MASTER DE PROFESOR DE EDUCACIÓN SECUNDARIA OBLIGATORIA Y BACHILLERATO, FORMACIÓN PROFESIONAL Y ENSEÑANZAS DE IDIOMAS Ángel Carmelo Prieto Colorado Física de la Materia Condensada, Cristalografía y Mineralogía Facultad de Ciencias Universidad de Valladolid
Complementos de Geología Tema 5. Geodinámica interna Teorías orogénicas y tectónica de placas. Límites de placas tectónicas. Volcanes. Terremotos. Pliegues y fallas.
Límites de placas tectónicas En 1968 se unifican las ideas de la deriva continental con la de la expansión del fondo oceánico, surgiendo así, la Teoría de la Tectónica de Placas. Proporcionó a la Geología el primer modelo exhaustivo del funcionamiento interno del planeta. Según este modelo, la litosfera (corteza + manto superior) está dividida en numerosos fragmentos rígidos, denominados Placas. Pueden estar formadas por corteza continental ó por corteza oceánica, ó por ambas. Son de geometría esférica (como los casquetes polares) y se pueden considerar como Placas Oceánicas (Nazca, Cocos y Juan de Fuca) ó Placas Mixtas (observadas en la propagación de las ondas sísmicas generadas artificialmente ó por terremotos). Hay 7 placas principales (Norteamericana, Suramericana, Pacífico, Africana, Euroasiática, Australiana y Antártica). La mayor es la placa del Pacífico, y la mayoría incluye un continente entero además de una gran área de suelo oceánico. También existen placas de tamaño intermedio (Caribeña, Nazca, Filipinas, Arabia, Cocos y Scotia), junto a más de una docena de placas más pequeñas.
Principales Placas litosféricas y su distribución
Las placas están en movimiento, con formas y tamaños diversos, y varían continuamente. Se mueven, unas respecto de otras, a una velocidad lenta pero constante, aproximadamente entre 5-12 cm/año. El movimiento está motivado por la desigual distribución del calor interno terrestre. Así, el material caliente del manto asciende despacio y actúa como sistema convectivo interno, y las láminas más frías y densas de la litosfera oceánica descienden al manto (subducción), poniendo en movimiento la capa externa rígida de latierra. Los investigadores están de acuerdo en que el flujo convectivo del manto rocoso es la principal fuerza impulsora de los movimientos de las placas, por consiguiente se deben considerar tres tipos de fuerzas, la de arrastre de la placa, la de empuje de las dorsales y la fuerza de succión de la placa. Cada una de las 7 placas principales que forman la Corteza Terrestre se mueve como un bloque coherente e interaccionan con las placas vecinas a lo largo de sus bordes ó límites de placa.
Estos límites de placas o bordes pueden ser de 3 tipos, constructivas ó divergentes, destructivas ó convergentes y pasivas ó de falla transformante. Cada placa está rodeada por una combinación de estos tres tipos de bordes y pueden crearse nuevos bordes de placa en respuesta a cambios en los tres tipos de fuerzas existentes. Como se anticipo, la distribución de terremotos y vulcanismo en la Tierra demuestran esta fragmentación de la litosfera terrestre y su correlación con los límites de placas y considerando, en primer lugar está tipología y en segundo lugar su ubicación, podemos clasificarlas en: Dorsales Oceánicas: regiones de expansión oceánica y separación entre dos placas oceánicas. Zonas de Subducción: asociadas a fosas oceánicas y en dónde se produce un hundimiento de una placa oceánica bajo otra, que puede ser de dos formas diferentes: Oceánica: subducción intra-oceánica Continental: subducción de margen continental activo (o de tipo Andino) y subducción bajo un arco de islas.
Zonas de Colisión: regiones con aproximación o convergencia entre dos placas continentales, originándose una cadena de montañas. El periodo geológico en el que se produce la colisión se denomina orogenia. Fallas Transformantes: regiones estrechas con fallas de alto ángulo a lo largo de las cuales las placas se separan lateralmente. Se distinguen dos tipos: Fallas transcurrentes: las que afectan a las dorsales mediooceánicas Fallas transformantes: producidas en regiones continentales con importantes movimientos laterales (Falla de San Andrés).
En color rojo se recogen los limites de placa constructivas ó divergentes, que originan las dorsales oceánicas, en negro los limites de placas destructivas ó convergentes coincidentes con las zonas de subducciones y en amarillo los limites de placa pasivas ó de falla transformante. Tipos y distribución de Límites de Placas
Tipos de Bordes de las Placas litosféricas
Antes de analizar los tres tipos de bordes hemos de considerar, que los fondos de los océanos se expanden continuamente mediante aporte de material del interior, que sale por las dorsales oceánicas, lo que no sólo agrandaría las cuencas oceánicas, sino que empujaría a los continentes a separarse entre sí. Por eso la edad de los fondos no es homogénea, como muestran las imágenes de los fondos oceánicos, según su edad. También debemos considerar que los movimientos relativos entre placas son en realidad desplazamientos en una esfera, inhomogenea, y por tanto condicionados por su latitud. Edad de los fondos oceánicos
La simulación de movimientos de placas en una esfera muestra consecuencias geométricas similares a las propuestas en la expansión divergente de las capas oceánicas. Y es coincidente con la batimetría que determina la altura y profundidad, como se observa en dos tipos de dorsales medio-oceánicas, la Atlántica a la izquierda y la Pacífica a la derecha. Movimiento de Placas litosféricas y batimetría de las dorsales oceánicas
En realidad, la cinemática de placas supone el análisis de los desplazamientos sobre una esfera, no sobre un plano. Donde se unen tres placas, los movimientos relativos de éstas son complejos. Vectores de movimiento relativo de placas adyacentes
En la imagen se observan los desplazamientos actuales entre las placas litosféricas, que varían según la situación geográfica relativa al polo de rotación, con velocidades muy diversas, llegando hasta los 12 cm/año en la cuenca profunda del océano Pacifico. Movimientos relativos actuales de las placas litosféricas
Por tanto, y de modo general, podemos considerar cuatro tipologías de interacción entre los bordes de placa, convergente entre placas oceánicas, divergente entre placas oceánicas, convergente entre placa oceánica y continental y divergente entre placas continentales convergente O-O divergente O-O convergente O-C divergente C-C Tipos de Bordes de las Placas litosféricas
Divergente Las placas se separan y asciende magma desde el manto, para crear suelo oceánico. Convergente Las placas se aproximan y s e p r o d u c e l a subducción del suelo oceánico, (una placa se introduce por debajo de otra yendo hacia el manto. Transformante Las placas se deslizan, una con respecto a la otra, sin producción, ni destrucción de litosfera. Dichos deslizamientos se producen lateralmente en la horizontal. Tipos de Bordes de las Placas litosféricas
Límites de placas divergentes ó constructivos Las zonas de divergencia, donde emergen las rocas fundidas, el fondo del océano se encuentra elevado y forma las dorsales oceánicas. Durante la 2ª guerra mundial la Marina de los EEUU cartografió los fondos oceánicos para facilitar la navegación de sus submarinos y encontró dichas dorsales oceánicas y otras formaciones. Se extienden a lo largo de 70.000 km., cruzando las principales cuencas oceánicas. Una vez formada la nueva litosfera en las dorsales oceánicas, empiezan a alejarse lentamente, es la expansión del fondo oceánico y, en consecuencia, a enfriarse, aumentando su densidad y hundiéndose, por lo que las cuencas oceánicas se van haciendo más profundas. La expansión de las placas (divergencia) se produce, fundamentalmente, en las dorsales oceánicas. A medida que las placas se separan, las fracturas se rellenan con roca fundida que sube desde la Astenosfera inferior, generando un Rift.
Este material se enfría lentamente formándose roca dura y apareciendo nuevas franjas en el fondo oceánico. Esto ocurre a lo largo de millones de años y da lugar a miles de kilómetros cuadrados de nuevo fondo oceánico, de rocas muy jóvenes. De este modo, por expansión del fondo oceánico se ha creado durante los últimos 160 millones de años, el fondo del Océano Atlántico y muestran diferentes topografías, que se controlan mediante la velocidad de expansión. La velocidad de expansión del suelo oceánico es aproximadamente de 5 cm/año, aunque es distinta en unas zonas de expansión que en otras y alcanza hasta 12 cm/año, en el Pacífico. La velocidad de formación de la litosfera es lenta, pero es suficiente para haber generado todas las cuencas oceánicas actuales en menos de 200 m.a. De hecho ninguna parte del suelo oceánico actual tiene más de 180 m.a. La masa continental se fragmenta ó divide en dos o más segmentos más pequeños a lo largo de un Rift continental. Entre ellos están el valle del rift del África Oriental y el valle del Rin en el norte de Europa, producidos por fuerzas de tensión que actúan en las placas litosféricas.
Borde divergente con Rifting y expansión oceánica en la dorsal del Atlántico
En los márgenes divergentes de las placas, se pueden dar dos tipos de procesos formación de valles y crestas en las cordilleras de las dorsales oceánicas. Una de formación rápida que se propaga a lo largo de la cresta de la cordillera, donde las altas temperaturas y la entrada de magma generan las montañas y cordilleras de la nueva corteza al añadir material tanto en diques como por entrada de lava en erupción, (Rift Ex. Del Pacífico Oriental). La otra es de propagación lenta para formar valles en las dorsales oceánicas. La entrada de calor inferior es más extensa (Rift Ex. en la mitad del Atlantico) y el inicio temprano de la expansión forma una gama de valles y crestas de montañas paralelas y dispersas en una zona amplia y levantada. Fast-spreading y Slow-spreading ridges
Límites de placas convergentes ó destructivos En los límites convergentes de las placas oceánicas más antiguas, éstas descienden al manto a lo largo de estos bordes destructivos y vuelven al Manto. Cuando una placa choca contra otra una de ellas se dobla hacia abajo, deslizándose por debajo de la otra. Tal hecho se manifiesta superficialmente por la aparición de una fosa submarina en la placa descendente. Se denominan zonas de subducción y suelen tener un ángulo medio de subducción de unos 45º. Los materiales subducidos se someten a temperaturas y presiones elevadas, por lo cual funden y ascienden a la superficie atravesando la placa superior y dando lugar a erupciones volcánicas explosivas (Monte Santa Elena, 1980; Soufriere Hills, 1997). Existen tres tipos de Placas de Convergencia: Oceánica - Continental Oceánica - Oceánica Continental - Continental
Convergencia Oceánica - Continental La placa oceánica es más densa y se hunde en la astenosfera. Cuando la placa descendiente se funde parcialmente con la roca del manto genera magma y genera una cadena montañosa de tipo volcánico, denominada arco volcánico continental, como por ejemplo Los Andes. Limite Convergente con subducción de la litosfera oceánica bajo otra litosfera continental, generando un arco continental de volcanes
Convergencia Oceánica - Oceánica Cuando convergen dos placas oceánicas, una desciende por debajo de la otra y a menudo forman volcanes en el fondo oceánico. Si los volcanes emergen como islas, se forma un arco de islas, como por ejemplo Japón, las islas Aleutianas y las Tonga. Limite Convergente con subducción de la litosfera oceánica bajo otra litosfera oceánica, generando un arco de islas en la placa cabalgante
Convergencia Continental - Continental La subducción continuada puede unir dos continentes. La litosfera es menos densa y flota, lo cual impide que ésta sea subducida y por tanto se produce una colisión entre dos bloques continentales, que produce sistemas montañosos como el Himalaya, los Alpes y los Apalaches. Limite Convergente con subducción de la litosfera oceánica y continental bajo otra placa continental, produce sistemas orogenicos.
Límites de placas pasivos ó de falla transformante Los límites de falla transformante se localizan donde las placas se deslizan una contra otra sin producir o generar, ni consumir o destruir, litosfera. Estas fallas son paralelas a la dirección del movimiento de las placas y se encontraron por primera vez asociadas a las dorsales oceánicas. La mayoría une dos segmentos de una dorsal centro oceánica a lo largo de unas líneas de rotura en la corteza oceánica conocidas como zonas de fractura. La más famosa de estas fallas de San Andrés, atraviesa todo el continente y la corteza continental. A lo largo de esta falla, la placa del Pacífico se mueve hacia el NW, más allá de la placa Norteamericana. A medida que se mueven estas placas se transmite la tensión a las rocas de ambos lados y se acaban rompiendo, con lo que se provocan terremotos (San Francisco, 1906). Otra falla de similares magnitudes es la Alpina, en Nueva Zelanda.
Falla de San Andres
Combinación de Límites de placas Un magnifico ejemplo de combinación de diferentes tipos de limites de placas es la costa occidental de Norteamérica.
Otro ejemplo de combinación de diferentes tipos de limites de placas es la región del contacto entre África y Asia.
Pruebas concluyentes para la confirmación del modelo de tectónica de placas Pruebas procedentes de sondeos oceánicos: Las más convincentes que confirman la expansión del fondo oceánico proceden directamente de los sondeos en los sedimentos del fondo oceánico. Edad de los sedimentos más profundos. El grosor de los sedimentos del fondo oceánico verifica su expansión. Diferencia de edad de la corteza oceánica -rojo, más reciente; azul, más antigua- y espesores globales de corteza continental y oceánica
Paleomagnetismo y los movimientos de placas: El paleomagnetismo almacenado en las rocas del fondo oceánico proporciona un método de medición para determinar las velocidades del movimiento de las placas. Puede establecerse tanto la dirección como la velocidad de expansión del fondo oceánico. Confirmación de la expansión de los océanos, por Vine y Matthews en 1963, relacionan do franjas magnéticas con expansión de las rocas del fondo oceánico
Medición del movimiento y velocidad de las placas: Se realiza estableciendo las localizaciones exactas en los lados opuestos de un borde de placa y midiendo el movimiento. Se efectúa desde el espacio mediante dos métodos geofísicos. Interferometría basal muy larga (VLBI, Very Long Baseline Interferometry). Sistema de Posicionamiento Global (GPS, Global Positioning System) Localizacion de las placas, velocidad y actividad volcanica en el ultimo m.a.
Puntos calientes y plumas del manto: Los puntos calientes están originados por plumas del manto ascendentes. Sobre los puntos calientes se pueden formar volcanes como la cadena de islas de Hawaii. Las plumas del manto son estructuras muy antiguas Algunas se originan a gran profundidad, quizás en las cercanías de la capa D, muy cerca del núcleo externo. Detalle del ascenso del magma en el valle de rift de una dorsal
Focos sísmicos y tomografía sísmica: La subducción está plenamente demostrada por la localización de los focos sísmicos profundos y por los estudios de tomografía sísmica. En las fosas oceánicas aparece la zona de Wadati- Benioff, que marca el plano de subdución de la litosfera oceánica en una capa más caliente y dúctil. La litosfera oceánica -azul- "fría" alcanza la interfase manto - nucleo (CMB, ) donde se incorpora al manto. Tomografía sísmica a nivel de las fosas oceánicas Distribución en profundidad de terremotos en la zonas de subducción de América Central, que define la zona sísmica de borde de placa y plano de Wadati-Benioff
Fisiografía de distintas zonas de subducción en el Oceano Pacífico occidental
Hay 500 volcanes activos en el mundo, con erupciones en los últimos 25.000 años, de ellos el 75% de los volcanes están situados en el Cinturón de Fuego del Pacífico.
Los actuales continentes y oceanos comenzaron a establecerse hace 200 m.a.
Aunque normalmente las placas cambian poco de tamaño (tampoco lo hace la superficie de la Tierra), en ocasiones algunas placas aumentan o disminuyen de dimensiones. Por ejemplo, las placas Africana y Antártica están unidas por centros de expansión y están aumentando de tamaño. Por el contrario, la placa del Pacífico está siendo subducida a lo largo de sus bordes norte y occidental, por lo que está disminuyendo de tamaño. También se pueden crear nuevos límites de placas como respuesta a cambios en las fuerzas que actúan sobre ellas. Esto ocurre en un límite divergente relativamente nuevo que se localiza en el Valle del Rift, en el este de África, lo que provocará la rotura de la placa Africana dando lugar a la aparición de una nueva cuenca oceánica. En ocasiones, placas que contienen corteza continental se mueven una hacia la otra y acaban chocando, como ocurre entre la Placa Australiano-india y la Euroasiática, lo que provoca el levantamiento del Himalaya.
La Tectónica de Placas proporciona explicaciones para los procesos que produjeron las principales estructuras de la superficie terrestre, la distribución geológica de los terremotos, volcanes y montañas, la distribución de organismos en el pasado geológico y para explicar la ubicación de los depósitos de minerales. Se explican los principales procesos orogénicos, para la formación de Montañas, durante el pasado geológico reciente, como la cordillera americana que ocupa todo el margen oriental del continente, desde el cabo de Hornos hasta Alaska e incluye los Andes y las montañas Rocosas, o la cadena Alpina y el Himalaya. En la península Ibérica la formación de los sistemas Bético, Ibérica, Pirineos y Cantábrica. También se explica la formación de los sistemas de Montañas del Paleozoico y el Precámbrico, como Los Apalaches y los Montes Urales. Se entiende como Orogénesis los procesos que producen colectivamente un cinturón montañoso, e incorporan, entre otros, las fuerzas de compresión que producen pliegues y fallas, los procesos de Metamorfismo y la actividad ígnea.
Orogénesis con estructuras de plegamiento en los Apalaches (Orógeno Paleozoico en el Este Americano) y vista de satélite de los Alpes suizos (Orógeno Cenozoico en Europa).
Topografía y modelización animada de la colisión continental que formó el Himalaya
Fuerzas implicadas de en el movimiento de las Placas El flujo convectivo del manto rocoso es la principal fuerza impulsora de los movimientos de las placas, por tanto, se deben considerar tres tipos de fuerzas, arrastre de la placa, empuje de las dorsales y fuerza de succión de la placa, lo que da lugar a cuatro efectos determinantes: Tiro de la placa que subduce (Slab Pull) La litosfera que subduce es más densa que el manto, lo que resulta en una fuerza de tiro hacia abajo. Empuje de las dorsales (Ridge Push, Gravitational Sliding) La elevación de las dorsales por encima del fondo oceánico (a causa de su mayor temperatura) genera empuje lateral. Arrastre basal (Basal Drag) Si el manto astenosférico se mueve más rápidamente que la litosfera suprayacente, ayuda a su movimiento. Si se mueve más lentamente, se genera una resistencia friccional que dificulta el movimiento de la placa, siendo lo más frecuente.
Tiro de la losa que subduce (Slab Pull) y Empuje de las dorsales (Ridge Push, Gravitational Sliding)
Arrastre basal (Basal Drag)
Resistencia a la subducción (Mantle Resistance) El manto ofrece cierta resistencia a la penetración de la placa que subduce. El resultado es una fuerza de fricción que se opone al movimiento de la placa. Las fuerzas de fricción deben ser iguales a las fuerzas de arrastre. Si no fuera así, las placas se acelerarían, de acuerdo con la 2º ley de Newton: F = m x a. Empuje de las Dorsales Arrastre Basal Trinchera Tiro de la placa que subduce Resistencia del Manto
Por consiguiente, la Convección en el manto es la causa última de la dinámica litosférica. El funcionamiento de los mecanismos descritos está regulado por la temperatura del interior de la Tierra que fuerza el movimiento de los materiales fundidos hacia el exterior. Mientras el interior del planeta siga emitiendo calor podrá existir este mecanismo, pero cuando se agoten los isótopos radiactivos del interior comenzará un enfriamiento y cesarán éstos m o v i m i e n t o s c o n v e c t i v o s, provocando cambios drásticos en el planeta. Sin embargo, la convección en el manto está mal conocida, y éste es uno de los mayores retos de la investigación de la dinámica terrestre Una excelente colección de recursos didácticos, sobre dinámica interna terrestre, se recoge en http://www.iris.edu/hq/
Ciclo de las rocas y tectónica de placas Cuando James Hutton propuso por primera vez el ciclo de las rocas no se conocía la Teoría de la Tectónica de Placas y tan solo se conocían algunas pruebas de las transformaciones que experimentaban. Sin embargo, con el desarrollo de dicha teoría empiezan a ponerse en claro muchos aspectos del ciclo de las rocas: El material meteorizado procedente de las zonas altas de los continentes se deposita formando capas de varios miles de metros que acaban litificando. Cuando estas rocas sedimentarias acaban en el límite convergente de una placa, empiezan a introducirse hacia la Astenosfera situándose bajo los continentes, lo que provoca procesos de cizallamiento y de metamorfismo de presión. A medida que la placa oceánica sigue descendiendo, aumenta la temperatura y se producen fusiones parciales que originan un metamorfismo de temperatura (metamorfismo de contacto).
El magma formado ascenderá y dará lugar a la aparición de rocas ígneas, unas plutónicas o intrusivas y otras volcánicas o extrusivas, según donde se produzca la solidificación del magma. Cuando las rocas endógenas afloran a la superficie se meteorizan y forman sedimentos, con lo que el ciclo comienza de nuevo.
Ángel Carmelo Prieto Colorado Física de la Materia Condensada, Cristalografía y Mineralogía Facultad de Ciencias Universidad de Valladolid