tema 3: tectó ica de placas

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:
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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 10.000 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.
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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.
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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
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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.
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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.
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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.
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Circulación convectiva a un solo nivel: incluiría todo el manto.
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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).
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.
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.
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