TEMA 4.- LA TECTÓNICA DE PLACAS, UNA TEORÍA GLOBAL
La Tectónica o Geología Estructural es la rama de la Geología centrada en todo lo referente a las placas tectónicas (deformaciones de rocas y movimientos de la litosfera).
1. LAS PLACAS LITOSFÉRICAS
La litosfera es la capa más superficial de nuestro planeta en el modelo dinámico de la estructura de la Tierra. La litosfera muestra un comportamiento frágil ya que se encuentra en un estado sólido y rígido. Tiene un espesor de entre 50 y 200Km.
Respecto al modelo geoquímico comprende la corteza terrestre y parte externa del manto superior. Por debajo se encuentra el manto sublitosférico en un estado sólido más plástico. En el manto se producen las corrientes de convección que mueven a placas.
La litosfera está fragmentada en grandes bloque que encajan entre sí, son las placas tectónicas. Existen ocho grandes placas (Pacífica, Norteamericana. Nazca, Sudamericana, Euroasiática, Africana, Antártica e Indoaustraliana) y numerosas microplacas. Los movimientos entre placas son movimientos horizontales y pueden ser de tres tipos:
• Divergentes: las placas se separan. • Convergentes: las placas se aproximan. • Laterales: las placas se desplazan en paralelo.
2. LÍMITES DE PLACAS
El hecho de existir tres tipos de movimiento entre las placas (controlados por diferentes tipos de esfuerzos) determina los tipos de límites de placas:
Esfuerzo Movimiento Tipo de borde
Distensivo Divergencia Constructivo
Compresivo Convergencia Destructivo
Cizalla Lateral Pasivo
2.1. Bordes constructivos o divergentes (rifts continentales y dorsales oceánicas).
En estos límites de placas predominan los esfuerzos de distensión que separan placas, de ahí que se les llamen bordes divergentes. En ellos las corrientes de convección ascienden, lo que provoca que materiales a altas temperaturas pierdan presión confinante, se fundan, se generen magmas y que éstos, aprovechando las fracturas existentes, salgan al exterior y se genere nueva litosfera, por lo que también se les llama bordes constructivos.
Este tipo de límite de placas se manifiesta en el relieve por la presencia de dorsales oceánicas y rifts continentales.
Las dorsales oceánicas son gigantescas fracturas por distensión a nivel litosférico. En el relieve se manifiestan como cordilleras submarinas de gran longitud (miles de kilómetros) y de unos 1500 m a 2000 m de altura. Presentan un valle central denominado rift por donde asciende el magma. Las dorsales oceánicas se caracterizan por:
• Desde ellas se produce alejamiento de continentes.
• Tienen una gran actividad sísmica. Estos sismos son superficiales.
• En ellas hay un intenso vulcanismo. Al analizar los sismogramas se observa que por debajo de la raíz de las dorsales la velocidad de las ondas S disminuye bruscamente, lo que indica presencia de magmas.
• Las estructuras de deformación presentes en las dorsales son de tipo distensivo: fallas normales y fallas lístricas.
Los rifts intracontinentales son depresiones continentales alargadas con los bordes levantados donde hay una elevada actividad volcánica. Son lugares por donde se está adelgazando y rompiendo la litosfera continental y por donde se formará un nuevo océano.
2.2. Bordes destructivos o convergentes (zonas de subducción).
En estos límites de placas predominan los esfuerzos de compresión. En ellos hay aproximación de dos placas, de ahí que se les denomine bordes convergentes. Como en estos bordes una litosfera más densa se hunde en el manto (subduce) bajo otra más ligera, hay destrucción de litosfera oceánica, por eso se les llama también bordes destructivos.
En los bordes convergentes pueden darse una de las tres posibilidades siguientes:
A. Subducción de litosfera oceánica bajo litosfera continental: se formará un orógeno pericontinental. Un ejemplo lo constituye la cordillera de los Andes, que se origina por la subducción de la Placa de Nazca (oceánica) bajo la Placa Sudamericana (continental).
B. Subducción de litosfera oceánica bajo otra litosfera oceánica: se formarán arcos de isla. Japón, Filipinas, Las Marianas, Las Aleutianas son ejemplos de arcos de islas.
C. Colisión continental. Se formará un orógeno intracontinental. Son los casos del Himalaya (por la colisión de Asia e India), los Urales (por la colisión de Europa y Asia), los Pirineos (colisión de la Península Ibérica y Europa), la cordillera Bética (colisión de la Meseta con la placa de Alborán).
Subducción de litosfera oceánica bajo litosfera continental. (orógeno pericontinental).
Son límites donde se produce la convergencia entre una litosfera oceánica (más delgada y más densa) y una litosfera continental (más gruesa y más ligera).
En el relieve se forman fosas oceánicas: depresiones lineales alargadas muy profundas junto al continente.
En las fosas existe una elevada sismicidad que se manifiesta con terremotos superficiales (producidos por esfuerzos de distensión) y terremotos profundos (por compresión). Al situar los hipocentros en un corte vertical, dibujan una superficie inclinada aproximadamente plana que se hunde desde la fosa oceánica hacia el continente. A esta superficie se le denomina zona de Wadatti-Benioff (plano de Benioff) y geológicamente muestra el límite en el que una placa subduce bajo otra.
Por la elevada actividad térmica que hay en las zonas de subducción se producen dos tipos de fenómenos:
• Fenómenos magmáticos: por fusión de la placa cabalgante y de la placa subducida. • Metamorfismo de alta presión y metamorfismo de alta temperatura.
En estos límites se forman cordilleras de margen continental activo (orógeno pericontinental) o tipo andino (Andes). Hay, pues, un aumento de espesor de la litosfera continental.
Las estructuras de deformación habituales son debidas a los esfuerzos de compresión predominantes: pliegues, fallas inversas y cabalgamientos.
Subducción de litosfera oceánica bajo litosfera oceánica. (Arcos de isla).
Son límites donde se produce la convergencia entre dos placas con litosfera oceánica. Una de las placas subduce bajo la otra, generalmente la más alejada del continente.
En el relieve se forman fosas oceánicas en forma de arco. Debido al intenso vulcanismo se desarrollan arcos de islas volcánicos junto a las fosas.
Los fenómenos geológicos son similares a los que se producen cuando la litosfera oceánica subduce bajo una litosfera continental:
1. Sismicidad superficial y profunda con desarrollo de zona de Wadatti- Benioff. 2. Gradiente geotérmico elevado que
produce fenómenos magmáticos y metamórficos.
Colisión continental. (orógeno intercontinental)
Se debe a la convergencia de dos placas litosféricas continentales, ambas gruesas y ligeras. La colisión continental se produce cuando la litosfera continental, (transportada por placa oceánica que subduce bajo una litosfera continental), choca con la litosfera continental de la placa cabalgante. A este proceso se le denomina obducción.
Se produce el plegamiento y elevación de los sedimentos del margen continental originando un orógeno de colisión (intercontinental o de tipo alpino (Alpes). La deformación de los materiales es muy intensa y es mediante estructuras de compresión: fallas inversas, cabalgamientos, pliegues. En estos límites de placas se produce un intenso y extenso metamorfismo regional. Además la sismicidad es elevada.
En la nueva cordillera, entre los dos continentes que han colisionado pueden quedar restos de la litosfera oceánica (de la placa que se hundía en el manto). A estos retazos de litosfera oceánica se les llaman ofiolitas.
2.3. Bordes pasivos (fallas transformantes).
Son límites de placas donde no se crea ni se destruye litosfera, de ahí que se les denomine bordes pasivos. En estos límites se produce un desplazamiento lateral entre placas, que en el relieve se refleja como fallas transformantes. Estas áreas se caracterizan por una elevada sismicidad.
Cuando las fallas transformantes se desarrollan sobre las dorsales, debido a las diferentes velocidades en la expansión del fondo oceánico, se generan fallas de desgarre, que cortarán perpendicularmente a las dorsales.
3. CAUSAS DE LOS MOVIMIENTOS DE LAS PLACAS
El movimiento de las placas, así como el resto de fenómenos geológicos de origen interno, son debidos a la energía interna de la Tierra. Las diferencias de temperatura entre manto y núcleo dan lugar a corrientes de convección en el manto. El origen de las corrientes está en la Capa D´´ situada en el límite manto-núcleo.
El calor del núcleo metálico pasa al manto rocoso y en esta capa se producen penachos ascendentes de roca “plástica”(a escala de tiempo geológica) que no forman una capa ascendente continua (no se trata de una cinta transportadora). Estos penachos ascendentes pueden aflorar en las dorsales oceánicas y en los puntos calientes.
Los penachos no ascienden directamente hasta la base de la litosfera sino que se frenan en la discontinuidad de Repetti. Desde ahí alimentan a las dorsales.
Las corrientes de convección del manto originan:
• El movimiento de las placas.
• Toda la actividad interna del planeta: desplazamiento de los continentes, extensión del fondo oceánico, vulcanismo, sismicidad, la isostasia y la formación de las cordilleras pericontinentales e intracontinentales.
Por otro lado, también tiene importancia el carácter activo de las propias placas, jugando un papel clave la gravedad:
• En las zonas de subducción, las rocas de la litosfera subducida aumentan de densidad y provocan que ésta descienda, arrastrando con ella al resto de la litosfera hacia abajo. Los restos de la placa subducida se frenan en la discontinuidad de Repetti y luego siguen descendiendo hacia la Capa D´´.
• En las dorsales los materiales que solidifican hacen aumentar su masa, lo que unido al desnivel entre dorsales y fosas (unos 4000 metros de media) hace que el material de las dorsales tenga un efecto de empuje sobre la placa.
Por tanto, las fuerzas que colaboran en el movimiento de las placas son: • Penachos ascendentes desde la Capa D´´.
• Fuerza de arrastre de las placas que subducen. • Fuerza de empuje en las dorsales.
• Fuerza por diferencias gravitatorias entre la dorsal y la llanura abisal. Los puntos calientes.
Existen archipiélagos de islas volcánicas alargados que no están en el límite entre dos placas. Esta aparente contradicción en la Teoría de la Tectónica de Placas se explica por la presencia de puntos calientes. El origen de los puntos calientes está relacionado con plumas térmicas, originadas en la Capa D´´, que llegan hasta la litosfera, en el interior de las placas y lejos de sus límites.
En la corteza oceánica es más fácil observar la manifestación de puntos calientes, ya que es más delgada que la corteza continental. Al desplazarse la placa sobre el punto caliente se forman hileras de islas volcánicas. Al determinar la edad de las mismas se observa que es
paulatinamente mayor al alejarse las islas del punto caliente. Los archipiélagos de las islas Hawaii y de las islas Galápagos constituyen ejemplos de puntos calientes. En la corteza continental también existen puntos calientes, aunque debido a su espesor, su manifestación se reduce a fenómenos térmicos (mayor flujo térmico, hidrotermalismo, geiseres, etc.). Yellowstone es un ejemplo de punto caliente en el interior de un continente.
4. ESFUERZO Y DEFORMACIÓN
4.1. Deformación de las rocas.Las rocas de la superficie terrestre están sometidos a esfuerzos que van a producir distintos tipos de deformación en las rocas en función de las condiciones termodinámicas imperantes y la orientación de los esfuerzos recibidos. Los esfuerzos principales que soportan las rocas son horizontales, y pueden ser:
• Compresivos, originados por fuerzas opuestas y convergentes. • Distensivos, originados por fuerzas opuestas pero divergentes.
• De cizalladura. originados por fuerzas paralelas, tanto convergentes como divergentes
Compresión Distensión Cizalla Los tipos de deformación observables en las rocas de la corteza terrestre son:
• Deformación elástica: Al someter la roca a esfuerzos se deforma. Al cesar el esfuerzo recupera su forma original. En este caso esta deformación no sería observable, pero al superarse el límite de elasticidad se produce deformación plástica o por rotura.
• Deformación plástica: Al someter a la roca a esfuerzos se deforma. Al cesar el esfuerzo no recupera su forma original. Cuando se supera el límite de plasticidad se produce deformación por rotura, es decir que la roca se rompe.
• Deformación frágil o por rotura: Al someter a la roca a esfuerzos se rompe.
Los tipos de deformación no son independientes entre sí. Una roca sometida a esfuerzos que provocan deformación elástica, si se incrementan esos esfuerzos, puede entrar en el campo de la deformación plástica o romperse.
4.2. Factores que modifican el campo de esfuerzos.
Los factores que modifican el campo de esfuerzos y determinarán si la deformación es frágil o plástica son:
• Temperatura: en general, las temperaturas elevadas favorecen las deformaciones plásticas y las bajas temperaturas favorecen las deformaciones frágiles. En superficie las rocas tienden a tener comportamiento frágil ya que las temperaturas son bajas respecto a las presiones que soportan los materiales. En profundidad, las mismas rocas pueden tener comportamiento plástico porque las temperaturas son más elevadas.
• Contenido en agua: mayor contenido en agua en los materiales aumenta el campo plástico de deformación.
• Tiempo: si los esfuerzos se desarrollan durante periodos largos de tiempo aumenta la deformación plástica aun para esfuerzos pequeños. En cambio hay rotura para esfuerzos bruscos aunque sean muy breves en el tiempo.
4.3. Principales estructuras tectónicas.
Como consecuencia de los esfuerzos pueden aparecer las siguientes estructuras: pliegues, fracturas (diaclasas y fallas) y diapiros.
Pliegues.
Son deformaciones del terreno producidas sobre materiales plásticos cuando son sometidos a esfuerzos de compresión.
Los pliegues constan de los siguientes elementos: • Charnela: zona de
máxima curvatura del pliegue.
• Plano axial: superficie que une las charnelas de las capas plegadas.
• Flanco: zona comprendida entre dos charnelas consecutivas.
• Eje del pliegue: línea imaginaria que resulta de la intersección del plano axial con la charnela.
Fracturas.
Las fracturas son deformaciones por rotura que se producen al superar el límite de plasticidad. A diferencia de los pliegues se producen por los tres tipos de esfuerzos. Hay dos tipos de fracturas:
• Diaclasas: son fracturas en las que al romperse los bloques no se mueven. • Fallas: son fracturas en las que al romperse los bloques estos si se mueven. Elementos de una falla:
Tipos de fallas:
• Falla normal o directa: el plano de falla buza hacia el labio hundido, con lo que es el labio hundido el que descansa sobre el plano de falla. Los estratos modernos apoyan sobre los antiguos. Se origina por fuerzas distensivas.
• Falla inversa: el plano de falla buza hacia el labio levantado, por lo que es el labio levantado el que descansa sobre el plano de falla, y así estratos más antiguos apoyan sobre los más modernos. Se origina por esfuerzos de compresión.
• Falla de desgarre: no hay labio levantado ni hundido, el salto de falla tiene componente horizontal. Se origina por esfuerzos de cizalla.
• Falla vertical: el plano de falla es vertical. Se produce por esfuerzos verticales de cizalla.
Falla normal Falla inversa Falla de desgarre Falla vertical
Las fallas pueden aparecer asociadas, formando:
• Horst o macizo tectónico: encontramos bloques levantados limitados por fallas normales, paralelas y escalonadas. Es, por ejemplo, el caso de la Sierra de Gredos.
• Graben o fosa tectónica: aparecen bloques hundidos limitados por fallas, paralelas, progresivamente más hundidas en el interior, generando depresiones en el centro. Se trata, por ejemplo, de las depresiones del Guadalquivir o del Ebro.
En ocasiones las fallas aparecen asociadas a pliegues:
• Cabalgamiento: falla inversa muy tendida con gran desplazamiento horizontal. Se trata de asociaciones pliegue-falla, en la que uno de los flancos se sitúa encima del otro, duplicando así la serie estratigráfica. • Manto de corrimiento: cabalgamiento de decenas de
kilómetros.
Diapirismo.
Se trata de un proceso mediante el cual el material profundo se abre paso a niveles más someros. A escala local hablamos de diapiro, pero si se trata de una zona más amplia, con varios diapiros, hablamos de diapirismo.
Este fenómeno afecta a rocas sedimentarias, formadas por materiales muy plásticos y poco densos: halita, silvina, yesos, anhidrita, margas yesíferas, arcillas con yesos… Su baja densidad les hace ascender a través de materiales más densos, debido al empuje tangencial, la gravedad o ambos. Como consecuencia de los diapiros se originan diversas estructuras como los pliegues diapíricos, intrusiones diapíricas en fallas, domos, chimeneas diapíricas…
4.4. Deformaciones y tectónica de placas.
En cada tipo de límite de pacas predomina un tipo de esfuerzos lo que controla las deformaciones que se pueden encontrar:
• Bordes divergentes (dorsales oceánicas y rift continentales): son habituales las fallas normales ya que los esfuerzos principales son distensivos.
• Bordes pasivos: como los esfuerzos dominantes son de cizalladura, las estructuras más importantes serán las fallas transformantes.
• Bordes convergentes (zonas de subducción y obducción): como los esfuerzos principales son de compresión se desarrollarán pliegues, fallas inversas y cabalgamientos. En estos límites de placas, al cesar la compresión, empieza la distensión de los materiales y pueden generarse fallas normales.
5. OROGENIA
Un orógeno es una zona de la corteza donde los materiales han sido plegados y como consecuencia de ello se han formado cordilleras. Una orogenia u orogénesis es el conjunto de procesos mediante los cuales se forma un orógeno.
Los periodos orogénicos más recientes son:
• Orogenia Caledoniana: tuvo lugar durante el Paleozoico Medio (Silúrico y Devónico), aproximadamente desde los 444 a 416 millones de años. Se produjo en Escocia, Irlanda, Inglaterra, Gales y el oeste de Noruega. Ocurrió durante el ensamblaje de diversos continentes que convergían para formar Pangea.
• Orogenia Hercínica (Varisca): se produjo en el Paleozoico Superior (a finales del Devónico (hace 380 millones de años) y mediados del Pérmico (hace 280 millones de años). Fue el producto de la colisión entre las grandes masas continentales de Laurasia y Gondwana. Da lugar a los Urales, Bretaña, Selva Negra, Macizo Hercínico (mitad oeste de la península Ibérica).
• Orogenia Alpina: se produce entre finales del Mesozoico y principios del Cenozoico (en concreto durante el Paleógeno Inferior y Medio, entre 65 y 34 millones de años), cuando África y el subcontinente indio chocaron contra Eurasia. Formó las principales cadenas montañosas del Sur de Europa y Asia, dando lugar, entre otras a las cordilleras del Atlas, Béticas, Pirineos, Cantábrica, Alpes, Apeninos, Cárpatos, Balcanes, Cáucaso, Himalaya…
6. CICLO DE WILSON
El ciclo de Wilson es un modelo de evolución cíclica de formación y ruptura de un supercontinente, debido a la evolución de las placas en el tiempo, quedando asociados los movimientos de éstas al desarrollo de diversos relieves. La duración aproximada del ciclo es de unos 450 millones de años.
El Ciclo de Wilson se produciría en las siguientes etapas:
• La existencia de un punto caliente genera un esfuerzo distensivo en la corteza continental, provocando el desarrollo de un rift intracontinental. Se forma una fosa tectónica con aumento de la activiadad magmática y originando un límite divergente incipiente. Es el caso del Rift Valley de África Oriental.
• La actividad del rift provoca la fragmentación continental y genera corteza basáltica, apareciendo un mar estrecho al inundarse el terreno. Actualmente nos encontramos con esa situación en el Mar Rojo.
• Extensión del océano, mientras que los márgenes continentales pasivos reciben sedimentos y generan un geosinclinal. Es el caso actual del océano Atlántico.
• La tendencia del movimiento se invierte, por procesos de obducción en el otro extremo de la placa, y como consecuencia de ello la palca se fragmenta en la zona de mayor debilidad, el margen continental, iniciándose un proceso de subducción en un margen continental ya activo. En relación a la subducción aparecen fosas oceánicas, orógenos tipo pericontinentales o andinos y arcos isla. Es el caso del océano Pacífico, por ejemplo entre la placa de Nazca y la Sudamericana (fosa del Perú y Andes), o entre la placa Pacífica y la Euroasiática (fosa y archipiélago de Japón).
• La subducción conduce finalmente a la colisión continental, provocando la obducción y sutura de las placas, generándose grandes cordilleras intercontinentales u orógenos de tipo alpino. Es el caso de los Alpes, el Himalaya…
