Tema 5 - Tectónica de placas PDF

Title Tema 5 - Tectónica de placas
Course Fundamento de Ciencias Naturales I
Institution Universidad de Sevilla
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Tema 5 - Tectónica de placas...


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Tema 5.- DINÁMICA TERRESTRE Y TECTÓNICA DE PLACAS 5.0. INTRODUCCIÓN 5.1. LOS PRECURSORES DE LA TEORÍA: LA DERIVA CONTINENTAL Y LA EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO 5.2. BASES DE LA TEORÍA. PLACAS: MOVIMIENTOS Y LÍMITES 5.2.1. La teoría 5.2.2. Las Placas Tectónicas 5.2.3. Los límites de placas 5.3. ACTIVIDAD Y EVOLUCIÓN DE LOS LÍMITES DE PLACA 5.3.1. Los bordes divergentes o constructivos: Dorsales Evolución de una dorsal 5.3.2. Los límites convergentes o destructivos: Fosas de subducción Orógenos de subducción: Orógenos de colisión 5.3.3. Los Bordes de Placa Pasivos 5.4. EL CICLO DE WILSON 5.5. LOS PROCESOS DE INTRAPLACA: 5.6. FUERZAS EN EL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS. 5.7. LA EVOLUCIÓN DE LA PENÍNSULA IBÉRICA EN EL CONTEXTO DE LA TECTÓNICA DE PLACAS

5.0. INTRODUCCIÓN Ya sabemos que la Litosfera rígida se rompe en fragmentos por la convección del Manto. A estos fragmentos se les denomina placas. Es como una pelota de fútbol, que está dividida en cascos. ¿Cómo podemos saber por dónde se ha roto la litosfera? ¿Podemos dibujar los límites de las placas? Los límites de las placas se deducen a partir de la distribución de los principales focos sísmicos del mundo. A partir de esta distribución se dibujan las principales placas tectónicas. 5.1. LOS PRECURSORES DE LA TEORÍA: LA DERIVA CONTINENTAL Y LA EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO

La idea de que los continentes se mueven por la superficie de la Tierra se introdujo a principios del siglo XX, en contraste con la idea previa establecida por estudios sísmicos de que el Manto era sólido rocoso y por tanto la Corteza no podía moverse. El encaje de Sudamérica y África en los mapas mundiales y posteriormente el trabajo de Alfred Wegener (1915) fueron los modelos básicos de la nueva hipótesis de la “Deriva Continental”. Alfred Wegener publicó una serie de artículos y libros en los que proponía una historia de la Tierra en la que los continentes se habían movido repetidamente, separándose a partir de una misma masa de Tierra denominada Pangea hasta la configuración actual. Recopiló Paleoclimáticas

pruebas:

Geográficas,

Geológicas,

Paleontológicas

y

Aunque consiguió cierto número de seguidores, la hipótesis sobre los desplazamientos continentales, que Wegener definió como “Deriva Continental”, fue rechazada por el grueso de la comunidad geológica. Sin embargo, los continentes se desplazan, y la moderna tecnología ha confirmado las predicciones del científico alemán, aunque estos movimientos ocurren de un modo mucho más lento 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 el desarrollo de dos modelos teóricos anteriores, actualmente mejorados en muchos de sus aspectos La Teoría de la Deriva Continental, es decir del desplazamiento de los continentes, y la Teoría de la Extensión del fondo oceánico, es decir de que el fondo oceánico crece. La “Expansión del fondo oceánico” fue formulada por Harry Hess (1962). 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 (formado por corteza menos densa) 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, y el resto es reabsorbido por el manto. Las fosas oceánicas señalan la presencia de una zona de subducción

5.2. BASES DE LA TEORÍA. PLACAS: MOVIMIENTOS Y LÍMITES Wegener pensó que la corteza continental se desplazaba sobre la oceánica, cosa que era físicamente imposible. Hess propuso que la corteza oceánica se encuentra sobre enormes células convectivas sobre el manto superior creándose y destruyéndose constantemente. 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. Hacia 1968, quedaba establecida esta nueva teoría que unificaba los conceptos de Deriva continental y Extensión del fondo oceánico. Actualmente la tomografía sísmica ha proporcionado los nuevos conocimientos sobre la convección en todo el manto.

5.2.1. 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, que están en constante movimiento, y cuyos límites se encuentran en los cinturones sísmicos.



El movimiento de las placas es impulsado en último extremo por el calor interno de la Tierra

5.2.2. 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. 5.2.3. 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 pasivos 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

5.3. ACTIVIDAD Y EVOLUCIÓN DE LOS LÍMITES DE PLACA 5.3.1. Los bordes divergentes o constructivos: Dorsales Las elevaciones lineales y extensas que se forman a lo largo de los bordes de placa divergentes se denominan dorsales oceánicas. Se forman por ruptura de la litosfera continental y formación de litosfera oceánica a partir del magma proveniente del manto superior. A medida que se separan las placas, el material caliente del manto asciende, se funde y se solidifica creando nueva litosfera oceánica. Conforme la litosfera creada se separa de la dorsal se va enfriando, contrayéndose y aumentando su densidad, por lo que se hunde a una mayor profundidad por debajo de la superficie de los océanos. Una dorsal típica tiene unos 1000 km de anchura y 1-2 kms de altura sobre el fondo oceánico. (Es decir que forman relieves mucho más suaves y anchos que las cadenas montañosas continentales). En su zona central y a lo largo del eje existen grandes fosas limitadas por fallas normales denominadas valles del Rift. Se han observado coladas de lavas basálticas de aspecto reciente y estructuras volcánicas con emanaciones, aunque no ha sido vista ninguna erupción volcánica, lo que demuestra la continuidad del fenómeno a escala geológica pero no a escala humana. La fábrica del fondo oceánico está parada la mayor parte del tiempo. Las dorsales se caracterizan por la presencia de enormes fracturas abiertas, del orden del centenar por km2, 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.

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, estirando y adelgazando la corteza.

Evolución de una dorsal La Formación de una dorsal se inicia con la ruptura de un continente. •

En los continentes, la formación de un borde divergente comienza con la formación de una depresión alargada, donde la corteza se estrecha hasta romperse y es común encontrar fallas normales: Rift Continental. Ejemplos de esta fase es la zona de los Grandes Lagos de África Oriental, el rift del Baikal, el rift de Río Grande y la provincia de Basin and Range.



Si continúa la separación, se produce la formación de corteza oceánica, que al ser más densa hace que se hunda la parte central. Entonces, el mar puede invadir esta zona y, cuando lo hace, forma un mar muy estrecho similar al Mar Rojo. Por similitud a este tipo de océano se le denomina Etapa de rift oceánico, tipo Mar Rojo.



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.

5.3.2. Los límites convergentes o destructivos: Fosas de subducción La convergencia oceánica – continental se forma en los márgenes de los continentes cuando la litosfera oceánica más densa se rompe y comienza a hundirse bajo la litosfera continental, creando una zona de subducción. Su consecuencia más importante es la formación de cadenas montañosas, denominadas Orógenos. Las fosas oceánicas son el lugar por donde la litosfera oceánica comienza a subducir bajo el borde continental. Su ocasional ausencia de sedimentos podría explicarse si éstos fuesen también arrastrados hacia el manto. Los seismos en las zonas de Benioff, plano inclinado en el sentido de avance de la placa que subduce, son la mejor muestra de que existe un movimiento relativo entre la litosfera oceánica y la continental. Los focos compresivos, que son los más profundos, revelan los esfuerzos de penetración de la litosfera oceánica en el manto. El flujo térmico en las fosas es bajo, porque el material es antiguo 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 volcánicas en los bordes de los continentes. 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 una cordillera montañosa. Creación del Orógeno. En el mapa actual las cadenas más importantes se encuentran en el límite occidental del continente americano (La Cordillera - Sierra Madre - Los Andes) y el cinturón Alpino - Himalayo. El primero presenta vulcanismo y sismicidad concentrada, y el segundo casi sin volcanes y con sismicidad dispersa. Estas diferencias inducen a pensar que corresponden a dos tipos de orógenos diferentes, debidos a distintas circunstancias en la subducción. Se dan dos tipos de orógenos, de subducción y de colisión, que corresponden a distintas etapas de la subducción. Orógenos de subducción: Pueden ser de tipo arco - isla o de tipo andino Tipo Andino. 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. La cordillera montañosa se encuentra en el borde del continente y los esfuerzos y la deformación se prolongan hacia el interior del continente. Tipo Arco-Isla. 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, a partir de la fusión de la corteza subducida y de los sedimentos arrastrados. La ascensión de los magmas puede alcanzar la superficie generando arcos de islas volcánicas que aportan gran cantidad de sedimentos en sus márgenes.

Orógenos de colisión Se produce la convergencia continente - continente. La diferencia con los 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. La cuenca oceánica previa se cierra completamente y se acaba la subducción, aunque los empujes pueden continuar. Los sedimentos de los respectivos bordes

continentales se comprimen y montan sobre uno de los continentes generando el orógeno. Este orógeno es muy grueso debido a la subducción muy prolongada. Se producen estructuras complicadas y deformación que afecta a las dos placas.

5.3.3. Los Bordes de Placa Pasivos 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. Tal como las definió Tuzo Wilson, estas fallas se forman para acomodar las diferencias de velocidad de creación de corteza oceánica a lo largo de una dorsal. Sin embargo, tienen un origen complejo y las mejor estudiadas parecen ser prolongaciones de fracturas continentales. Ejemplo: la falla de San Andrés.

5.4. EL CICLO DE WILSON Quizá el mejor modelo para comprender los efectos que tienen en la superficie terrestre la creación y destrucción de litosfera sea el denominado Ciclo de Wilson (ideado por Tuzo Wilson). El esquema consta de varias etapas. En la primera, un continente se fragmenta por la acción de una anomalía térmica bajo él. A continuación, y 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. 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 nuevo borde de placa. 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. Podría pensarse que, exceptuando la aparición de una sutura, un continente que haya experimentado un ciclo de Wilson permanece sin cambios. Esto no es así, ya que se forman orógenos, y se genera un crecimiento continental neto por aporte de rocas magmáticas y adición lateral de sedimentos que forman los complejos subductivos. 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. El conjunto se denomina proceso ígneo en dos etapas.

5.5. LOS PROCESOS DE INTRAPLACA: 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. Los puntos calientes son zonas con intensa actividad volcánica formadas por el ascenso de una pluma térmica del Manto, que cerca de la superficie está sometida a menor presión y funde los materiales, dando lugar estructuras volcánicas. Si la placa se mueve sobre el punto caliente se forman archipiélagos de islas volcánicas como el de Hawaii 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 (Yelowstone) o intrusiones graníticas. 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.

5.6. FUERZAS EN EL 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. Sobre las placas terrestres actúan fuerzas impulsoras del movimiento, pero también fuerzas que se oponen al movimiento IMPULSORAS •

Empuje de la dorsal



Arrastre en las zonas de subducción



Succión por convección del manto OPOSITORAS



Resistencia de la placa (fricción)



Arrastre opuesto del manto

5.7. LA EVOLUCIÓN DE LA PENÍNSULA IBÉRICA EN EL CONTEXTO DE LA TECTÓNICA DE PLACAS La península Ibérica forma parte de la placa euroasiática, pero a efectos geológicos, tanto por su constitución, como por su comportamiento 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 Pangea (hace unos 300 Millones de años) en la zona de sutura de dos grandes supercontinentes, Laurasia y Gondwana, por lo que se trata de una antigua cordillera montañosa sometida a erosión desde su formación, con materiales antiguos (Paleozoico) 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 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 (o microplacas) 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. Actualmente nos encontramos en un régimen compresivo debido al acercamiento entre las placas europea y africana.

Dominios Geológicos en la Península Ibérica y Andalucía: En la Península Ibérica se distinguen tres dominios, teniendo en cuenta la edad de los materiales y la deformación que los afecta:

• El Dominio Hercínico, representado sobre todo en el Macizo Ibérico. Aquí se encuentran los materiales más antiguos, del Paleozoico y Precámbrico, que emergieron y se deformaron durante la orogenia Hercínica (hacia el final del Paleozoico) que culminó con la formación de Pangea. El macizo Ibérico es, pues, un trozo de Pangea, que desde su plegamiento ha quedado emergido y sometido a erosión. • El Dominio Alpino, representado en las cordilleras que rodean el Macizo Ibérico, y que se han ido adosando al mismo. Son materiales formados después del Paleozoico, durante el Mesozoico y del Terciario Inferior, emergidos y deformados durante la orogenia Alpina (desde mediados del Terciario a la actualidad). Forman parte de este dominio los Pirineos, las Cordilleras Bética...


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