clases de tectonica de placas (21

GEOLOGIA
ESTRUCTURAL
2012
Principios de Tectónica de Placas
Las rocas se deforman: se pliegan y se fracturan
Campo de estudio de la GEOLOGIA ESTRUCTURAL
La deformación ocurre en múltiples escalas, desde
milimétricas a kilométricas
La deformación de las rocas puede afectar áreas
enormes en la Tierra
Las grandes cordilleras son un rasgo de primer orden en la
superficie de la Tierra. Zonas de mayor deformación de las
rocas (corteza)
Las rocas de la Luna están solo deformadas por impactos
Tectónica de Impacto
Importante en etapas tempranas del Sistema Solar
Virtual ausencia de otra causa de deformación de las rocas de la corteza
lunar.
Preservación de cráteres de más de 4 Ga. Por ausencia de procesos
exógenos y endógenos
Recientes observaciones (satélite LRO) muestran evidencia de cierta
actividad geológica reciente (50 Ma): fallas inversas
LA LUNA SE CONTRAE POR ENFRIAMIENTO
Escarpa de falla inversa
APOLLO 17
En Febrero 2012 el LRO obtuvo imágenes de un
minigraben en la Luna. También hay extensión
localizada
Rasgos muy menores en extensión y
magnitud. La actividad geológica de la
Luna es mínima
Marte muestras signos más
evidentes de actividad geológica
Valle Marineris
Enorme estructura de rift de 4500 km de largo, 200 km de ancho y hasta 11
km de profundidad. Generada hace 4 Ga
Región de Tharsis
Evidencia de antiguo
volcanismo en Marte
Monte Olympus: mayor aparato
volcánico del sistema solar
23 km de altura
600 km de diámetro
La mayor parte de la actividad
geológica marciana sería muy
antigua > 3.5 Ga.
Aunque el monte Olympus
tendría menos de 1.8 Ga
La superficie de Venus registra una proporción pequeña de cráteres. Debe
ser más joven y edad similar en todo el planeta. Procesos de reciclado
completo de la corteza.
Edad calculada entre 300 y 500 millones de años
La Actividad Geológica no es otra cosa que la expresión superficial
de los mecanismos de pérdida de calor del planeta
La Geología es Termodinámica en acción
Meteor crater (Arizona)
En la Tierra los impactos meteoríticos son muy escasos y nuevos.
Los antiguos han sido eliminados por procesos endógenos y exógenos
Un poco de historia
Descartes (1596-1650): es de los primeros que propone un modelo de origen de las
montañas.
Contracción terrestre por enfriamiento. Las montañas serían “arrugas” de la Tierra
Hipótesis sostenida con variantes
durante dos siglos:
Suez, Lyell, etc
Teoría Geosinclinal
James Hall (1857) y James Dana (1873) proponen la teoría Geosinclinal, como
teoría unificadora para entender el desarrollo de cuencas y cadenas
montañosas.
Stille (1940) desarrolla una compleja clasificación de los Geosinclinales
Se mantuvo como teoría más aceptada hasta 1960.
Basada en ciertas observaciones y preconceptos:
- Importante espesor de sedimentos en grandes cuencas alargadas los
márgenes continentales (Geosinclinales)
- Las principales cadenas montañosas muestran enormes espesores de
sedimentos plegados y elevados
- Muchas sucesiones sedimentarias muestran miles de metros de sedimentos
depositados en aguas someras (subsidencia progresiva)
- La contracción terrestre genera elevaciones y depresiones. La erosión de las
elevaciones va rellenando las depresiones que se van hundiendo por peso de la
columna rocosa
Modelo:
- Las cuencas geosinclinales se van rellenando paulatinamente por el aporte de
sedimentos de las regiones elevadas vecinas
- A medida que se rellena, la cuenca subside manteniendo una profundidad de
sedimentación constante
-El gradiente térmico hace que las rocas se deformen en la base de la columna
(comportamiento plástico), algunas se vean sometidas a metamorfismo y se
lleguen a fundir generando rocas plutónicas
- Las sucesivas intrusiones de rocas graníticas y la deformación de la base tornan
la cuenca “inestable”
- Se producen esfuerzos que hacen elevar la pila sedimentaria transformándola
en “cadena montañosa” a través de procesos poco claros (rebote isostático,
curvamiento de la corteza por peso de sedimentos, etc)
-Clasificación compleja:
-Ortogeosinclinal (fuerte deformación) dividido en:
- Eugeosinclinal (abundante magmatismo inicial y contemporáneo, flysh,
depósitos profundos) y
- Miogensiclinal (escaso magmatismo, molassa, depósitos someros)
-Parageosinclinal (escasa deformación, especie de geosinclinal cratónico)
Modelo de los Apalaches a través de la Teoría Geosinclinal
Visión fijista:
continentes inmóviles, migración de plantas y animales por cadenas
de islas
Alfred Wegener (1880-1930):
Teoría de Deriva Continental (revolución abortada)
F.B. Taylor (1910) introdujo conceptos de deriva continental antes que
Wegener. Según este modelo los grandes cordones montañosos se
generaban en los bordes “frontales” de los continentes en movimiento
Wegener propuso que los continentes
actuales habían estado unidos en un
único supercontinente al que llamó
Pangea
Originalmente Wegener propuso que los
continentes se movían por efecto de
fuerzas centrífugas asociadas a la
rotación. Ante la imposibilidad física de
este mecanismo más tarde lo eliminó
Los tiempos y mecanismos propuestos
por Wegener fueron errados y llevaron a
que su teoría fuera desacreditada.
Según Wegener, los continentes (SIAL) se desplazaban sobre el
SIMA (corteza basáltica). Se asumía que por debajo de la corteza
continental existía una corteza basáltica igual a la oceánica
Holmes (1928) propone que el manto es sujeto a convección y que los
nuevos océanos se forman por ruptura del continente por ascenso del
material caliente del manto.
Deformación y abultamiento en los márgenes continentales por arrastre del
material del manto.
La Teoría de la Deriva Continental fue “destruida” por los geofísicos (ej.
Jeffreys) entre 1920 y 1940.
Muerto Wegener en 1930, su teoría fue perdiendo adeptos hasta casi ser
olvidada:
La geología siguió utilizando la Teoría del Geosinclinal (salvo excepciones)
Extraordinario sismólogo. Contribuciones mayores al
conocimiento de la estructura interna de la Tierra.
Sus argumentos en contra de la Teoría de Wegener la
llevaron a la desacreditación y el olvido
Jeffreys demostró que era imposible físicamente que el
SIAL se desplazara por sobre el SIMA (discontinuidad de
Conrad) o la corteza sobre el manto (discontinuidad de
Mohorovicic).
Harold Jeffreys (1891-1989)
Estructura interna de la Tierra
corteza
manto
núcleo externo
núcleo interno
Conocimiento provisto por la Sismología
Las Ondas P solo se
registran hasta 103°:
Cono de Sombra de
ondas P
Discontinuidad mayor de
velocidad (descenso) a
2900 km (NUCLEO)
Descubierto por Oldham
(1906) y determinado por
Gutemberg (1912)
Lehman (1936) descubrió
el nucleo interno
Principales
trayectorias
sísmicas
Vp y Vs vs Prof.
A partir de las ondas de
cuerpo, superficiales y
de O.L. se puede
construir un modelo de
variación de las
velocidades con la
profundidad
(Modelo Unidimensional)
0-70 km : discontinuidad de Mohorovicic
Vp: 6-6.5 km/s a 8.1 km/s
Aumento muy importante en la velocidad
de la onda sísmica entre la corteza y el
manto.
Manto superior (litosférico) muy rígido
para soportar fricción de desplazamiento
de la corteza
60-100 km: zona de baja velocidad
Vp: 8.1 a 8.0 km/s
Vs: 5.0 a 4.6 km/s
No reconocida en su momento como posible
zona de desplazamiento (litósfera-astenósfera)
410 km y 660 km: saltos de velocidad del manto superior (5%)
2750 km: capa D´´
2910 km: discontinuidad de Gutemberg
Vp: 13.4 a 8.1 km/s Vs: 7.3 a 0 km/s
5150 km: discontinuidad de Lehmann Vp: 10.4 a 11.0 km/s Vs:
0 a 3.5 km/s
Conociendo la velocidad de las ondas sísmicas en el interior terrestre se puede modelar
la variación de la densidad
En el nucleo la densidad se duplica
Dos discontinuidades en el manto superior 440 y 660 km
Cambios de fase del Manto Superior:
aumento abrupto de la densidad
Entre 1950 y 1960, las investigaciones de la batimetría oceánica y de la
memoria magnética de las rocas hicieron renacer la Teoría de Wegener
generando la revolución más importante de las Ciencias de la Tierra:
Tectónica de Placas
A fines de los ´50, un grupo de
geofísicos ingleses resucitaron la
Teoría de Wegener
Nacimiento del Paleomagnetismo
Stanley K. Runcorn (1922-1995)
Unos pocos óxidos o sulfuros de hierro, como la
magnetita, hematita, pirrotita, pueden registrar
la dirección y sentido del campo magnético
ambiente en el cual se enfrían (remanencia
térmica) o precipitan (remanencia química)
Bajo ciertas condiciones esta remanencia puede
durar millones o billones de años
La magnetización remanente puede ser determinada en el laboratorio a partir
de rocas recolectadas en el campo: trabajo del paleomagnetista
Cuando una lava es eruptada fluye a temperaturas del orden de los
1000°C (700-1200°C). Esas temperaturas son superiores al punto de
Curie.
Al solidificarse una lava sus minerales ferromagnéticos se enfriarán por debajo
del punto de Curie (ej. 578°C magnetita), y adquirirán una remanencia paralela al
campo magnético terrestre. Bajo ciertas condiciones esta remanencia será
“eterna”
Muestras orientadas de la lava permitirán reconstruir la
dirección, sentido e intensidad del campo magnético al
momento del enfriamiento de la lava
Desde 1954 comenzó a haber evidencia de que los polos (paleo)magnéticos
cambiaban su posición con la edad y de acuerdo a que continente pertenecian
No podía haber más de un polo (paleo)magnético norte. Si se juntaban los
continentes (ej. América del Norte y Europa) coincidían los polos de igual edad
La explicación más sencilla: los continentes se habían desplazado
como proponía Wegener abriendo el océano Atlántico
La revolución comienza a tomar forma:
Teoría de Propagación de los fondos oceánicos
Harry Hess (1906-1969): Propone su teoría entre 1960-1962
El conocimiento del fondo de los océanos permite el cambio de paradigma
Las Cordilleras centro-oceánicas (dorsales) interpretadas como zona de
formación de nuevo suelo oceánico que es desplazado a medida que se
forma más suelo oceánico
La edad del fondo oceánico debiera ser más viejo a medida que nos
alejamos de la dorsal
Cordilleras centro-oceánicas: gérmen de la idea de Hess (1960)
Los relevamientos magnéticos sistemáticos de los fondos oceánicos revelan la
presencia de grandes anomalías magnéticas lineales paralelas a las dorsales
Verhoef et al., 1996
Vine y Matthews (1963): interpretación de las anomalías de
fondo oceánico debidas a remanencia magnética
(magnetización adquirida por minerales ferromagnéticos al
enfriarse los basaltos de fondo oceánico
Fred Vine (1939)
Drummond Matthews (1931-1997)
Coetáneamente, los estudios paleomagnéticos comienzan a comprobar que
el campo magnético terrestre cambió su polaridad varias veces los últimos
millones de años
Allan Cox (1926-1987)
Cox et al (1963), McDougall y Tarling (1963): primeras
escalas de reversiones de polaridad (< 5 Ma)
Vine y Matthews (1963): Las anomalías magnéticas de fondo oceánico son producto de
que las rocas basálticas extruidas en las dorsales se magnetizan según la polaridad del
campo. Rocas de 1 millón de años se debieron magnetizar en sentido opuesto al campo
actual y generan una anomalía negativa, y así sucesivamente
Comprobación de la teoría de Hess (y por ende la deriva continental)
Hoy día se conoce
con gran precisión el
cuadro patrón de
reversiones de
polaridad del campo
magnético terrestre
desde el Jurásico
(Ogg, 1997)
O no existieron océanos antes del Jurásico o fueron consumidos
Edad de la corteza oceánica derivada de las anomalías de fondo oceánico
Se conoce con muchas más precisión la edad de la corteza oceánica que la continental.
No hay fondo oceánico más antiguo que el Jurásico
Los sismólogos (jóvenes) cambian de lado
Jack Oliver (1923-2011)
Bryan Isacks (1939-)
Lynn Sykes (1937-)
El estudio de las ondas sísmicas en los márgenes continentales y dorsales
centro-oceánicas proveerían un fundamento muy sólido y completarían la
evidencia básica para la Teoría de la Tectónica de Placas
Distribución espacial de sismos en el planeta
La distribución de los sismos indica donde ocurre la mayor parte de la deformación.
Zonas de deformación alargadas y angostas que separan grandes áreas sin deformación:
Placas Rígidas
Tectónica de Placas
Distribución de los sismos con la profundidad
La gran mayoría de los sismos son superficiales (<60 km). Sin embargo existen
sismos hasta 700 km
Sismos profundos asociados a fosas
oceánicas
Zona de Wadati-Benioff
Distribución ordenada de la
profundidad de los sismos en
relación a la trinchera oceánica
Cuanto más alejados de la
trinchera más profundos
Zona de Wadati-Benioff
• Distribución de
sismos en
profundidad
• Gran falla limita dos
placas
• Zona de Subducción
Lugar de reciclado de corteza
oceánica
Isacks, Oliver y Sykes (1968)y encontraron que la zona de WadatiBeniof en el Pacifico Occidental se caracterizaba por propagar las ondas
sísmicas igual que la corteza oceánica: SUBDUCCIÓN
Ciclo cerrado: la corteza oceánica se forma en las dorsales y se
consume o destruye en las fosas oceánicas.
La zona de baja velocidad sísmica (Astenósfera) permite el
desplazamiento de la litósfera más rígida debido a convección
John Tuzo Wilson (1908-1993)
Uno de los padres de la Tectónica de Placas:
-Propuso la existencia de las fallas transformantes (fallas de rumbo
producto de la cinemática de las placas)
-Ciclo de apertura y cierre de océanos: ciclo de Wilson
La prueba final: las Fallas Transformantes
Las dorsales centro-oceánicas están desplazadas por fallas de rumbo
subparalelas. Wilson propuso que se trataba de un nuevo tipo de falla
Las fallas transformantes
desplazan las dorsales. Según Tuzo
Wilson el movimiento en la falla
debía ser opuesto al predicho por
la geología tradicional
Lynn Sykes en 1967 analizó los mecanismos focales de sismos en las fallas
que desplazaban las dorsales: Los 17 sismos analizados tenían mecanismos
focales de FALLAS TRANSFORMANTES
Tectónica de Placas:
La parte más superficial de la Tierra está dividida en placas
rígidas (litósfera) que se desplazan e interaccionan entre si
en sus márgenes
Tres tipos de márgenes de placas:
1- Extensionales (creación de litósfera): dorsales
2- Compresivos (destrucción de litósfera): zonas de subducción (y colisión)
3- Transformantes (conservación de litósfera)
Las placas están formadas por la corteza (oceánica y continental) y el
manto litosférico
Espesor de la litósfera: oceánica= 0-100 km
continental= 40-200 km
A través de los sistemas de posicionamiento satelital se puede medir el
desplazamiento de las placas tectónicas
Confirmación experimental de la Tectónica de Placas
Dos posibilidades:
a. Convección estratificada: Manto superior independiente del inferior
b. Convección global: Todo el manto involucrado en el mismo proceso
Cada zona de W-B
tiene características
propias
No existen sismos a
prof. >700 km
Algunas zonas de WB se horizontalizan
cerca de los 660 km
Límite entre el Manto
Superior y el
Inferior:
Límite inferior de la
subducción?
La sismología permite ahora obtener tomografías del interior de la Tierra
Zonas de subducción: láminas frías que se hunden en el manto
Algunas penetran en el manto inferior
Convección involucra a todo el manto: aunque
habría cierta estratificación
La mayoría de los volcanes asociados a límites de placas (convergentes y
divergentes)
“Arco de Fuego del Pacífico”: zonas de subducción
Asociados a las zonas de subducción aparecen los “arcos volcánicos”
Producto de la fusión de la astenosfera debido a la deshidratación de la
corteza oceánica: magmas andesíticos (andesitas, granodioritas)
Subducción horizontal: no hay arco volcánico
Subducción L. oceánica vs L. oceánica
Arco de islas (margen occidental del Pacífico)
Subducción L. oceánica vs L. continental
Arco continental (margen oriental del Pacífico)
Colisión L. continental vs L. continental
No hay arco (ej Himalayas)
Zona de subducción
Trinchera – Antearco – Arco – Retroarco
La mayor deformación se suele dar en el antearco y el retroarco
Faja Plegada y Corrida de retroarco (ej. Andes Centrales)
Prisma de acreción (antearco)
El antearco está muy frecuentemente formado por un “prisma de acreción”
Rocas sedimentarias y fragmentos de corteza oceánica “obductada” que se
adosan al margen continental producto de la subducción
Rocas fuertemente deformadas
Domina metamorfismo de alta presión y baja temperatura: Esquistos azules
Deformación sintética
Retroarco
Faja Plegada y Corrida de las Rocky Mountains (Poblet y Lisle, 2011)
Faja Plegada y Corrida de
los Andes del NOA
(Poblet y Lisle, 2011)
En las fajas plegadas y
corridas se produce
importante acortamiento
cortical y apilamiento
tectónico. Se generan
cuencas sin-orogénicas
No siempre en las zonas de subducción domina la compresión
Si domina la extensión: se genera una cuenca de tras-arco en la
puede producirse formación de suelo oceánico (Cuenca Marginal)
Subducción oblicua al margen : es esperable partición de la deformación
Fallas de rumbo a lo largo del arco magmático: desacoplamiento del antearco
~ 50% de las zonas de subducción actuales presentan fallamiento de rumbo en
el antearco, arco o retroarco
Orógenos colisionales
Hacia finales del Cretácico India se separa de Antártida y Africa y comienza a desplazarse muy
rápido (18 cm/año) hacia el norte. A los 50 Ma ha empezado la colisión con Eurasia.
India era más grande que en la actualidad (Greater India). Un fragmento importante subducido
debajo de placa euroasiática.
Orógeno colisional (McClay et al., 2004)
Un orógeno colisional suele constar de tres zonas principales:
Zona axial: nucleo metamórfico y plutónico (magmatismo sincolisional)
Zonas marginales: Cinturones plegados y corridos
cinturón sintético: placa subductante
cinturón antitético: placa cabalgante
Dorsales centro-oceánicas
Tres tipos
Dorsales rápidas: 100-200 mm/año (Dorsal del Pacífico Oriental)
Dorsales lentas: 20-40 mm/año (Dorsal Atlántica)
Dorsales ultra-lentas: 10-20 mm/año (Dorsal del Indíco sudoccidental)
Dorsal del Pacífico Oriental
Dorsal centro-Atlántica
Las dorsales veloces se caracterizan por carecer de valle central o estar poco
desarrollado.
Las dorsales lentas tienen un valle o depresión central muy desarrollada (1-2 km
de profundidad relativa)
Volcanismo activo: basaltos de fondo oceánico (MORB). Características
geoquímicas de un manto empobrecido (o evolucionado)
Rift del Africa Oriental
El rift del Africa Oriental es el mejor
ejemplo de las etapas iniciales de un
océano. Enorme elevación con un valle
central y volcanismo activo (grandes
volcanes: ej. Kilimanjaro). A lo largo del rift
se produce extensión litosférica y avanza
hacia la creación de un océano
La ruptura continental comienza con un endomamiento por anomalía calórica
(rift activo), formación de un valle de rift, un mar linear o proto-oceáno y
finalmente un océano con dorsal central.
Régimen extensional con fallamiento normal y progresivo adelgazamiento
cortical y litosférico
La mayoría de las fallas transformes desplazan dorsales centro-oceánicas
A mayor edad del suelo oceánico mayor profundidad
Al poner en contacto rocas oceánicas de diferente edad: resaltos topográficos
asociados al desplazamiento de una dorsal.
Sistema de Falla de San Andreas
Margen transformante entre placas
Pacífica y de América del Norte
Ausencia de volcanismo
El sistema de falla transformante Magallanes-Fagnano marca
el límite entre las placas Sudamericana y de Scotia
Ciclo de Wilson
Proceso idealizado de apertura y cierre de un
océano
A- cratón estable
B- el cratón comienza a ser afectado por una
anomalía térmica en la base, y tras
abovedarse, se fractura. Con el tiempo
empieza a formarse suelo oceánico (rifting
temprano)
C- cuenca oceánica abierta (dorsal en
medio), continentes bien separados
D- se genera una zona de subducción; el
océano comienza a cerrarse
E- se cierra un océano remanente
F- colisión continental; se forma un orógeno
de colisión
G- la erosión peneplaniza el orógeno; cratón
estable
¿Qué mecanismos gobiernan la Tectónica de Placas?
Tres procesos posibles:
1- Arrastre astenosférico: Al desplazarse la astenósfera en convección podría
arrastrar a las placas litosféricas por la base debido a un acoplamiento entre
ambas
Si este proceso fuese el principal motor de las placas, toda placa debiera tener
un margen constructivo y otro destructivo
Las placas Africana y Antártica están rodeadas casi en su totalidad por
márgenes constructivos.
Cómo se explican microplacas como Filipinas o Scotia?
La cinemática de las placas parece más compleja que simples sistemas
convectivos
2- Empuje de la dorsal (Ridge push)
El ascenso de material astenosférico más caliente por debajo de las
dorsales debe producir un empuje lateral que promueve la separación de las
placas. Cálculo teórico: Fd = 2 x 1012 N/m (fuerza por unidad de longitud, Fowler, 2005)
Mecanismo activo en las dorsales, pero no explica las velocidades tan
diferentes de expansión de fondo oceánico
3- Tracción de la losa oceánica (slab pull)
La losa oceánica está significativamente más fría y por tanto es más densa que el
manto circundante. Se hunde por gravedad. Cálculo teórico: 1013 N/m (fuerza por
unidad de longitud, Fowler, 2005)
El cambio de fase de 440 km ocurre a menor profundidad en la losa: mayor peso
extra
Explica porqué las dorsales del Pacífico son veloces (todo el Pacífico rodeado
por zonas de subducción)
Evidencia de la importancia del slab pull es la correlación entre ángulo de
subducción y edad de la losa (subducción en el Pacífico Oriental vs Occidental)