TECTÓNICA DE PLACAS.

Transcripción

1 TECTÓNICA DE PLACAS. Para poder estudiar esta teoría es necesario conocer 2 conceptos básicos: Qué son la Litosfera y la Astenosfera? La LITOSFERA, capa formada por la corteza y la parte superficial del manto, hasta la Astenosfera. Su espesor se evalúa en unos 75 Km por término medio. Bajo la Litosfera se encuentra una capa más plástica, fundida en parte, que se ha denominado ASTENOSFERA (del griego "asthenos" = blanda). Al encontrarse a una temperatura de 1400º C. los materiales que no están fundidos, se encuentran muy cerca del punto de fusión y presentan propiedades características. El límite inferior de la astenosfera es muy impreciso, pero se sitúa entre 200 y 300 Km de profundidad. La Tectónica de placas supone que la litosfera es frágil (a causa de su rigidez). Ante las tensiones producidas por el ascenso del material caliente proveniente de la astenosfera, se encuentra dividida en fragmentos, denominados PLACAS LITOSFÉRICAS, que encajan entre sí como las piezas de un gigantesco "puzzle". Hasta ahora se han deducido 12 placas litosféricas. 1) LOCALIZACIÓN DE LAS PLACAS LITOSFÉRICAS Y SUS LÍMITES. Estas placas litosféricas se encuentran en íntimo contacto unas con otras. Cuando los contactos entre las placas son activos pueden presentarse 3 situaciones: LÍMITES DE EXPANSIÓN. LÍMITES DE FRICCIÓN. LÍMITES DE COLISIÓN. 2) LÍMITES DE EXPANSIÓN: BORDES CONSTRUCTIVOS. Fue HESS el primero que publicó la idea de que el suelo del Atlántico se forma en la Cordillera Central Atlántica, también llamada DORSAL OCEÁNICA ATLÁNTICA. ORIGEN y EVOLUCIÓN de estas zonas.- Hay zonas en el interior de la Tierra, donde a nivel de la Astenosfera, hay corrientes ascendentes de material fundido. Cuando una de estas corriente ascendente tropieza con la Litosfera, en principio, la empuja hacia arriba; luego se divide en dos corrientes laterales de sentidos contrarios que tienden a separarse una de otra. La intensa presión ejercida por las corrientes de la Astenosfera contra la Litosfera hace que ésta termine por romperse, formándose 2 grietas principales. Entre estas dos grietas, el bloque central se hunde para formar un valle central. A través de las grietas fluye material de la Astenosfera, que cuando se enfría, pasa a formar parte de la Litosfera. Posteriormente, de nuevo la tensión de las corrientes de convección abrirá nuevas grietas y se repetirá el proceso. Poco a poco, hileras de bloques paralelos se alejan externamente desde su punto de partida. Así, por continuas inyecciones de roca fundida a través de estas grietas, la Litosfera se crea al mismo tiempo que se expande (expansión de la litosfera). De este modo, se va creando fondo oceánico al mismo tiempo que se separan los continentes. 1

2 ESTRUCTURA.- Allí donde hay uno de estos límites, en principio se abre un valle llamado RIFT CONTINENTAL, el cual está limitado por fallas. A medida que la zona central se hunde, se acumula en ella el agua de los rios, formando lagos de distinta magnitud. En la actualidad se presenta una de estas áreas en el extremo oriental de Africa, en una extenso valle llamado Rift Valley. En él se localizan los lagos Rodolfo, Alberto, Tanganika y Nyassa. Son frecuentes los fenómenos volcánicos (volcanes Kenya y Kilimanjaro). Si la zona progresa, los lagos terminan por unirse unos a otros formando un mar. Así se formó el Mar Rojo y el golfo de Adén. Si uno de estos límites sigue en expansión, el mar gana en anchura, al mismo tiempo que continua la actividad volcánica. Cada vez son más numerosos los conos volcánicos y éstos terminan formando parte de una cordillera. Una de estas zonas se encuentra en el centro del océano Atlántico y se conoce como DORSAL OCEÁNICA. Esta cordillera, que alcanza en algunos puntos, los 3000 m. sobre el fondo del océano, divide en 2 partes casi iguales al Atlántico de norte a sur. Su anchura es de unos 1000 kms.. La zona central de la cordillera (de unos 200 Km de anchura) está ocupada por una formación montañosa abrupta, con picos que sobrepasan los 1000 m. A lo largo de la zona montañosa central hay excavado un estrecho valle de unos 15 kms. de anchura, es el RIFT OCEÁNICO. Un tramo del valle central de la dorsal central Atlántica emerge en Islandia por encima del nivel del mar y recibe el nombre de GRABEN CENTRAL de ISLANDIA. En su interior se encuentran la mayoría de los volcanes activos islandeses. ACTIVIDAD GEOLÓGICA.- En estas zonas se producen muchos terremotos y por otra parte, se observa un flujo térmico anormalmente elevado. Estos fenómenos se pueden interpretar como sigue: Posiblemente, la topografía montañosa de estas cadenas centrales oceánicas ha sido producida por la rama ascendente de una corriente de convección del manto. La intensa presión ejercida por las corrientes ascendentes del material de la astenosfera es transmitida a las placas litosféricas y estas se separan por las grietas que las limitan. Estas grietas, se llenan con el material de la astenosfera, que en ocasiones sale al exterior formando volcanes. Cuando la lava de éstos se solidifica, la separación queda momentáneamente detenida. Posteriormente, de nuevo la tensión de las corrientes de convección abrirán la grieta, repitiéndose el proceso. La hipótesis de la expansión de los fondos oceánicos en su forma totalmente desarrollada postula la creación continua de litosfera oceánica en las dorsales medioceánicas; los materiales del manto alcanzan la corteza superior a través de los valles de rift de las dorsales. A medida que van abriéndose y llenándose nuevas zonas de fisura, el fondo oceánico se desplaza progresivamente hacia los lados de las dorsales medioceánicas activas. Las rocas volcánicas eyectadas continuamente en las dorsales oceánicas deben quedar magnetizadas por el campo magnético terrestre existente en el momento del enfriamiento de esas rocas volcánicas. Los valles de Rift son, de hecho, fisuras donde se forma nuevo fondo oceánico o por donde el continente se parte: valles de rift de Etiopía y Kenya o valles de rift del Mar Rojo y Golfo de Adén. Las lavas eyectadas por las dorsales son en realidad volcanes submarinos. En ocasiones se emite tanto lava que el acumulo supera el nivel del mar; en este caso se forma una isla (Azores). 2

3 3) LÍMITES DE FRICCIÓN ENTRE PLACAS: BORDES CONSERVATIVOS. Una dorsal oceánica no se presenta como una alineación continua, sino fracturada en segmentos, a veces de gran longitud, que son las FALLAS DE TRANSFORMACIÓN, las cuales son las zonas donde se producen los movimientos de los bloques de la corteza que forman la dorsal oceánica. Estas fallas se caracterizan por su movimiento predominantemente horizontal. En este caso, no se crea ni se destruye litosfera, pero se permite a las placas deslizarse unas con respecto a las otras. En España existe una falla de este tipo, la de las Azores, que va desde la dorsal oceánica del Atlántico hasta la zona del estrecho de Gibraltar. Casi la totalidad de las fallas activas de la Península se sitúa en el sur y sureste, y están relacionadas con el choque entre la placa africana y la europea. Almería, Granada y toda la región de la cordillera Bética son las regiones más activas geológica y sísmicamente. Hay fallas como la de Lorca, donde se han deformado rocas y materiales muy recientes; además, hay cierta actividad sísmica y se producen roturas y deformaciones en el suelo. La Falla de San Andrés en California es una gigantesca falla de transformación que separa la placa norteamericana de la Pacífica. La intensa actividad sísmica que caracteriza a esta falla se debe a que su movimiento no es continuo. Así, la energía se va acumulando, en forma de deformaciones elásticas, en las rocas cercanas a los bordes de fractura. Aunque los labios tienden a desplazarse, hay una resistencia a desplazarse, hay una resistencia por fricción y otros motivos. Pero en un determinado momento se vence esta resistencia, produciéndose un deslizamiento brusco que libera parte de la energía acumulada. La Falla de S. Andrés se encuentra en S. Francisco (EEUU). Es una importante fractura de la corteza terrestre que se extiende en línea recta, paralela a la costa, en una longitud de casi 1000 kms. Esta falla separa dos placas litosféricas: la placa norteamericana y la placa del Pacífico. 4) LÍMITES DONDE COLISIONAN PLACAS: BORDES DESTRUCTIVOS. ORIGEN y EVOLUCIÓN de estas zonas.- Mientras que en determinadas zonas se forma nueva Litosfera, en otras partes desaparece subduccida (arrastrada hacia abajo) dentro del manto. Esto ocurre en aquellos puntos de la Tierra, en los que a nivel de la Astenosfera existen corrientes descendentes de material fundido. Estas corrientes, tienden a aspirar a la Litosfera y a hundirla en la Astenosfera, lo que genera zonas deprimidas muy profundas: FOSAS OCEÁNICAS. LLega un momento, en que la tensión generada por la corriente de convección es tan grande, que la Litosfera se rompe, deslizándose un trozo con respecto al otro. Como los dos bloques están perfectamente encajados se hace difícil el movimiento, por ello siempre que este se consigue es de forma violenta y origina un temblor en toda el área. Tras ocurrir muchas veces este fenómeno, el resultado supone la introducción de una parte de la Litosfera por debajo de la otra y hacia la Astenosfera. Sólo pueden subducir áreas de litosfera oceánica. La litosfera continental es demasiado potente (gruesa) como para que pueda ser absorbida. Hay muchas clases de terremotos, sin embargo, hay un hecho perfectamente establecido y es que los focos sísmicos son superficiales cerca de la fosa oceánica y son cada vez más profundos a medida que nos alejamos de ella. Esquemáticamente parecen estar distribuidos en un plano inclinado unos 45º. Este hecho fue interpretado por el japonés Wadati y el norteamericano Benioff (trabajando por separado) del siguiente modo: este plano representa una superficie de deslizamiento en donde la placa litosférica se hunde bajo la otra 3

4 placa. El movimiento de descenso da lugar a terremotos que son una manifestación debida a las enormes fuerzas que allí entran en juego. Cada terremoto, es un pequeño desplazamiento de la placa litosférica en su hundimiento. La suma de estos movimientos parciales generadores de terremotos, producen el desplazamiento neto de la placa. Plano de Benioff.- Zona de fricción, entre dos placas, en la que se originan los terremotos. Poco a poco, al introducirse la Litosfera, ésta se va fundiendo. Como a medida que se hunde, la Litosfera se agrieta, a través de estas fracturas escapa parte de este material fundido originándose volcanes. El resto de la placa se introduce en la astenosfera pasando a formar parte de ella. En estas zonas la litosfera oceánica se destruye a través de un proceso denominado SUBDUCCIÓN. El término estructural es la FOSA OCEÁNICA (zona profunda) El término dinámico es el de ZONA DE SUBDUCCIÓN (zona destrucción litosfera) En este tipo de contacto podemos considerar tres modalidades según como sean las placas litosféricas que choquen. CASO 1: COLISIÓN DE DOS PLACAS OCEÁNICAS. (Colisión de la placa de Filipinas y la Pacífica). En este caso, un parte de la placa Pacífica es aspirada por la corriente descendente de la Astenosfera, en tanto que el fondo del océano se hunde produciendo una FOSA OCEÁNICA. Este proceso hace que los terremotos sean frecuentes. Al hundirse la placa litosférica oceánica se funde en parte dando lugar a magma. Una parte de éste, escapa a la superficie a través de las fracturas producidas por los terremotos. Estas salidas de magma originan los volcanes. Cómo estos volcanes se localizan en el mar y en ocasiones emiten grandes cantidades de lava, los cráteres sobresalen por encima del nivel del mar y se originan islas volcánicas. En estas zonas es frecuente encontrar grupos de islas volcánicas, llamadas ARCOS-ISLAS (hileras de islas volcánicas curvadas porque se forman sobre la superficie curvada de la Tierra, de forma similar a cuando se presiona con el pulgar una pelota de ping-pong y se forma un pliega en forma de arco). Ejemplos de tales ARCOS DE ISLAS son las Islas Aleutianas, Japonesas, Filipinas, Marianas, Kuriles y Cicladas. CASO 2: COLISIÓN DE UNA PLACA OCEÁNICA CON UNA PLACA CONTINENTAL. (Colisión Placa de Nazca y Placa Sudamericana). Cuando se acerca la parte oceánica de una placa contra una continental, la oceánica se hunde por ser menos potente, dando lugar también a una ZONA DE SUBDUCCIÓN. El arrastre de este material que se hunde produce la depresión topográfica que constituye la FOSA OCEÁNICA. La fricción entre el material que se hunde y los circundantes produce calor, que eleva la temperatura, tanto de la zona de Benioff como la del manto adyacente, causando de este modo posteriores fusiones y movimientos de líquidos, algunos de los cuales alcanzan la superficie formando los volcanes (por ejemplo, el Nevado del Ruiz). 4

5 CASO 3: COLISIÓN DE DOS PLACAS CONTINENTALES. (Colisión de la Placa Indica contra la Euroasiática). Este proceso de denomina OBDUCCIÓN y trae consigo la formación de cadenas montañosas, por plegamiento de los materiales sedimentarios depositados previamente entre ambas placas, acompañado de una intensa actividad sísmica y volcánica. (Antes de que los dos continentes colisionen entre sí, se acumulan sedimentos en las fosas oceánicas, luego son comprimidos por los continentes y surgen las cadenas montañosas). Un ejemplo reciente lo tenemos en la orogenia alpina (Era terciaria), en la que la placa africana colisionó con la euroasiática formando cordilleras como los Alpes, Apeninos. También cuando la India chocó contra China formando el Himalaya. En la actualidad, en el sur de Portugal, la placa africana está ejerciendo presión contra la placa euroasiática. En esta zona, el fondo del Mediterráneo está en un proceso de reducción debido a las intensas presiones generadas por la colisión de los dos continentes. En Chipre hay numerosas evidencias del levantamiento de los fondos del Mediterráneo Oriental como consecuencia de la presión entre placas. Puede decirse que Chipre es potencialmente otra gran cadena alpina, que alcanzará su pleno desarrollo coincidiendo con el estrangulamiento definitivo del Mediterráneo por las placas africana y euroasiática. 5) LA FORMACIÓN DE LAS MONTAÑAS: OROGÉNESIS. La primera pregunta que nos hacíamos al empezar el tema, se refería al origen de las montañas. Pues bien, vamos a responder ahora a esa pregunta, según lo hace la teoría de la Tectónicas Global. Las montañas se forman por diversos procesos: Se forman montañas en las zonas de expansión de la litosfera (dorsales oceánicas). Aquí, sumergidas casi totalmente en los océanos aparecen largas cadenas montañosas de origen volcánico. Otras veces, las montañas se forman en la zonas de subducción, en concreto a partir de las fosas oceánicas. Las cordilleras montañosas más accesibles a nosotros (la continentales) se forman en unas zonas conocidas como ORÓGENOS que coinciden con las fosas oceánicas. Estas zonas, en un principio son profundas depresiones, donde a lo largo de miles y miles de años se van acumulando fragmentos rocosos producidos por la erosión en el continente y que son transportados hasta allí por las corrientes de aire o de agua Las características de estos fragmentos rocosos varían de unas épocas a otras según cuales sean los agentes geológicos que los han producido en el continente y de las fuerzas que los han arrastrado hasta allí. En ocasiones se acumulan partículas muy pequeñas; de pronto llegan hasta allí otras mayores. Poco a poco se observa una disposición del material en capas: unas constituidas por material más pequeño, otras de material más grande, etc. Estas capas se llaman ESTRATOS. Estas regiones pueden acumular grandes espesores de sedimentos debido a que están en un proceso de hundimiento continuo (se localizan en las zonas de subducción). 5

6 LLega un momento que todos estos estratos empiezan a plegarse, se van elevando en altura, sobresalen por encima del nivel del mar y por último constituyen una cadena montañosa. El nombre de geosinclinal se utiliza en Geología desde 1859 para denominar regiones con gran espesor de sedimentos. Estas regiones corresponden a zonas alargadas situadas en los bordes de los continentes y sometidas a procesos de subsidencia o hundimiento, por lo cual aumenta su capacidad de deposito. Por lo tanto, los geosinclinales se encuentran en las zonas de subducción y son las FOSAS OCEÁNICAS. Los sedimentos acumulados en estas cuencas se transforman en rocas y sufren compresiones formando montañas que emergen. Cuando esto ocurre el geosinclinal deja de acumular sedimentos. La elevación final de la nueva cordillera se produce por isostasia. FORMACIÓN DE CORDILLERAS PERIOCEÁNICAS (Andes).- Se originan por la convergencia de una placa oceánica con una placa litosférica continental. En el choque, la placa oceánica subduce bajo la continental y se forma una fosa oceánica paralela al borde continental. La erosión del continente produce diversos materiales que son transportados por los agentes geológicos externos. Estos sedimentos son comprimidos y se pliegan y fracturan, elevándose lentamente. La placa que subduce fricciona contra la placa continental, lo que genera un aumento de temperatura suficiente para fundir parte de los sedimentos arrastrados junto con la placa descendente. El resultado es la génesis de magmas que producen el vulcanismo típico de este tipo de orogenia. El choque y subducción de la placa oceánica contra la continental hace que aquella se comprima, plegando los sedimentos depositados en la fosa (orogeno = geosinclinal). En un primer momento emergen algunos pliegues formando un arco de islas paralelo a la costa. A estas pueden añadirse otras de origen volcánico. Al proseguir la compresión los sedimentos continúan plegándose, hasta formar una cordillera litoral adosada al continente. Finalmente, cuando la acción de compresión por convergencia va disminuyendo (por la inactividad progresiva de la dorsal que generaba la litosfera oceánica), se produce un levantamiento isostático de todo el orógeno, que emerge sobre las aguas, hasta adosarse al continente en forma de cordillera perioceánica. FORMACIÓN DE CORDILLERAS INTERCONTINENTALES (Himalaya).- Debido a la subducción en el margen oceánico de una placa mixta, ésta se va reduciendo, y con ello los continentes se aproximan entre sí. El avance del margen continúa hasta formarse un océano intermedio. En este océano intermedio se forma un orógeno, por los aportes de los sedimentos procedentes de los continentes. Cuando el océano intermedio está a punto de cerrarse, la compresión pliega los sedimentos, formándose un arco insular y con el tiempo una cordillera litoral (como sucede actualmente frente a la costa de Grecia). Finalmente, desaparece totalmente el mar intermedio y se produce el choque de los dos continentes, con el plegamiento total de los sedimentos de la fosa. FORMACIÓN DE CORDILLERAS INTRACONTINENTALES (Urales, Cordillera Ibérica).- En un primer momento, se produce un proceso de distensión en el interior de una placa continental. En esta zona se acumulan sedimentos, aunque no serán muy abundantes debido a que la cuenca sedimentaria no subduce como en los otros casos. Posteriormente, los bloques se acercan comprimiendo los sedimentos que serán 6

7 plegados. Se generan así cordilleras poco elevadas y con plegamientos suaves, sin apenas magmatismo. FORMACIÓN DE MONTAÑAS INTRAOCEÁNICAS (Antillas).- Cuando convergen dos bordes oceánicos, uno de ellos subduce bajo el otro, originando una fosa. En ella se pueden acumular sedimentos, aunque no en gran cantidad, debido a la lejanía de los continentes. El vulcanismo, es el proceso fundamental que forma este tipo de montañas, que suelen aparecer agrupadas sobresaliendo en el océano, formando lo que se conoce como ARCOS INSULARES. 7

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