura dividida en dos capas: el sial (Si + Al), una capa discontinua y ligera que formaba los continentes, y el sima (Si + Mg), una capa continua y más densa que ocupaba los fondos oceánicos y se prolongaba bajo los continentes.
Por lo tanto, el sial descansaría sobre el sima y podría deslizarse sobre él. Con esto Wegener afirmaba que los continentes se deslizaban sobre un fondo oceánico fijo.
Hoy en día sabemos que es TODA la litosfera (oceánica y continental) la que se desplaza sobre la región superior del manto al ser una zona más plástica (astenosfera).
b) Quizás el mayor problema que tenía Wegener, conocido por él mismo, era la dificultad para encontrar unas fuerzas lo suficientemente fuertes como para mover las masas continentales. Sugirió que podían deberse a las fuerzas de atracción de la Luna y el Sol (frenado mareal) y a la fuerza centrífuga resultado de la rotación terrestre (fuga polar) pero él mismo reconocía que se antojaban muy insuficientes para mover masas de tierra tan descomunales.
c) En la época de Wegener no había ordenadores, ni satélites, ni por tanto la posibilidad de encajar las plataformas continentales de los continentes por lo que no parecían “encajar” tan bien como se demostró que lo hacían posteriormente.
d) Por último, Wegener era meteorólogo de formación (lo que hacía que los geólogos no le tomaran muy en serio) y de nacionalidad alemana (publicó su teoría en plena Primera Guerra Mundial) por lo que la difusión y aceptación de su teoría fue muy difícil.
5. Las corrientes de convección del manto
En el año 1914, Joseph Barrell propuso la existencia de una capa de materiales semifundidos de comportamiento plástico (a causa de las altas temperaturas) a la que denominó astenosfera (capa débil). Lo situó en el manto y bajo la litosfera, entre 100 y 400 km.
Al principio, se le dio un enfoque fijista, pues su existencia permitía explicar los movimientos verticales de la litosfera (lo que se conoce como isostasia). Posteriormente, en 1929, Arthur Holmes dedujo la existencia de corrientes de convección de origen térmico en la astenosfera, lo que podía apoyar las tesis movilistas de Wegener, pues estas corrientes proporcionan la fuerza suficiente para arrastrar los continentes y provocar su desplazamiento.
La base de esta hipótesis es la distribución del gradiente geotérmico, máximo en las grandes dorsales oceánicas y mínimo en las fosas marinas, siendo esta la distribución característica del calor en un sistema convectivo.
Una vez finalizada la II Guerra Mundial, se realiza la exploración de los fondos oceánicos con técnicas nuevas como el sónar, la ecosonda y los sondeos submarinos.
A raíz de estas investigaciones, destaca la presencia de dos grandes estructuras:
a) Dorsales marinas; son largas cordilleras subacuáticas situadas en las zonas centrales de los océanos. Su altura no suele ser excesiva (unos 2 000 metros) y no suelen emerger del océano salvo en lugares muy concretos (como Islandia). A diferencia de las cordilleras continentales, la dorsal suele presentar numerosas fracturas escalonadas a lo largo que delimitan en su eje un surco central o rift y numerosas fracturas perpendiculares que la atraviesan (fallas transformantes).
b) Fosas oceánicas, son depresiones profundas situadas cerca de algunos bordes continentales, como en la costa oeste de América, o rodeando externamente a ciertos archipiélagos volcánicos como en Indonesia, Japón o las Marianas.
Al estudiar los fondos oceánicos encontraron tres sorpresas que hacían que el fijismo o verticalismo y sus teorías como el geosinclinal quedaran invalidadas:
a) Los fondos oceánicos están formados por rocas magmáticas. No hay rastro de rocas similares a las continentales lo que descartó que pudiera haber antiguas zonas continentales hundidas.
b) Los fondos oceánicos están formados por rocas muy jóvenes comparadas a las de los continentes. Las rocas más antiguas encontradas en los océanos tienen 180 M.a. (hay rocas en los continentes con miles de M.a.) y además tienen una distribución simétrica: son muy jóvenes al lado de las dorsales y más antiguas cuanto más lejos de ellas, y más cerca de los continentes, están.
c) La cantidad de sedimentos es muy inferior a la esperada y su espesor está relacionado con la edad del fondo. Cerca de las dorsales apenas hay sedimentos y su espesor va aumentando según nos alejamos de ellas y nos acercamos a los continentes.
6.1 Teoría de la expansión del fondo oceánico
A raíz del descubrimiento de la topografía oceánica y relacionando datos de estudios sísmicos y estudios paleomagnéticos (que veremos más adelante), Robert Dietz y Harry Hess propusieron en el año 1962 su teoría de la expansión del fondo oceánico
Las ideas principales de esta teoría son:
a) En las dorsales oceánicas afloran materiales fundidos procedentes del manto, por lo que se genera nueva corteza oceánica de forma simétrica a partir de su eje.
b) La corteza oceánica se destruye en las fosas oceánicas, por lo que la edad de sus rocas no supera los 250 millones de años.
c) Los continentes son arrastrados de forma pasiva por la corteza oceánica, separándose en las zonas de expansión.
El descubrimiento por parte de Frederick Vine y Drummond Matthews en 1963, de un bandeado alternante de inversiones magnéticas situadas de forma simétrica a ambos lados del eje de las dorsales, dio el impulso definitivo a la aceptación de esta teoría en particular y al movilismo en general.
Tras la IIGM y con la guerra fría se termina de establecer una red mundial de sismógrafos para detectar las explosiones causadas por las pruebas nucleares del otro bloque político. Esto permitió trazar un mapa muy exacto de la localización a nivel mundial de los epicentros de los terremotos.
Los mapas de los epicentros de terremotos muestran que se concentran en estrechas bandas o cinturones sísmicos en los que se libera la energía interna de la Tierra. Estos cinturones dibujan con precisión los ejes de las dorsales oceánicas y las fosas oceánicas, los lugares de mayor riesgo sísmico y volcánico.
En los continentes, los seísmos dibujan amplias bandas que coinciden con las cordilleras jóvenes o zonas de ruptura continental, como el Rift Valley.
Del análisis de las ondas sísmicas se deduce que, en la dorsal, los terremotos se originan por un movimiento de separación o estiramiento mientras que en las fosas oceánicas predominan los debidos al choque o la compresión.
Si estudiamos este mapa y lo comparamos con el mapa de los volcanes y del fondo oceánico vemos que coinciden perfectamente y nos dibujan una superficie terrestre partida en grandes trozos o placas. Esta serie de fragmentos de la litosfera separados por cinturones sísmicos y volcánicos se llaman placas litosféricas.
La teoría de la tectónica de placas o tectónica global es la teoría que actualmente se acepta como explicación a la estructura y dinámica de la litosfera terrestre.
8.1 Fundamentos de la tectónica de placas
Podemos resumirla la tectónica de placas en en cinco grandes puntos:
a) La litosfera se encuentra dividida en grandes bloques llamados placas litosféricas o placas tectónicas, que cubren la superficie terrestre y encajan entre sí como las piezas de un puzle.
b) La mayor parte de la actividad geológica interna (terremotos y volcanes) se localiza en los límites entre las placas. Esta actividad es más escasa en el interior de las placas.
c) Los fondos oceánicos se generan continuamente en las dorsales oceánicas, a partir de magmas procedentes del manto, y se destruyen, por subducción, en las fosas oceánicas.
d) Al moverse sobre la parte plástica del manto ("litosfera"), las placas arrastran los continentes e interaccionan entre sí: donde las placas se separan se forman nuevos océanos y donde se acercan y chocan se levantan cordilleras y arcos de islas volcánicas.
e) El movimiento de estas placas se produce por las corrientes de convección generadas en el manto como consecuencia de la energía térmica de la Tierra. Esta fuerza de las corrientes de convección se ve ayudada por el empuje de los materiales magmáticos que se producen en las dorsales oceánicas y la energía potencial gravitatoria en las zonas de subducción que genera una tracción (tirón) de la parte que subduce.
8.2. Tipos de límites entre las placas tectónicas
Como ya hemos estudiado, los límites de placas constituyen las zonas de mayor actividad geológica. Pueden ser de tres tipos:
a) Divergentes o constructivos; Se genera litosfera oceánica a causa de inyecciones sucesivas de materiales basálticos, lo que produce la separación de las placas.
b) Convergentes o destructivos; Se produce un choque de placas. En el caso de que una sea oceánica, ésta subduce debajo de la otra. En las zonas de subducción, la corteza oceánica se funde y se incorpora al manto.
c) Pasivos o transformantes; Corresponden a zonas de deslizamiento tangencial de placas. Son límites donde no se crea ni se destruye litosfera oceánica.
8.2.1 Límites divergentes o constructivos
Son los lugares donde se genera litosfera oceánica a causa de inyecciones sucesivas de materiales basálticos procedentes del manto (de ahí que se denominen constructivos), lo que produce la separación de las placas (por eso se consideran divergentes).
Corresponden a las siguientes estructuras:
a) Dorsales oceánicas; son cordilleras submarinas de una altura de unos 3 km y una anchura que oscila entre 1 000 y 4 000 km. Recorren todos los océanos formando una estructura que supera los 64 000 km.
Constan de una profunda depresión central (rift) formada por fuerzas de distensión y que constituye el límite entre las placas. Es a través de esta grieta por donde salen los magmas formados por la disminución de la presión, que consolidan rápidamente en rocas volcánicas de tipo basáltico, las cuales se sitúan a ambos lados del rift.
El empuje de las nuevas masas rocosas produce la separación de las placas y es el responsable de la aparición de terremotos de magnitud moderada y focos poco profundos (hasta 7 km). En ocasiones las rocas volcánicas generadas se acumulan tanto que emergen formando islas (Islandia, Azores).
8.2.2 Límites pasivos, transformantes o conservativos
Se denominan así porque son límites donde no se crea ni se destruye litosfera oceánica. Corresponden a zonas en que las placas se desplazan lateralmente en movimientos relativos con la misma dirección, pero en sentidos opuestos. Esta fricción es la que genera frecuentes e intensos terremotos de foco somero.
Aparecen en:
a) zonas oceánicas corresponden a las fallas transformantes, que cortan las dorsales oceánicas, separándolas en segmentos cortos y rectos, y que se originan por tensiones derivadas de la separación de placas esféricas. Aparecen como consecuencia de la adaptación de la dorsal y la expansión del fondo oceánico a la geometría esférica de la Tierra.
b) en tierras emergidas, entre partes continentales que se desplazan lateralmente (misma dirección, distinto sentido). Por ejemplo, la falla de San Andrés, en California (famosa por producir grandes y muy destructivos terremotos).
El movimiento de placas en las fallas transformantes produce movimientos sísmicos de distinta magnitud, como por ejemplo:
a) En la zona de Gibraltar, la placa Eurasiática y la Africana son paralelas, y se desplazan en el mismo sentido, con lo que el rozamiento no es muy grande y los terremotos son de baja o media intensidad. Por ejemplo, los terremotos de Granada, Almería, Murcia,...
b) En la parte oriental del Mediterráneo, la placa Euroasiática y la África son paralelas, pero su desplazamiento es en sentido contrario, por lo que que los terremotos son de alta intensidad, como en Turquía.
c) En la costa pacífica de Norteamérica, el contacto entre la placa Pacífica y la Americana es en ángulo recto, y forman la falla de San Andrés, en la que se producen terremotos de alta intensidad.
8.2.3 Límites convergentes o destructivos
Se localizan en zonas donde dos placas se aproximan y chocan (por ello son convergentes). Cuando una de las placas es oceánica, ésta o, si son dos placas oceánicas, la de mayor densidad (placa subducente) se dobla y se introduce bajo la otra, menos densa (placa cabalgante), en un proceso denominado subducción. La subducción se produce según un plano inclinado, llamado plano de Benioff, en el que se localizan los hipocentros de los seísmos, y las cámaras magmáticas de los magmas generados por la fusión de la placa que subduce.
Se consideran límites destructivos porque en las zonas de subducción la corteza oceánica se funde y se incorpora al manto. En esta convergencia se pueden contemplar tres casos: placa oceánica/placa oceánica, placa oceánica/placa continental y placa continental/placa continental.
En este caso, se produce la subducción de la placa oceánica de materiales más antiguos (más fríos y más densos, por tanto). En esta zona se generan:
a) Fosas oceánicas muy profundas con escasa acumulación de sedimentos (Fosas de Marianas y de Tonga). Se forman en el límite de las dos placas.
b) Arcos de islas volcánicas (Filipinas, Antillas) en la placa cabalgante. Estas islas están formadas a partir de los volcanes producidos por la subida de magmas generados por la fusión de materiales gracias al calor producido por el rozamiento de las placas implicadas en la subducción.
La placa que subduce está formada por rocas que forman el fondo oceánico, cargadas de agua, que son arrastradas bajo la otra placa. La intrusión de estos fluidos a zonas profundas y el rozamiento produce la fusión parcial de la placa que ha subducido o del propio manto, generándose magmas que subirán a la superficie formando los arcos de isla.
El ángulo de subducción es muy alto lo que provoca una subducción casi vertical, unas fosas oceánicas MUY profundas y un arco de islas volcánicos muy cercanos a la fosa.
Los magmas que alcanzan la superficie son de carácter básico o de tipo intermedio. Ejemplos de este tipo de límite entre placas son Indonesia, las islas Marianas, Archipiélago de Japón, etc.
Al producirse la subducción, no se produce tanta compresión en la zona y no se producen fuertes terremotos ni se producen plegamientos que aporten sedimentos a la fosa. Los terremotos tienen lugar a lo largo del plano de Benioff, donde la mayoría de los terremotos superficiales se producen en la fosa oceánica o en sus proximidades, mientras que los terremotos más profundos lo hacen más lejos de la fosa.
Es frecuente que aparezca un mar marginal entre el arco de islas y el continente más cercano.
Se produce la subducción de la placa oceánica, más densa y fina, sobre la continental (cabalgante), menos densa y de mayor potencia, en un ángulo menor que en el caso anterior.
Por tanto, se generan:
a) Fosas oceánicas, acumulan una gran cantidad de sedimentos procedentes de la zona continental acumulados en el prisma de acreción (porque apenas se introducen en la subducción).
b) Cordilleras perioceánicas u orógenos de borde continental o de tipo andino (orógenos térmicos) (Andes, Alpes neozelandeses), formadas a partir del engrosamiento de la placa continental a causa del plegamiento de sus materiales y del prisma de acreción. El magmatismo que se produce en la subducción, debido al rozamiento y a que la litosfera oceánica lleva mucha agua lo que disminuye el punto de fusión de las rocas, produce grandes intrusiones de rocas plutónicas (batolitos) cuando el magma no alcanza la superficie y volcanes que se incorporan a la cordillera cuando sí lo hacen. Por otra parte, el deslizamiento de las placas es la causa de la alta sismicidad de estas regiones (cuyos focos se alinean en el plano de Benioff).
Tanto los magmas como los sedimentos acumulados en el prisma de acreción contribuyen a crear litosfera continental y, por lo tanto, a que el continente vaya creciendo poco a poco por su litoral.
La subducción progresiva de una placa oceánica bajo otra continental puede reducir el tamaño del océano existente entre dos continentes. Cuando este océano desaparece definitivamente, se produce la colisión entre las dos placas continentales, en un proceso conocido como obducción, no subduciendo ninguna de las dos al tener la misma densidad.
En esta convergencia se origina:
a) Cordillera intercontinental o de colisión o de tipo alpino: el cabalgamiento de una placa sobre la otra que se produce tras el cierre del océano anterior pliega intensamente los materiales de los continentes y los sedimentos acumulados en la cuenca oceánica desaparecida (Himalaya, Pirineos). Durante el choque, materiales del manto procedentes de la antigua subducción pueden aflorar en la zona de sutura de ambas placas a través de unas rocas ígneas ultrabásicas que reciben el nombre de ofiolitas.
b) El magmatismo se reduce a la formación de bolsas de magma que consolidan dentro de la corteza y generan rocas plutónicas (esencialmente granito), las cuales se incorporan a la cordillera. Debido al gran grosor de la corteza en las cordilleras, el vulcanismo es prácticamente inexistente (el magma solidifica antes de llegar a la superficie).
c) El reajuste continuo que se produce en la colisión continental es la razón de la elevada sismicidad estas regiones.
En estos orógenos la actividad tectónica es más importante que la magmática y las enormes presiones que sufren los sedimentos marinos depositados en ambos bordes los pliegan y provocan cabalgamientos siguiendo fallas inversas de bajo ángulo (mantos de corrimiento).
El gran aumento de peso causado por el empotramiento de ambos continentes provoca un hundimiento isostático y la aparición de una raíz litosférica de grandes dimensiones bajo el orógeno. La colisión va a ir prosiguiendo cada vez a menor velocidad hasta que llegue un momento, tras decenas de millones de años, en que se detenga por completo. Mientras tanto la cordillera irá aumentando de tamaño y altura.
9. Los fenómenos intraplaca
Además de en los límites divergentes, las plumas convectivas pueden ascender a zonas del interior de las placas litosféricas, formando lo que se denominan puntos calientes (Hot spots).
Estos materiales del manto a alta temperatura pueden fundir los materiales de la placa, por lo que se generan magmas. Dependiendo de la placa, pueden generar los fenómenos siguientes:
a) Dentro de placas oceánicas los magmas afloran a la superficie, debido a su escaso grosor. Este vulcanismo da origen a islas volcánicas (que pueden alinearse), guyots (montañas submarinas de cumbre plana) o atolones (arrecifes de coral de forma anular desarrollados en torno a un volcán inactivo que se hunde). Islas de la Polinesia, Hawaii, Islas Canarias.
Las placas tectónicas, y la distribución de continentes y océanos ha cambiado a lo largo del tiempo. Tuzo Wilson propuso una explicación que explica, de forma ordenada e idealizada, el proceso de apertura y cierre de un océano, resumiendo lo que ocurre en los bordes constructivos y destructivos de las placas tectónicas.
Las fases del ciclo de Wilson son:
a) Etapa de Rift continental. En un cratón estable (continente), un punto caliente (p. ej. Yellowstone) provoca el calentamiento, estiramiento y adelgazamiento de la litosfera (domo térmico) hasta que se rompe formando series de fallas normales. Se divide el continente y se crea un nuevo borde de placa divergente. Por ejemplo, el Valle del Rift africano.
b) Etapa de oceáno joven y estrecho o de Mar Rojo. El continente se ha dividido, se separan los dos bloques y se genera nueva litosfera oceánica (magmas basálticos). La dorsal oceánica es un borde constructivo. Los continentes quedan separados por una pequeña cuenca oceánica, como el Mar Rojo (separa África y la península Arábiga).
c) Etapa de océano tipo Atlántico. Los continentes siguen separándose y la cuenca oceánica se hace cada vez más ancha, con una dorsal bien desarrollada, como en el océano Atlántico.
d) Etapa de océano tipo Pacífico. Cuando la cuenca oceánica ya ha crecido bastante y es antigua, los bordes que están en contacto con los continentes se enfrían y se hacen más densos, formándose una zona de subducción en la que se genera un nuevo borde convergente en el que se destruye la litosfera oceánica. Ejemplo, el océano Pacífico, donde se crean arcos de islas volcánicas y orogenias de tipo Andino (pericontinental).
e) Etapa de colisión continental; Cuando la mayor parte de la litosfera oceánica ha subducido y los dos continentes están a punto de colisionar se produce la obducción, hasta que se genera un único continente y se forma una cordillera intercontinental. Un orógeno de colisión o alpino de este tipo se da, por ejemplo, en el Himalaya.
Las ideas más aceptadas por la comunidad científica sobre los procesos que impulsan el movimiento de las placas litosféricas sobre el manto sublitosférico tienen que ver con la gravedad y las corrientes convectivas generadas por la energía geotérmica, a través de los siguientes mecanismos:
a) El efecto gravitacional de las placas litosféricas en las zonas de subducción al introducirse en el manto.
b) El deslizamiento gravitacional de las placas oceánicas desde la dorsal, más elevada, hacia las fosas oceánicas, situadas en zonas más bajas.
c) Las corrientes convectivas del manto, que se producen como consecuencia de la energía geotérmica. Estas corrientes serían la causa del ascenso de materiales más calientes desde las zonas más profundas, del manto hacia zonas más superficiales. Estas plumas convectivas se generan en la astenosfera. De la misma forma, los materiales más fríos de la litosfera que subduce descienden hacia el interior de la Tierra.
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