TEMA 3: TECTÓ ICA DE PLACAS

Transcripción

1 TEMA 3: TECTÓ ICA DE PLACAS ANTECEDENTES: Wegener formuló su hipótesis de la deriva de los continentes. La idea del movimiento de los continentes no fue aceptada por la gran mayoría de los científicos hasta los años 60, en los que la teoría resurgió gracias a científicos como Hess, Dietz, Vine y Matthews. La teoría de la Tectónica de Placas se desarrolló rápidamente a partir de las observaciones que se realizaron durante la exploración del fondo de los mares. DERIVA CONTINENTAL: Wegener sugirió que los continentes de la Tierra formaron antiguamente un solo supercontinente, que llamó Pangea, rodeado de un único mar llamado Panthalasa. Las observaciones que fundamentaron la hipótesis de la deriva continental fueron: 1. Acoplamiento de los continentes: gran semejanza de las costas de continentes separados por un océano. 2. Correspondencia de cadenas montañosas antiguas. 3. Distribución de fósiles: como por ejemplo la distribución del dinosaurio Mesosaurus, que vivió en ambientes de agua dulce, o del helecho fósil Glossopteris. Wegener creyó que la distribución de estos organismos podría haberse realizado en el supercontinente de Pangea antes de su ruptura. 4. Paleoclimatología: el estudio de los climas del pasado es una prueba del movimiento de los continentes. Rocas formadas hace 300 millones de años en la India, Australia, América del Sur y África lo hicieron durante una glaciación continental. Las rocas encontradas muestran restos de morrenas glaciares y estrías producidas por el roce de las rocas que arrastraba el glaciar. Podría explicarse dicha glaciación si los continentes se colocan unidos y cerca del polo sur. Las evidencias de Wegener, aunque convincentes desde nuestro punto de vista actual, fueron ignoradas porque no encontró un mecanismo que explicara el movimiento de los continentes. EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO. Entre los años 1950 y 1960 las prospecciones oceanográficas, y los datos geofísicos y sismológicos, permitieron formulas la hipótesis de la expansión del fondo oceánico, según la cual el magma ascendente en las dorsales forma nueva corteza oceánica, y la vieja corteza es destruida en las zonas de subducción que se encuentran en las fosas. Pruebas: Morfología del fondo oceánico: Márgenes continentales: zona de transición continente-océano. Márgenes continentales pasivos: prácticamente sin terremotos ni actividad volcánica. Presentan estas zonas: 1

2 Plataforma continental: zona poco profunda (0-200m), suavemente inclinada y cubierta de sedimentos procedentes de la erosión continental y de restos de organismos marinos. Esta constituida por litosfera continental, por lo que es una parte del continente cubierta por el mar. Talud continental: pendiente muy abrupta, que marca el auténtico límite entre continente y océano. Glacis continental: zona de sedimentación, débilmente inclinada, al pie del talud. Márgenes continentales activos: con frecuentes terremotos y volcanes, como ocurre alrededor del Pacífico. La plataforma continental es inexistente, y el talud está sustituido por depresiones estrechas y alargadas, denominadas fosas oceánicas, con profundidades de más de metros. A pesar del volcanismo, los científicos apreciaron que el flujo de calor es relativamente bajo a lo largo de las fosas. Fondos de las cuencas oceánicas: se extienden desde los márgenes continentales hasta las dorsales, con una profundidad de más de 4 Km. Están constituidos por regiones llanas (llanuras abisales) y picos volcánicos aislados (montes submarinos); si éstos llegan a emerger dan lugar a islas volcánicas. Dorsales centro-oceánicas: son grandes cordilleras submarinas, de 300 a 2500 Km. de anchura, alturas de hasta 4 km y miles de km de longitud. Están formadas por rocas volcánicas que, en su parte central, presentan una profunda fosa llamada eje de la dorsal o Rift. Las dorsales no constituyen una línea continua, sino que tiene numerosos segmentos separados por fracturas denominadas fallas de transformación. El flujo geotérmico es alto, con fuerte actividad volcánica (ejemplo Islandia). Paleomagnetismo Los minerales de las rocas quedan magnetizados con las características del campo magnético que existía en el momento de su formación. Estos minerales se asemejan a brújulas fósiles, que guardan la dirección e inclinación del campo (se conoce como paleomagnetismo o magnetismo remanente). Las rocas pueden ser estudiadas y nos proporcionan datos que permiten situar la roca en el lugar de su formación, aunque hayan pasado cientos de millones de años. Los estudios de las rocas ígneas continentales revelaron que a lo largo de la historia del planeta el campo magnético ha cambiado de polaridad (los polos magnéticos norte y sur han intercambiado posiciones) con intervalos irregulares. El campo magnético tiene una polaridad normal cuando el Polo Norte magnético y el Polo Norte geográfico están próximos, y en caso contrario se denomina polaridad inversa. En el fondo oceánico, las rocas muestran polaridades simétricas a la dorsal. Estos datos se interpretaron como que la nueva corteza, cuando se formó a lo largo de las dorsales oceánicas, fue dividida por la mitad y cada pedazo se alejó en direcciones opuestas al centro de la dorsal. 2

3 La edad del fondo oceánico Las edades de las rocas ígneas pueden determinarse mediante datación radiactiva. El fondo de los océanos es muy joven en la zona de las dorsales, y viejo junto a los continentes. La edad de la corteza oceánica aumenta, simétricamente, a medida que nos alejamos de la dorsal. Esto significa que la Tierra tiene una corteza que se recicla constantemente, creándose en las dorsales y destruyéndose en algún lugar. La presencia de la corteza más vieja en la zona de las fosas se ha interpretado como que las fosas son el lugar donde la corteza es destruida. Hipótesis de la expansión del fondo oceánico Hess y Dietz interpretaron que el fondo de los océanos se expande a partir de las dorsales y se mueve hacia las fosas. Vine y Matthews, gracias al estudio de las inversiones de polaridad en los fondos marinos, confirmaron la hipótesis. La hipótesis de expansión del fondo oceánico nos dice que el fondo oceánico es creado en las dorsales y que la litosfera oceánica se mueve hacia fuera, a partir del centro de éstas, creando una grieta que es rellenada por nuevos materiales procedentes del manto que ascienden desde las profundidades. Esta hipótesis implica que las cuencas oceánicas (y, por lo tanto, la Tierra) aumentarán de tamaño a menos que un mecanismo adicional pueda encontrarse para compensar la creación de nueva litosfera oceánica. Ese mecanismo consiste en la destrucción de la vieja litosfera oceánica en las fosas oceánicas. Cuando el concepto de expansión del suelo oceánico se unió con la idea de Wegener de la deriva continental, nació la teoría de la Tectónica de Placas. TECTÓNICA DE PLACAS Esta teoría puede resumirse en los siguientes puntos: La litosfera no es una capa continua, sino que está dividida en bloques de diferentes dimensiones, denominados placas litosféricas o placas tectónicas. Las placas litosféricas se disponen como losas de un pavimento, descansando sobre la astenósfera, cuya plasticidad permite que las placas se desplacen sobre ella. Como consecuencia del movimiento, se producen rozamientos y choques en los bordes de las placas, que por ello son zonas muy inestables, es decir, de gran actividad sísmica y volcánica. Por el contrario, el interior de las placas es más estable. Los límites de las placas pueden producirse a lo largo de los márgenes continentales (márgenes activos), que se caracterizan por volcanismo y terremotos. Pruebas: 1. La distribución geográfica de volcanes y terremotos. Las zonas de volcanismo activo coinciden con las de sismicidad reciente, y se corresponden con la localización de cordilleras de plegamiento jóvenes y con grandes líneas de fractura. Hay tres grandes zonas inestables del planeta: el círculo circumpacífico o cinturón de fuego y la franja mediterráneo-asiática, que se corresponden con zonas de subducción, y las dorsales oceánicas. 3

4 2. La expansión del fondo oceánico. 3. La medida del movimiento de las placas: las velocidades fueron calculadas dividiendo la distancia (en cm) entre la edad (años). Los cálculos también se comparan con las velocidades calculadas utilizando la edad de las islas volcánicas formadas sobre un punto caliente o pluma del manto, y actualmente se calcula por medio de tecnología de satélite. La velocidad del movimiento de las placas varía entre 1 y 2 cm al año en el Atlántico Norte, y hasta 15 cm al año en el Este del Pacífico. Límites de placas: a. Límites constructivos o divergentes: se dan a lo largo de las dorsales oceánicas, donde las placas se separan y se genera litosfera oceánica a partir de los materiales que ascienden desde la astenósfera. Bajo las dorsales tiene lugar el ascenso de materiales peridotíticos del manto (que forma la astenósfera). Parte de estos materiales se extiende sobre el fondo marino, debido a las erupciones, donde se enfría, solidifica y se agrega a la cima preexistente. El resto se enfría y solidifica lentamente por debajo de la superficie, dando origen a la mayor parte de la nueva corteza oceánica. Sobre la corteza recién formada se ha podido comprobar que no hay sedimentos, lo que constituye una prueba de que se ha formado recientemente. El movimiento de separación de las placas produce la ruptura de las masas continentales, el nacimiento de una dorsal y el alejamiento de los bloques fracturados (deriva continental), con lo que entre ellos se crean nuevos océanos. La fragmentación de un continente se inicia cuando, bajo una masa de litosfera continental, se produce el ascenso de materiales calientes desde la astenósfera subyacente. El primer efecto es el abombamiento de la litosfera que se estira, se adelgaza y se fractura; así se forma una profunda fosa tectónica (que es una fosa de hundimiento) o rift continental (valle de rift o rift valley). Por el rift sale magma procedente de la astenósfera y, al solidificar, origina litosfera oceánica que se interpone entre los bloques fracturados y comienza a separarlos. Si continúa la separación, la fosa es invadida por el mar y el rift continental se va transformando en una dorsal oceánica; entre los bloques fracturados se instala un mar lineal y estrecho. Conforme prosigue la expansión del fondo oceánico, los dos continentes originados se alejan paulatinamente y sigue aumentando el océano entre ellos. b. Límites destructivos o convergentes: La litosfera oceánica creada en las dorsales a partir de los materiales procedentes de la astenósfera se destruye en las fosas oceánicas, donde las placas convergen, incorporándose los materiales nuevamente al interior. La colisión entre placas forma fosas oceánicas, y la placa más densa se dobla y se hunde bajo la otra, proceso denominado subducción. Sólo puede subducir litosfera oceánica, que va alcanzando cada vez mayores profundidades y sus materiales se ablandan, incorporándose a la 4

5 astenósfera. A causa del intenso rozamiento entre las placas, las zonas de subducción presentan gran actividad sísmica y volcánica, pero con características distintas que en las dorsales. La superficie teórica en la que se concentran los hipocentros o focos sísmicos se conoce como plano de Wadati-Benioff. Otra consecuencia del choque de placas es que en los márgenes continentales activos se forman (proceso de orogénesis) cadenas de montañas u orógenos, que son grandes masas de rocas sedimentarias deformadas, asociadas con rocas ígneas y metamórficas. Existen tres tipos de límites convergentes: 1. Placa oceánica convergiendo con placa oceánica: la más vieja de las dos desciende. La fusión de la placa que subduce origina magmas que alcanzan la placa situada encima, formando volcanes en superficie, que pueden dar lugar a islas. Las fosas quedan a menudo adyacentes a las cadenas de islas (arco de islas) formadas por magma de la placa subducida. 2. Placa oceánica convergiendo con placa continental: la placa oceánica descenderá en la zona de subducción. Ejemplo: Cordillera de los Andes. Los terremotos se concentran a lo largo de la zona de subducción. A este tipo de montañas se le llama orógeno de borde continental o de tipo andino, o también cordillera perioceánica. 3. Placa continental convergiendo con placa continental: si bajo el borde continental de una placa, subduce una placa mixta, llegará a consumir toda la litosfera oceánica que separaba los dos bloques continentales. Como la litosfera continental tiene relativamente poca densidad y no puede subducir, los dos continentes chocan, se interpenetran y forman una masa continental única, cerrándose el océano que había entre ellos. Esto pliega y deforma los materiales sedimentarios interpuestos entre ambos continentes que, junto con las rocas magmáticas y metamórficas originadas en el proceso dan lugar a una cordillera montañosa, conocida como orógeno de colisión de tipo himalayo, o también cordillera intercontinental. Ejemplo: Himalaya. c. Límites transformantes o pasivos: unen zonas de límites convergentes y/o divergentes, y la mayoría dividen las dorsales mediante fallas conocidas como fallas transformantes. Las placas en ambos lados de un límite pasivo se deslizan unas con relación a otras sin que ninguna sea consumida o se abra un hueco entre las placas. Ejemplo: la falla de San Andrés. A lo largo de las fallas transformantes puede haber importante actividad sísmica y magmática. Causas del movimiento de las placas: La Tierra conserva calor desde su formación, y también lo genera por procesos radiactivos. El calor no está uniformemente distribuido en el interior, y ésta podría ser la causa del movimiento de las placas. La diferencia de calor entre las partes externas e internas del planeta provocaría un movimiento plástico de los materiales del manto (corrientes de convección), que podrían ser responsables, al menos en parte, del movimiento de las placas. Las masas calientes se moverían hacia arriba y las frías hacia abajo. 5

6 En las dorsales habría un movimiento ascendente de materiales calientes y en las fosas habría un descenso de materiales fríos, hasta zonas muy profundas en el manto. Circulación convectiva a dos niveles: habría una célula convectiva hasta la zona de transición del manto, a unos 700 Km. de profundidad, y otro desde ese punto hasta el núcleo. Circulación convectiva a un solo nivel: incluiría todo el manto. Modelo mixto: por una parte habría células de convección independientes en el manto inferior y el manto superior, y por otra macrocélulas de convección capaces de traspasar intermitentemente la frontera de los 700 Km. Los penachos o plumas: en la dinámica del manto tal como se modelizar hoy en día y donde las dorsales oceánicas no están sistemáticamente situadas sobre la parte ascendente de las células convectivas, los llamados penachos o plumas son muy importantes. En superficie se manifiestan como puntos calientes, regiones de extensión limitada donde la actividad volcánica es intensa. Los punto calientes se sitúan en posición interplaca, como en las dorsales oceánicas (Islandia) o de Rift (Afar), o en posición intraplaca (Hawai, Yellowstone). El proceso convectivo podría ser ayudado por otros; por ejemplo: El frente de la placa que subduce al introducirse en el manto, debido a su peso, podría tirar algo del resto de la placa. Por deslizamiento gravitacional, ya que las dorsales están a mayor altura que las fosas. El empuje del magma en el centro de la dorsal, también podría contribuir al movimiento de las placas. EL CICLO DEL WILSON 1. El ciclo puede comenzar con la rotura de un supercontinente. El calor interno de la Tierra produce un abombamiento, que genera fuerzas tensionales que forman fallas normales (fallas producidas por el hundimiento de bloques de la corteza). Se empiezan a separar los bloques situados a ambos lados del abombamiento. Morfológicamente se forma una fosa tectónica (también se llama a estas zonas rifts continentales). 2. Si continúa la separación, se produce la formación de corteza oceánica que al ser más densa hace que se hunda la parte central. Se forma un mar muy estrecho y sin circulación de agua en las zonas profundas. Ejemplo: Mar Rojo. 3. Si continúa la separación, se puede formar un océano. El enfriamiento de la litosfera oceánica (se vuelve frágil) y la acumulación de sedimentos (que la deforma y curva) en uno de los límites situados entre la corteza continental y oceánica, provoca la ruptura. A continuación se produce el hundimiento de la litosfera oceánica debajo del continente debido a su mayor densidad. La expansión se detiene, el océano comienza a cerrarse. Se genera de esta forma una zona de subducción con su correspondiente fosa. 4. El proceso de cierre continúa, la cuenca marina se va haciendo más estrecha. 5. Si el proceso sigue, los continentes pueden terminar chocando y formando un nuevo supercontinente con un orógeno de colisión. 6