INTERPRETACIÓN GLOBAL DE LOS FENÓMENOS GEOLÓGICOS EN EL MARCO DE LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS.

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1 INTERPRETACIÓN GLOBAL DE LOS FENÓMENOS GEOLÓGICOS EN EL MARCO DE LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS. 1. INTRODUCCIÓN LOS BORDES DE LAS PLACAS LITOSFÉRICAS MÁRGENES CONTINENTALES MARGEN CONTINENTAL PASIVO MARGEN CONTINENTAL ACTIVO LAS DORSALES OCEÁNICAS LAS FALLAS TRANSFORMANTES ZONAS DE SUBDUCCIÓN DEFORMACIONES TECTÓNICAS: PLIEGUES Y FALLAS FACTORES DE DEFORMACIÓN PLIEGUES FALLAS BIBLIOGRAFÍA..14 1

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3 1. INTRODUCCIÓN. Desde la Antigüedad, el hombre ha tratado de interpretar los fenómenos de la Naturaleza, a menudo explicándolos sobre la base de fuerzas misteriosas y ocultas. Sin embargo los nuevos descubrimientos, los avances tecnológicos y la propia evolución del pensamiento humano fueron capaces de ir dando explicaciones más objetivas a muchos de estos fenómenos. En el caso de los fenómenos geológicos, hay que añadir a la curiosidad innata del hombre la indudable repercusión social de muchos de ellos, como el vulcanismo o los terremotos. Además, el origen de las altas montañas que se descubrían paulatinamente en muchos lugares del planeta, fue una de las cuestiones que más interés despertó en los naturalistas de los siglos XIX y XX, y que desencadenaron una gran cantidad de propuestas acerca de los desconocidos procesos que eran capaces de originar estas enormes formaciones montañosas. A lo largo de la historia se fueron sucediendo distintas teorías orogénicas hasta que, por fin, en las últimas décadas, y en el marco de la Tectónica de Placas, se establecieron los modelos fundamentales que pueden explicar muchos de los fenómenos geológicos dentro de un concepto de tectónica global. La geodinámica interna de las capas superficiales del planeta (Litosfera y Astenosfera) se manifiesta mediante una serie de fenómenos y de estructuras geológicas características, que generalmente verán su explicación en los procesos que tienen lugar en los bordes de las placas litosféricas. De hecho, la representación de las cadenas montañosas, de las dorsales oceánicas, de las áreas sísmicas y volcánicas, de los arcos de islas y fosas oceánicas sobre un mapa terrestre, dibujaría con claridad los bordes hoy conocidos de las placas litosféricas. Entre los fenómenos geodinámicos y estructuras geológicas que requieren una explicación por parte de la Tectónica global, se pueden destacar: Cadenas montañosas. Dorsales oceánicas y rifts. Seísmos. Volcanes y zonas de elevado flujo geotérmico. 3

4 Alineaciones de islas en forma de arcos. Fosas oceánicas. 2. LOS BORDES DE LAS PLACAS LITOSFÉRICAS. La mayoría de los límites entre las placas litosféricas se encuentran bajo el mar o en la zona de contacto entre continentes y océanos. Solamente algunos límites se encuentran plenamente en áreas continentales, y éstos son complejos, por lo que ha habido que recurrir a interpretar los procesos que tienen lugar en los límites submarinos para poder comprender los límites de placas que se encuentran en los continentes. De modo general, podemos establecer una clasificación de bordes de placas en 3 tipos: constructivos: son bordes considerados activos y que coinciden con las dorsales oceánicas, en las que se crea litosfera; destructivos: son también bordes activos y se encuentran en las denominadas zonas de subducción, donde se destruye litosfera; pasivos: son bordes de baja sismicidad y, aunque no son estrictamente pasivos, en ellos no se crea ni se destruye litosfera. Vamos a adentrarnos en el estudio de los procesos de formación y destrucción de litosfera, básicamente oceánica, en los bordes activos de placas, tanto constructivos como destructivos. En lo que respecta a la Litosfera continental, puede considerarse que permanece más o menos constante en volumen, ya que si bien la erosión desgasta los continentes, los sedimentos acumulados en el margen continental son plegados e incorporados a la Litosfera continental cuando se forma una nueva cordillera. En ocasiones, en este proceso se conservan fragmentos metamorfizados de litosfera oceánica en las cordilleras recientes, como los denominados complejos ofiolíticos, en los Alpes, Pirineos, Sistemas Béticos. También se han descrito estos complejos en orógenos pre-alpinos, como en el Macizo Gallego, lo que induce a pensar que este mecanismo se ha dado, además, en orogenias anteriores. 4

5 3. MÁRGENES CONTINENTALES. Dentro de los márgenes continentales distinguimos dos tipos: Margen continental pasivo Margen continental activo. 3.1 Margen continental pasivo. Desde el punto de vista geológico, el litoral no constituye la verdadera frontera entre continente y océano. Morfológicamente, en los márgenes continentales pasivos se puede reconocer una plataforma continental y un talud continental, seguido de los fondos oceánicos. Como verdadero margen continental se considera el talud continental. En este tipo de margen no hay manifestaciones geológicas que permitan deducir la existencia de una tectónica activa. Este es el caso de la mayor parte de los márgenes del Atlántico. El vulcanismo en zonas de intraplaca se debe a la existencia de puntos calientes, que consisten en plumas del manto que ascienden hacia la superficie. Así, y mediante fracturas, se explica el origen de las islas Hawai y las Canarias. El origen de los márgenes continentales estables comienza con la distensión cortical en los denominados rifts continentales, que son relieves de la superficie terrestre donde se observa un elevado flujo térmico. Un ejemplo actual está en el África Oriental (Kenia, Tanzania). Para explicar los procesos de apertura y formación de un rift continental existen dos modelos, el modelo térmico y el modelo tectónico. El modelo térmico: el elevado flujo térmico originado por la intumescencia del manto produce la disminución de la densidad litosférica y un levantamiento regional. Posterior o simultáneamente se da el hundimiento de la parte más elevada del domo por enfriamiento y densificación de la corteza, dando la clásica fosa tectónica que divide el rift en dos partes iguales. Al final el rift comienza a ser una zona de apertura oceánica y empieza a formarse litosfera oceánica. El mar lo invade definitivamente.este modelo explica la sismicidad débil pero constante y superficial, el adelgazamiento de la corteza continental y el ascenso de la discontinuidad de Moho y las anomalías positivas de Bouguer de las fosas de los rifts. 5

6 El modelo tectónico: considera procesos de carácter tectónico para la distensión cortical, sin tener en cuenta las anomalías térmicas. Propone un estiramiento de la corteza por distensión, lo cual puede ser originado por una colisión. Se argumenta por la ausencia de masas de gabros en algunos márgenes actuales. Actualmente se cree que ambos procesos están implicados en la distensión cortical, distinguiéndose cuatro etapas sucesivas en la evolución de los márgenes continentales estables por progresiva abertura oceánica: estadio de rift continental, estadio de Mar Rojo, estadio de océano estrecho y estadio de océano Atlántico Margen continental activo. Al final de la evolución de un margen estable, la litosfera neoformada más antigua y alejada del eje central de creación litosférica, está completamente enfriada, elevándose su densidad. La mayor densidad frente a la de la Astenosfera subyacente provoca que tenga una tendencia a hundirse en el manto astenosférico. Así se llega a una etapa de subducción y convergencia litosférica. La convergencia provoca la superposición de una placa cabalgante y otra buzante, que se hunde en la Astenosfera. Este tipo de margen se caracteriza por una fuerte sismicidad y actividad volcánica. Tales márgenes, a menudo bordeados de fosas tectónicas profundas, se encuentran bien representados en América del Sur, al este del Pacífico. Hay otro fenómeno que puede darse en un margen continental activo, que en la actualidad no se produce pero se conocen ejemplos en el pasado y se denomina obducción. Consiste en el cabalgamiento de litosfera oceánica sobre la continental. Esto implica la colocación de mantos ofiolíticos sobre la corteza continental. Un ejemplo pretérito son las ofiolitas del campo de Omán, en el SE de la península de Arabia. 4. LAS DORSALES TECTÓNICAS. Las dorsales oceánicas son verdaderas cordilleras submarinas que se caracterizan por poseer una hendidura o fosa central que recibe el nombre de rift centro-oceánico, a diferencia de los rifts continentales. 6

7 Por las dorsales asciende el magma de la Astenosfera, incorporándose a la Litosfera en forma de lavas volcánicas, provocando la separación de los bloques fallados a ambos lados de la fosa. Se denominan márgenes litosféricos constructivos, ya que en ellos se crea nueva litosfera oceánica. Suelen situarse en la posición media de los océanos, por lo que se les llama dorsales mesoceánicas. Se extienden a lo largo de más de km. En otros casos, como en la dorsal del océano Pacífico, se encuentra más cerca de América que de Asia. La anchura de la dorsal puede alcanzar 2000 m, su altura media 2500 m, y la fosa puede tener una profundidad de hasta 5000 km. Las dorsales oceánicas se originan a partir de zonas cuyo flujo de calor o gradiente geotérmico es elevado (puntos calientes). En estas zonas, la litosfera se adelgaza por la elevación de temperatura y la Astenosfera sube. Los bloques centrales se hunden formando una fosa o valle central denominado frecuentemente rift oceánico por su similitud con los rifts continentales. Las denominamos activas porque en ellas se evidencia una sismicidad somera y de magnitud moderada, que indica distensión cortical, e implica que la zona está sometida a estiramiento. En las dorsales se detecta una anomalía gravimétrica de Bouguer positiva. En las dorsales ocurre más del 80% del magmatismo total del planeta, creándose Litosfera oceánica. La roca principal es el basalto toleolítico y alcalino. La actividad volcánica es de tipo fisural, es decir, la intensa fracturación favorece el ascenso más rápido del magma. Las coladas basálticas fluyen por la dorsal con mucha calma, y se originan las típicas pillow-lavas (lavas almohadilladas). En las dorsales se han encontrado rocas metamórficas de tipo metabasaltos y metagabros, lo que pone de manifiesto procesos metamórficos y metasomáticos, debidos a la circulación de fluidos acuosos calientes. Por su carácter local, este tipo de metamorfismo llega a ser el geográficamente más extenso de todos. Las dorsales son interrumpidas por unos escarpes transversales denominados fallas transformantes, un tipo especial de falla de desgarre, donde no se crea litosfera. 5. LAS FALLAS TRANSFORMANTES. Las fallas transformantes, también conocidas como bordes pasivos, son zonas especiales de fractura litosférica que enlazan dorsales con fosas, varias fosas, o distintos segmentos de una dorsal 7

8 entre sí. Su nombre indica precisamente que, por mediación de ellas, el movimiento de expansión de una dorsal se transforma en movimiento de subducción de una fosa. Pueden constituir el límite pasivo de la placa, al menos parcialmente, cuando son suficientemente largas, ya que no crean ni destruyen Litosfera. Deben distinguirse de las fallas de desgarre. Las transformantes dejan de ser activas bruscamente en la extremidad de las fosas o rifts que relacionan. Más allá de las fosas no tienen continuación, pero continúan más allá de los rifts en forma de fracturas inactivas. A lo largo de ellas se produce el deslizamiento de dos placas, como la Falla de San Andrés en California, que enlaza dos segmentos de la dorsal del Pacífico oriental, separando la placa Norteamericana, al este, de la Pacífica, al oeste. Los movimientos favorecen la subida de magmas basálticos, aunque el magmatismo es muy escaso y las cámaras magmáticas se sitúan a mayor profundidad que en las dorsales. En las fallas transformantes los focos sísmicos se registran a profundidades someras (<30km). En las fallas transformantes se da un metamorfismo cataclástico, generalmente a baja temperatura, aunque algunas veces la fricción puede provocar que las rocas fundan, formando vidrios. Este tipo de fallas, desepeña un papel importante en la tectónica global ya que son las que acomodan el movimiento de las placas y posibilitan la unión de límites convergentes y divergentes. 6. ZONAS DE SUBDUCCIÓN. Son precisamente las fosas oceánicas los lugares en los que se produce la eliminación de parte de la Litosfera oceánica, que se ha creado en las zonas de expansión en las dorsales, y que vuelve así a incorporarse a la Astenosfera, donde puede fundir de nuevo para reiniciar el ciclo. La litosfera oceánica más antigua encontrada no supera los 200 m.a., lo que se interpreta como que ese es precisamente el tiempo límite de duración de la parte externa del ciclo. Aunque en el fondo del mar las fosas se presentan como estrechas y profundas, su geometría en el interior de la Litosfera oceánica presenta en el Manto una inclinación media de 45º hasta una profundidad máxima de 700 km. 8

9 Esta penetración produce un rozamiento continuo entre la lámina de Litosfera oceánica y la Astenosfera, que se traduce en terremotos intermedios y profundos (de hasta 700 km de profundidad) y en una fricción que da lugar a rocas metamórficas de alta presión. Además, las líneas isotermas de la Astenosfera quedan distorsionadas por la introducción de una lámina de Litosfera oceánica relativamente fría, originándose anomalías térmicas que en la parte posterior de la zona de subducción producen la fusión de los materiales y su expulsión como volcanes. Estos volcanes, inicialmente submarinos, llegan a aflorar sobre el nivel del mar, constituyendo archipiélagos volcánicos con forma de arco o arcos de islas volcánicas, situados entre la fosa y el continente y separados de éste por un mar marginal, si bien en etapas posteriores el archipiélago puede adosarse al continente. Ejemplos son las islas de Japón, Filipinas, las Islas Marianas, etc. En estas zonas, el inicio del arqueamiento de la placa produce la fosa oceánica, normalmente situada entre los sedimentos oceánicos sin deformar y los sedimentos deformados del prisma de acreción. La zona o plano de Wadati-Benioff es el lugar geométrico que incluye la capa superficial de la placa buzante y la zona de contacto de las dos placas. Este plano aparece inclinado hacia el continente y el ángulo puede variar de 15º a 90º, de manera que la Litosfera oceánica se introduce por debajo de él, ya que, al ser la Litosfera continental granítica menos densa, nunca podría introducirse bajo la oceánica. Como consecuencia de la subducción, se desarrollan fosas oceánicas que se van rellenando lentamente de sedimentos procedentes de la erosión en el continente o de los propios arcos insulares. Según el tipo de Litosfera correspondiente a cada una de las placas, en la zona de subducción se pueden originar distintos tipos de bordes destructivos: TIPO DE CONVERGENCIA RESULTADO EJEMPLOS C.Oceánica con C. Oceánica Arcos de islas Islas Aleutianas C.Oceánica con C.Oceánica cerca Arcos de islas y mar Japón, Filipinas de un continente interior C.Oceánica con borde continental Orógeno ortotectónico Andes C. Continental con C. Continental Orógeno paratectónico Alpes 9

10 En estos bordes de placa puede tener lugar otro fenómeno: cuando porciones de Litosfera oceánica son arrancadas de la placa subducente por el borde continental, llegando a montar sobre el borde continental, pese a su densidad. A este fenómeno se le denomina obdución, siendo contrario a subducción. 7. DEFORMACIONES TECTÓNICAS: PLIEGUES Y FALLAS. Existen procesos en la corteza terrestre por los cuales las rocas se deforman bajo el efecto de presiones dirigidas, las cuales corresponden a los esfuerzos generados por la Tectónica de Placas, y son distintos a los producidos por la presión debida al peso de las rocas o presión litostática. Estos esfuerzos dirigidos pueden actuar básicamente en sentido horizontal y vertical: horizontal: compresión, distensión y colisión; vertical: abombamientos de gran radio de curvatura, hacia arriba o hacia abajo. Como estos esfuerzos se aplican a rocas que presentan estratificación, los estratos se rompen o se deforman, según las características del esfuerzo y las circunstancias ambientales, dando lugar a fallas y pliegues. Estos fenómenos de translación y deformación de rocas son estudiados por la Tectónica, la cual analiza las roturas y desplazamientos de los materiales en diversas escalas de observación: Microtectónica: estudia estructuras visibles sólo al microscopio. Minitectónica: se refiere a estructuras reconocibles a escala de afloramiento. Macrotectónica: estudia estructuras a escala local y regional. Megatectónica o Tectónica Global: referida a estructuras globales de la corteza terrestre Factores de deformación. El agente principal de los procesos tectónicos son los esfuerzos tectónicos, pero la intensidad de la deformación está condicionada, además, por la presión litostática confinante, la temperatura, la presencia de fluidos y el tiempo. Desde el punto de vista de la mecánica debe considerarse la relación esfuerzo-deformación en los materiales terrestres. Si se somete a un cilindro de roca a compresión o extensión, pueden 10

11 representarse los valores de la cuantía del esfuerzo y la magnitud de la deformación sufrida en un diagrama esfuerzo-deformación que comprende varios tramos: deformación elástica, límite de elasticidad, deformación plástica y punto de ruptura. Cuando se alcanzan valores elevados de presión confinante y temperatura, los materiales se deforman por fluencia viscosa, comportándose de manera análoga a un fluido. De esta manera, un material que en condiciones ambientales de la superficie sea rígido y rompa al sufrir un determinado esfuerzo, puede tener un comportamiento muy distinto, plástico o viscoso, en zonas profundas de la corteza, bajo otras condiciones ambientales Pliegues. Los estratos, originalmente horizontales y paralelos, por efecto de fuerzas dirigidas, toman formas inclinadas y curvadas, según el eje de plegamiento perpendicular a la dirección de la fuerza ejercida. Este fenómeno no suele presentarse aislado, sino que en general se originan series de pliegues. El mecanismo por el que puede producirse la deformación que dará lugar al pliegue, incluso en rocas relativamente poco plásticas, viene dado por la recristalización, proceso en el cual se forman numerosas superficies de fractura microscópicas, sobre las que tiene lugar el deslizamiento, moviéndose el material sin que se de la ruptura total. En relación con los elementos geométricos que permiten caracterizar un pliegue, podemos hablar de: Flancos o lados del pliegue que pueden buzar o no en el mismo sentido. Plano axial o plano bisector del pliegue; puede ser vertical cuando los buzamientos de los flancos son iguales, o inclinado si no lo son, e incluso horizontal. Eje del pliegue es la línea de intersección del plano axial con un estrato. Cresta en un anticlinal, es la línea topográfica más alta de un estrato, y en un sinclinal, la línea toográfica más baja. Charnela es la zona de mayor curvatura del pliegue, alrededor del eje. Son las zonas de máximas presiones en el pliegue. Los pliegues se clasifican según varios criterios, como la antigüedad de los materiales, la inclinación del plano axial, la morfología o sus asociaciones: 11

12 Anticlinal: convexidad hacia arriba, estando en el núcleo los materiales más antiguos, envueltos por los más modernos. Sinclinal: concavidad hacia arriba, estando en el núcleo los materiales más modernos. Anticlinal o sinclinal simétrico: pliegues con el plano axial bisector. El buzamiento de los flancos tiene el mismo valor. Anticlinal o sinclinal asimétrico: cuando el buzamiento de los flancos es diferente. Según aumenta la inclinación del plano axial tenemos: - inclinados: cuando uno de los flancos buza más que el otro sin sobrepasar la vertical; - volcados: cuando el buzamiento de uno de los flancos sobrepasa la vertical y aparece invertido; - acostados: cuando el plano axial llega a colocarse horizontal o casi, y uno de los flancos está totalmente invertido; - recumbentes: similares a los acostados, pero de mucha mayor envergadura, alcanzando varios kilómetros de longitud, con el plano axial totalmente horizontal. Otro tipo es el pliegue diapírico, que presenta un núcleo de capas de materiales muy plásticos (yeso, halitas, arcillas...), que llegan a perforar las capas superiores. En ocasiones pueden ir asociados, como trampas, a rocas almacén de hidrocarburos. Un pliegue monoclinal o en rodilla se da cuando en una serie de estratos inclinados aparece una flexión que causa un aumento del buzamiento. Algunas veces se forma al adaptarse los materiales a un escalón o fractura infrayacente. En la naturaleza, los pliegues no aparecen aislados, sino asociados. Los más representativos son: Anticlinorio, conjunto de pliegues sucesivos que presentan la forma de un gran anticlinal. Sinclinorio, conjunto de pliegues sucesivos que presentan la forma de un gran sinclinal. Isoclinales, conjunto de pliegues en los que los planos axiales son paralelos entre sí, por lo que pueden parecer tanto anticlinorios como sinclinorios Fallas. Cuando sobre los materiales actúan esfuerzos que superan el valor crítico del límite de ruptura, responden fracturándose por fallas y diaclasas. 12

13 Las fallas son fracturas del terreno, de naturaleza tectónica, acompañadas de desplazamiento recíproco de las masas de roca. Deben distinguirse de las diaclasas, además de por su origen, en muchos casos, por el desplazamiento que se da en las fallas y no en las diaclasas. El plano a lo largo del cual se produce la fractura y el desplazamiento se denomina plano de falla, pudiendo ser horizontal, vertical u oblicuo. Cuando las dos partes de la falla se desplazan, según el plano de falla, existe un rozamiento que tiende a formar una superficie pulimentada y estriada paralelamente a la dirección del movimiento. Esta evidencia indica la dirección del último desplazamiento de la falla. De todos modos, ha de tenerse en cuenta que el movimiento real puede afectar a uno o a los dos bloques de falla, ya que el movimiento es relativo. En una falla típica podemos distinguir los siguientes elementos: Bloque levantado: es el bloque independizado por la falla topográficamente más alto. Bloque hundido: es el bloque independizado por la falla topográficamente más bajo. Plano de falla: es la superficie de fractura a lo largo de la cual se deslizan ambos bloques. Cuando está liso y pulimentado se llama espejo de falla. Salto de falla: es la distancia que existe entre dos puntos que originalmente estuvieron unidos. Escarpe de falla: es la altura o distancia vertical entre dos puntos que originalmente estuvieron unidos. Estrías: formadas por el rozamiento entre los dos bloques, indican la dirección del movimiento. Milonita de falla o harina de falla: brecha angulosa formada en las proximidades del plano de falla por la trituración de los bloques al moverse. Los principales tipos de fallas se diferencian de acuerdo con la inclinación del plano y con la geometría del desplazamiento: 1. Falla normal: con el plano de falla inclinado y estrías que siguen la línea de máxima pendiente. El bloque levantado está debajo del plano y el hundido por encima. Indican ensanchamientos en la corteza terrestre y se forman en etapas de distensión. 2. Falla inversa: con el plano de falla inclinado, pero el bloque levantado se sitúa sobre el plano de falla, y el hundido encima. Las estrías siguen la línea de máxima pendiente. El sistema de 13

14 esfuerzos es similar al que forma pliegues, de ahí que suelan aparecer en etapas de compresión que tienden a acortar la corteza terrestre. 3. Falla vertical: el plano de falla es vertical, donde las estrías son verticales y sólo hay salto en la vertical o escarpe. No implica ensanchamiento ni acortamiento cortical 4. Falla de desgarre, direccional u horizontal: el plano de falla es vertical, aunque las estrías son horizontales, ya que sólo hay desplazamiento horizontal según la dirección del plano de falla. 5. Falla rotacional o de tijera: el movimiento fundamental es de giro alrededor de un punto fijo. 6. Fallas transformantes: como vimos, conectan accidentes estructurales tectónicos de primer orden, tales como dorsales y/o fosas tectónicas. Juegan un papel fundamental en la expansión del fondo oceánico. Las fallas aparecen asociadas en la Naturaleza, según predominen las fallas inversas o normales: Cadenas cabalgantes: constituidas por la acción de fallas inversas (fundamentalmente de mantos de corrimientos), por lo que se forman en régimen compresional. Macizos y fosas tectónicas: constituidos por la asociación de fallas normales, paralelas o escalonadas. Los macizos (horst o pilares) corresponden a las zonas elevadas, mientras que las fosas (graben) corresponden a zonas hundidas. Se dan bajo régimen de distensión. 8. BIBLIOGRAFÍA. Tectonics E.M.Moores y R.J. Twiss. (1995). Freeman & Company. Plate tectonics X. Le Pichon, J. Francheteau y J. Bonnin. (1973). Elsevier Scientific Publishing Company. De la deriva de los continentes a la Tectónica de Placas A.Hallam (1989). Labor. Global Correlation of Tectonic Movements L.Khain y Yu G. Leonov. (1987). John Willey & Sons Ltd. Derivas continentales D.H.Tarling y M.P. Tarling. (1975). Alhambra. Earth History and Plate L.A.Sirkin. (1979). Harper & Row. 14