Tema 4. Geología - Apuntes 4 PDF

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Profesora María Jesús Hernández...

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TEMA 4: DINAMICA TERRESTRE Y TECTONICA DE PLACAS La Litosfera rígida se rompe en fragmentos por la convección del Manto. A estos fragmentos se les denomina placas. Los límites de las placas se deducen a partir de la distribución de los principales focos sísmicos del mundo. Los precursores de la Teoría: La Deriva Continental y La extensión del fondo oceánico Alfred Wegener, proponía una historia de la Tierra en la que los continentes se habían movido separándose a partir de una misma masa de Tierra denominada Pangea hasta la configuración actual. La hipótesis, que Wegener definió como “Deriva Continental”, fue rechazada por la comunidad geológica. Sin embargo, la moderna tecnología ha confirmado las predicciones del científico alemán, aunque estos movimientos ocurren de un modo muy diferente de lo que él creía. Wegener se equivocó en algo muy importante, ya que no son los continentes los que se mueven, sino las placas litosféricas, algunas de las cuales llevan continentes encima. La Teoría de la Tectónica de Placas se construye sobre dos modelos teóricos anteriores, actualmente mejorados en La Teoría de la Deriva Continental, del (desplazamiento de los continentes), y la Teoría de la Extensión del fondo oceánico, (fondo oceánico crece). La Deriva continental: pruebas clásicas Las primeras pruebas sobre la movilidad continental se recogieron en los continentes. Wegener recopiló gran cantidad de ellas. El encaje de la Pangea: La coincidencia geométrica entre líneas de costa situadas en las márgenes opuestas de un océano despertó la imaginación de los partidarios de la deriva continental. Habría que confirmar que dicho encaje no era casual. Pruebas estructurales: Las cadenas montañosas de la Orogenia* Hercínica, se interrumpen bruscamente en los bordes de los continentes. Si estos continentes hubiesen estado unidos hace 300 Ma y se hubieran separado luego, la forma de las cadenas montañosas hercínicas sería fácilmente explicable.

Pruebas paleoclimáticas:

Poco después de la Orogenia hercínica se produjo una glaciación importante, que tuvo como consecuencia la acumulación de grandes masas de hielo. Si la distribución continental hubiera sido similar a la actual, sólo existirían depósitos glaciares de esta edad en la Antártida. Sin embargo, la realidad es bien distinta. La reconstrucción de la Pangea explica no sólo la presencia de huellas glaciares en países que actualmente se encuentran en el ecuador, sino la dirección de las mismas. Pruebas paleontológicas: Existen pruebas de varios tipos y numerosos ejemplos, pero sin duda, el ejemplo más típico es el del Lystrosaurus, reptil sin ninguna posibilidad de migración oceánica, cuyos fósiles de hace unos 200 Ma se encuentran en Africa, India y Antártida. Pruebas paleomagnéticas: Los minerales de hierro que contienen algunas rocas se magnetizan según la intensidad y orientación del campo magnético que existe en el momento de su formación. Si un continente se ha movido a lo largo de una cierta época, las rocas formadas en él durante ese intervalo de tiempo mostrarán distintas orientaciones de los polos magnéticos. Cuando varios continentes se unen, lo hacen también sus orientaciones magnéticas, permitiendo reconstruir sus movimientos. *Orogenia: Periodo en el que, en conjunto, tienen lugar la formación de cadenas montañosas. Ha habido varias en la historia de la Tierra.

La Extensión del fondo oceánico: los datos obtenidos en el estudio de los fondos oceánicos A partir de la década de los 60, se completó el conocimiento de los fondos oceánicos, cuyo estudio aportó gran cantidad de información sobre la dinámica de la litosfera. En estos datos se apoyan algunas de las pruebas consideradas clásicas en la Tectónica de placas. Volumen y distribución de los sedimentos en las cuencas oceánicas : Una estimación aproximada de la cantidad de sedimentos que deberían contener las cuencas oceánicas, si tuvieran la misma edad que los continentes, alcanzaría aproximadamente los 17 km de espesor. Sin embargo, el espesor medio real es de unos 1300 m, por el contrario, en algunos bordes continentales se acumulan espesores de hasta 13 km. Edad de la corteza oceánica: La corteza oceánica es muy joven en las dorsales y alcanza su máxima edad en los bordes continentales. Bandeado magnético: Las rocas que contienen hierro quedan magnetizadas en el momento de su formación. Este magnetismo fósil se denomina “magnetismo remanente”. El estudio de este, muestra una simetría sorprendente del magnetismo respecto de las dorsales. Sismicidad:

La distribución de los focos sísmicos superficiales y profundos señala la presencia de las dorsales y fosas oceánicas. Los terremotos que se producen en las dorsales reflejan distensión o estiramiento y son poco profundos, mientras que los que se producen en las fosas revelan generalmente compresión. Las profundidades que pueden alcanzar los focos sísmicos son de hasta 700 Km y se distribuyen a lo largo de un plano inclinado que se denomina “plano de subducción” o “zona de Benioff”. Flujo térmico: Las dorsales tienen un flujo térmico muy superior a la media de las llanuras abisales. Esta anomalía térmica desaparece a unos cien kilómetros. Por el contrario, el calor emitido en las fosas es sólo la mitad de la media. Teoría de la Extensión del fondo oceánico Estos datos se armonizan en la teoría denominada de la “Extensión del fondo oceánico”, formulada por Hess. Según ésta, las dorsales son zonas en las que se crea corteza oceánica mediante ascenso y enfriamiento de magmas basálticos provenientes del manto, que se sueldan a la corteza preexistente, empujándola hacia los lados. Esta traslación lateral de la corteza oceánica termina en las zonas de Benioff, donde se hunde bajo el continente y se funde parcialmente. Este proceso se denomina subducción. Los magmas producidos durante esta fusión son emitidos en los bordes continentales, formando islas volcánicas o cadenas montañosas. Las fosas oceánicas señalan la presencia de una zona de subducción. Esta teoría explica todos los datos mencionados. El elevado flujo térmico en las dorsales no es más que una consecuencia de la proximidad de los magmas que se emiten en la misma. Las fracturas del valle de rift y los terremotos se explican si existe una fuerza que tiende a separar las rocas basálticas. La ausencia de sedimentos es normal en una corteza recién formada. Esta teoría explica la simetría magnética en las llanuras abisales respecto a la dorsal donde se genera la corteza. Las fosas oceánicas son el lugar por donde la litosfera oceánica comienza a subducir bajo el borde continental. Los seísmos en las zonas de Benioff, son la mejor muestra de que existe un movimiento relativo entre la litosfera oceánica y la continental. Los focos compresivos, revelan los esfuerzos de penetración de la litosfera oceánica en el manto. El flujo térmico en las fosas es bajo, y está muy lejos de la dorsal donde se genera, teniendo tiempo de enfriarse. Pero al comenzar la subducción el rozamiento genera un nuevo aumento de calor y se generan los magmas que salen a superficie generando islas volcánicas o cadenas montañosas.

La Tectónica de Placas. La versión moderna de una vieja idea Los investigadores. Una tarea colectiva

Wegener pensó que la corteza continental se desplazaba sobre la oceánica, cosa que era físicamente imposible. Hess con su modelo inició una fase de revolución científica. Vine descubrió e interpretó las anomalías magnéticas del fondo marino, Tuzo Wilson ideó conceptos como los de falla transformante o punto caliente, y muchos otros trabajaron y acuñaron el término que mejor define la geología actual : Tectónica de Placas. Quedaba establecida esta nueva teoría que unificaba los conceptos de Deriva continental y Extensión del fondo oceánico. La teoría Es una teoría general sobre la dinámica terrestre que se apoya en los siguientes conceptos básicos:  La existencia de flujo convectivo en todo el Manto que se comporta plásticamente frente a la Litosfera que es un millón de veces más rígida.  La litosfera se rompe en fragmentos denominados placas, cuyos límites se encuentran en los cinturones sísmicos. Las Placas Tectónicas  Las placas se mueven en relación con las demás a una velocidad muy lenta pero constante.  Las placas cambian continuamente de forma y tamaño. Esto permite el desplazamiento relativo de los continentes.  Hay placas sólo de corteza oceánica, o sólo de continental, pero la mayoría incluye un continente entero además de una gran área de suelo oceánico Los continentes son pasajeros de las placas litosféricas y pueden colisionar entre sí, cuando llegan a reunirse en las zonas de subducción. Hay 7 Placas principales: Norteamericana, Sudamericana, Pacífica, Africana, Euroasiática, Australiana y Antártica. Cada Placa suele incluir un continente y también fondo oceánico. Las Placas se mueven relativamente unas respecto a otras a velocidades medias de unos 5 cm/año. La causa de este movimiento es la distribución desigual del calor del interior de la Tierra. El Manto caliente asciende y la Litosfera fría desciende por densidad. Los roces entre las Placas pueden generar terremotos, volcanes y grandes codilleras. Los límites de placas: Existen tres tipos de límites de placas:  bordes constructivos o dorsales, donde se genera litosfera oceánica  bordes destructivos o zonas de subducción, marcados por la presencia de fosas, donde se destruye litosfera oceánica mediante subducción.  Bordes trasformantes de placa, se refieren a las denominadas fallas transformantes con desplazamiento lateral, dónde no se crea ni se destruye material. Cada placa está rodeada por una combinación de estos tres tipos de bordes de placa

La actividad en los bordes de placa La interacción entre las placas individuales se produce a lo largo de sus bordes. Aunque casi toda la actividad geológica procedente de la energía interna se produce en los bordes de placa, esta regla tiene algunas excepciones: Cuando se produce una colisión muy importante, la deformación puede afectar no sólo al borde destructivo, sino a la totalidad de las placas. La existencia de volcanes activos lejos de los límites de placas forzó a reconocer la existencia de focos térmicos independientes denominados puntos calientes, que provocan el ascenso de material caliente que termina en un volcán activo. Los bordes constructivos: Se forman por rotura de la litosfera continental y formación de litosfera oceánica a partir del magma proveniente del manto superior. Las elevaciones lineales y extensas que se forman a lo largo de los bordes de placa divergentes se denominan dorsales oceánicas. Una dorsal típica tiene unos mil km. de anchura y se eleva mil o dos mil metros sobre el fondo oceánico. En su zona central y a lo largo del eje existen grandes fosas limitadas por fallas normales denominadas valles del rift. Se han emitido coladas de lavas basálticas de aspecto reciente. Las dorsales se caracterizan por la presencia de enormes fracturas abiertas, más anchas cuanto más alejadas de la zona central, lo que significa que las fallas se abren con el tiempo como si una fuerza estuviese tirando de ellas continuamente. Evolución de una dorsal: La Formación de una dorsal se inicia con la ruptura de un continente. La rotura de un continente puede ocurrir por el ascenso de plumas y puntos calientes del manto:  Las regiones más calientes de lo normal en el manto generan fusión por descompresión que produce regiones de formación de magma que pueden hacer que la corteza suprayacente se abombe, se debilite y se rompa.  El ascenso y el estiramiento de la corteza crean rifts continentales: conjunto de fallas con bloque central hundido que forma una depresión. Se denomina etapa de rift continental.  Posteriormente se inicia la formación de corteza oceánica y se abre una nueva cuenca oceánica. Etapa de rift oceánico  La corteza oceánica sigue creciendo y se forma la dorsal. En los márgenes continentales se desarrollan bordes continentales pasivos, con la acumulación progresiva de sedimentos. Etapa de dorsal oceánica Etapas de la evolución de un dorsal:  etapa de rift continental: parece no haber evolucionado desde hace millones de años.  etapa de rift oceánico: en la zona central del rift ya se ha empezado a generar corteza oceánica.

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etapa de dorsal oceánica: ha crecido la corteza oceánica y se ha formado la dorsal. En los márgenes continentales se desarrollan bordes continentales pasivos, con la acumulación progresiva de sedimentos.

Bordes destructivos: Se forman en los márgenes de los continentes cuando la litosfera oceánica más densa se rompe y comienza a hundirse bajo la litosfera continental. Su consecuencia más importante es la formación de cadenas montañosas, denominadas orógenos. En la formación de un borde destructivo o de subducción se dan los siguientes pasos:    

Ruptura del margen continental estable Inicio de la subducción y formación de una fosa oceánica Formación de magmas y volcanismo Plegamiento y levantamiento de los sedimentos formando un cordillera montañosa. Creación del Orógeno

En el mapa actual las cadenas más importantes se encuentran en el límite occidental del continente americano y el cinturón Alpino - Himalayo. Orógenos de subducción: Pueden ser de tipo arco - isla o de tipo andino Convergencia oceánica-oceánica. Orógenos tipo Arco-Isla (Aleutinas) En estos subduce corteza oceánica bajo corteza oceánica, aunque siempre en las proximidades de un continente. Se generan procesos magmáticos más complejos y variados que los de las dorsales. La ascensión de los magmas puede alcanzar la superficie generando arcos de islas volcánicas que aportan gran cantidad de sedimentos. Parte de los magmas cristalizan en profundidad generando corteza. Se trata del inicio de un cinturón montañoso (orógeno) en su fase más simple. Convergencia oceánica-continental. Orógenos tipo Andino (Andes) En los de tipo andino, la corteza oceánica subduce por debajo de la continental, generando gran actividad magmática, que puede o no alcanzar la superficie, formando grandes masas de rocas plutónicas y volcánicas respectivamente. En el caso de que los magmas alcancen la superficie se forma un “arco volcánico continental” al que se añaden para formar la cordillera los sedimentos plegados y deformados y fragmentos de la corteza oceánica adosados. La cordillera montañosa se encuentra en el borde del continente y los esfuerzos y la deformación se prolongan hacia el interior del continente.

Convergencia continental-continental. Orógenos de colisión: (Himalaya) Cuando la placa oceánica en subducción arrastra un continente puede producirse una convergencia continente – continente, formándose un orógeno de colisión. La cuenca oceánica previa se cierra completamente y se acaba la subducción. Los sedimentos de los respectivos bordes continentales se comprimen y montan sobre uno de los continentes generando el orógeno. Se producen estructuras complicadas y deformación que afecta a las dos placas.

La diferencia con los orógenos anteriores es temporal, porque antes de una colisión tuvo que darse un orógeno de tipo andino, mientras se consume la corteza oceánica que separa inicialmente los continentes que van a chocar. Bordes transformantes o pasivos: (San Andrés) Se denominan bordes pasivos a aquellos límites de placa en los que ni se crea ni se consume corteza oceánica. Se trata de fracturas con desplazamiento lateral que interrumpen las dorsales desplazándolas, denominadas fallas transformantes. Estas fallas se forman para acomodar las diferencias de velocidad de creación de corteza oceánica a lo largo de una dorsal. Algunas de estas fracturas constituyen bordes de placa. El ciclo de Wilson El mejor modelo para comprender los efectos que tienen en la superficie terrestre la creación y destrucción de litosfera. El esquema consta de varias etapas: 1. Un continente se fragmenta por la acción de una anomalía térmica bajo él. 2. A partir de la línea de fragmentación, se genera litosfera oceánica, con lo que los dos fragmentos del continente inicial comienzan a alejarse, al tiempo que se crea una cuenca oceánica entre ambos. 3. Cuando la cuenca oceánica es lo bastante antigua, la litosfera oceánica -debido a su mayor densidad, a su diferencia de temperaturas con la dorsal, y al peso de los sedimentos acumulados-, se hunde bajo la continental formándose un borde de subducción. En este momento la cuenca oceánica deja de crecer. Como simultáneamente otras dorsales están actuando en otras partes de la Tierra, los continentes pueden ser ahora empujados en sentido contrario, con lo que la cuenca oceánica volverá a cerrarse, colisionando los fragmentos del continente inicial. Así, la dinámica litosférica constituye un sistema de fabricación de corteza oecánica en las dorsales, y luego de corteza continental en las zonas de subducción. Los procesos de intraplaca: Vulcanismo de punto caliente Aunque la mayor parte de la actividad geológica de origen interno -magmatismo, metamorfismo, deformaciones- se desarrolla en los bordes de placa, existen algunas excepciones. Cuando aparece vulcanismo en el interior de una cuenca oceánica se explica por la existencia de puntos calientes, lugares en donde asciende material del manto transportando calor. Si la placa se mueve sobre el punto caliente se forman archipiélagos de islas volcánicas o relieves submarinos de volcanes que ya no son activos. Si el punto caliente se sitúa bajo litosfera continental, más gruesa, se puede provocar vulcanismo o pequeñas intrusiones graníticas. Deformación de intraplaca

Si se produce una colisión continental importante, la deformación puede afectar al interior de la placa en su totalidad, e incluso puede iniciarse la fragmentación del continente en otro punto. Mecanismo de movimiento de las placas Muchos datos actuales han demostrado la existencia de corrientes térmicas profundas que afectan a todo el manto.El motor de este movimiento se genera en el calor emitido desde el núcleo externo y el enfriamiento que causa la subducción de las placas frías en el manto superior. Si las corrientes térmicas son lineales generan dorsales, y si son puntuales generan puntos calientes. La evolución de la Península Ibérica según la Tectónica de Placas La península Ibérica forma parte de la placa euroasiática, ha funcionado a lo largo del tiempo geológico como una microplaca independiente. La parte más antigua de la placa Ibérica, el Macizo Ibérico, corresponde a un fragmento de la Pangea (300 Millones de años), por lo que se trata de una antigua cordillera montañosa sometida a erosión desde su formación, con materiales antiguos y muy deformados. Representa el núcleo alrededor del cual se disponen las cordilleras jóvenes de la península: los Pirineos, las Cordilleras Béticas, las Cordilleras Costero-Catalanas y la Cordillera Ibérica, todas ellas formadas por materiales más modernos. Desde la formación de la Pangea y durante su fragmentación la parte emergida de la península estuvo bañada por el mar de Thetys, formándose un borde continental estable donde se acumularon sedimentos hasta el inicio de la orogenia Alpina hace unos 60 Millones de años. En este momento comienza una nueva etapa de colisión en el Mediterráneo, que provoca el choque de pequeños fragmentos continentales que levantan, entre otras, los Alpes y los Pirineos; en particular, por el Sur, hace unos 10 Ma, se produjo la colisión con la pequeña placa de Alborán que levantó las cordilleras Béticas. Entre el Macizo Ibérico y las Cordilleras jóvenes se formaron cuencas marinas que se han rellenado por materiales más recientes que se encuentran sin deformar. Son la Depresión del Ebro, las Cuencas del Duero y Tajo y la Depresión del Guadalquivir. Ésta última se formó entre el Macizo Ibérico y las Cordilleras Béticas, constituyendo un brazo de mar que se fue rellenando de sedimentos hasta la retirada definitiva del mar hacia su posición actual....