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Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 1 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete UNIDAD 2. TECTÓNICA DE PLACAS, UNA TEORÍA GLOBAL 1. INTRODUCCIÓN. Se sabe que la Tierra es una esfera de 6.378 kilómetros de radio ecuatorial. Pero el estudio de su interior es muy complejo. Más si se tiene en cuenta que, hasta principios del siglo XX, no se tuvo idea de la configuración de las tierras emergidas y hubo que esperar hasta finales de ese mismo siglo para completar la exploración de los fondos marinos. Siendo esto así con la parte de la Tierra observable, mucho más arduo será el trabajo para descifrar su interior. No sirven sondas ni observaciones directas. Se hace necesario medir ruidos, temperaturas, analizar lo expulsado por los volcanes, etc. Sólo de esta forma y con estos métodos se puede avanzar en el estudio del interior de la Tierra. En los últimos años nuevas técnicas se han aplicado al estudio de la Tierra con las que hemos obtenido datos fiables de su interior. Esta información junto con los datos que ya poseíamos, el estudio de las rocas y los experimentos de laboratorio nos han permitido elaborar un modelo terrestre bastante cercano a la realidad. Nuevas tecnologías nos permitirán, en un futuro, ajustar el modelo actual a la realidad. Uno de los aspectos más desconocidos del interior terrestre es la dinámica de sus capas, sobre todo del manto y del núcleo, que influyen de manera directa en la dinámica de la corteza terrestre y los procesos geológicos que en ella se producen. 2. MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA. Como expusimos en el Tema 1, para conocer el interior de la Tierra se puede recurrir a varios tipos de métodos que podemos agrupar en: 1. Directos. Se basan en la observación directa de los materiales que componen las capas menos profundas del interior de la Tierra; por lo tanto, la información que proporcionan es muy limitada. Los materiales que se estudian son rocas que se extraen de las minas, que se expulsan por los volcanes y las que se ponen al descubierto por erosión de los materiales depositados sobre ellos. Asimismo la caída de meteoritos provoca cráteres de im- pacto que pueden sacar a la superficie rocas del interior. En ocasiones, estas rocas poseen xenolitos (del griego xénos, “extraño” y líthos, “piedra”), es decir, fragmentos de roca arranca- dos del manto y que, por ejemplo, fueron arrojadas al exterior mediante erupciones volcánicas. También se han realizado sondeos para conocer la corteza continental profunda; el pozo más profundo perforado hasta la actualidad es el pozo SG-3 en la península de Kola (Rusia) que supera los 12 km de profundidad. Con posterioridad, el barco japonés Chikyu inició la perforación de la corteza oceánica con intención de alcanzar el manto. Actualmente, mantiene el récord de perforación en aguas profundas que estableció en abril de 2012. 2. Indirectos. Proporcionan datos acerca de la composición y estructura de las capas profundas de la Tierra. Se basan en cálcu- los y deducciones elaborados al estudiar las propiedades físicas y químicas de nuestro planeta. Los datos obtenidos se representan en gráficas y, a partir de ellas, se construyen hipótesis sobre la composición y estructura del interior de la Tierra. Los métodos indirectos se clasifican en: Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 2 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete Métodos no sísmicos, entre los que encontramos los estudios de rocas extraterrestres como los meteoritos, que nos aportan información sobre la abundancia de los elementos químicos que existen en el Sistema Solar y, en consecuencia, de la composición de las capas internas de la Tierra... También el estudio de las características del planeta (magnetismo, gravimetría, densidad y temperatura de la tierra) nos puede proporcionar in- formación sobre el interior del planeta. Métodos sísmicos. Se basan en el estudio de las variaciones de velocidad de las ondas sísmicas en el interior de la Tierra. 2.1. El método sísmico. La sismología estudia los terremotos, sus causas y efectos, pero también la estructura del interior terrestre a partir de los datos que proporcionan las ondas sísmicas. Los terremotos o seísmos son vibraciones bruscas de la corteza terrestre causadas por el desplazamiento de grandes masas rocosas en zonas de fractura o fallas. La mayoría se producen entre 10-70 Km de profundidad, donde las rocas poseen un comportamiento rígido. La energía liberada viaja en forma de ondas elásticas en todas las direcciones a partir del foco o hipocentro donde se origina el seísmo. El punto de la superficie situado en la vertical es el epicentro. Los sismógrafos registran las ondas sísmicas en unas gráficas llamadas sismogramas. Tipos de ondas sísmicas: Ondas de volumen. Las vibraciones se propagan formando frentes esféricos de ondas que dan lugar a ondas de volumen las cuales se transmiten en profundidad. Las distintas rocas son atravesadas por este tipo de ondas de diferente manera, según su naturaleza y estado. Estas pueden ser de dos tipos: “P” (primarias): son ondas longitudinales o de compresión cuyas partículas vibran en la misma dirección en que se propaga la onda, produciendo compresiones y dilataciones. Son las primeras en recibirse. Su velocidad depende directamente de la incompresibilidad y módulo de rigidez e inversamente de la densidad. Velocidad entre 5 y 13 km/seg. Las ondas P se propagan en medios rígidos y fluidos, aunque a menor velocidad. “S” (secundarias): son ondas transversales cuyas partículas vibran transversalmente, es decir, perpendicularmente a la dirección de propagación. Su comportamiento depende de la elasticidad del medio, por lo que sólo se propagan en medios sólidos y en medios poco rígidos, nunca en medios fluidos. Su velocidad depende del módulo de rigidez en razón directa y de la densidad en razón inversa. Velocidad entre 4 y 8 km/seg. En el interior de la Tierra la velocidad de las ondas P y S debe aumentar a pesar de la densidad creciente, debido al incremento de K (incompresibilidad) y de µ (rigidez), excepto en algunas determinadas zonas. Tenemos que tener presente que: Cuanto mayor es la densidad de un medio, menor es la velocidad de las ondas que lo atraviesan; esto se debe a que hace falta mucha energía para hacer vibrar a los átomos muy pesados, por lo que los medios muy densos absorben mucha energía sísmica. La velocidad de propagación de los dos tipos de ondas es proporcional a la rigidez del medio, ya que las dos son vibraciones (las de las ondas P, en la dirección de los rayos; las de las ondas S, Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 3 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete transversales a aquéllos), y en un medio muy rígido las partículas tienen posiciones muy fijas, a las que vuelven fácilmente tras las vibraciones, sin absorber mucha energía. En los fluidos (rigidez nula) pueden transmitirse las ondas P porque dependen también de la incomprensibilidad (K), pero no las ondas S: como en un fluido una partícula no tiene una posición fija, no puede vibrar en torno a ella. La transmisión de las ondas P y S a través de las capas terrestres obedece las leyes de la refracción y de la reflexión establecidas para la luz. Los medios donde se producen y por donde pasan las ondas sísmicas son heterogéneos por lo que los frentes de ondas no son esféricos y estas se transmiten con diferentes velocidades según las direcciones. Las trayectorias de las ondas suelen ser curvas debido a los fenómenos de refracción. Estasrefracciones generan "zonas de sombra" que permiten saber a qué profundidad se produce el cambio de material. Por tanto, las ondas sísmicas pueden proporcionarnos una “radiografía” del interior terrestre. Ondas de superficie: Son más lentas que las ondas de volumen y solo se propagan por el exterior del planeta, razón por la cual carecen prácticamente de interés en geofísica al no permitir «escuchar» el interior de la Tierra. Sin embargo, son motivo de preocupación debido a su baja frecuencia, su larga duración y su gran amplitud, factores que hacen de ellas las ondas sísmicas más destructivas. Las principales son: Rayleigh “R” (LR): las partículas vibran perpendicularmente en un plano vertical a la dirección de propagación. Love “L” (LQ): las partículas vibran perpendicularmente en un plano horizontal. Son muy peligrosas para los cimientos de las casas. 3. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA. Para explicar la estructura del interior terrestre se propusieron dos modelos. Inicialmente un modelo geoquímico basado en la composición de los materiales y, posteriormente, un modelo geodinámico sustentado en la respuesta física de dichos materiales. Este último se propuso durante el desarrollo de la teoría de Tectónica de Placas para explicar la dinámica de las placas litosféricas teniendo en cuenta la rigidez o la fluidez de los materiales que constituían las distintas capas. El modelo actual es una síntesis de los dos modelos anteriores. 3.1. Modelo geoquímico terrestre (modelo estático). Discontinuidades sísmicas. Analizado el comportamiento de las ondas sísmicas como hemos visto en un punto anterior y, a la vista de las gráficas de velocidad, se propuso un modelo que dividió a la Tierra en varias regiones: el Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 4 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete modelo geoquímico. Dicho modelo se basa en la diferente composición química y mineralógica de los materiales terrestres, lo que influye en la velocidad de las ondas sísmicas. Las ondas sísmicas se propagan a velocidad variable, dependiendo de la naturaleza de los materiales atravesados. Al cambiar de medio pueden sufrir procesos de reflexión y refracción, lo que permite detectar la existencia de las llamadas discontinuidades sísmicas. Se trata de variaciones importantes en la velocidad y comportamiento de las ondas sísmicas y se corresponden con zonas del interior terrestre que separan diversas capas de la Tierra: la corteza, el manto, el núcleo externo y el núcleo interno. Las tres principales discontinuidades sísmicas son: - Discontinuidad de Mohorovicic o simplemente Moho y señalaría el límite entre la corteza y el manto. Debe su nombre al croata Andrija Mohorovičić (1857-1936) quien la descubrió al comprobar que las ondas sísmicas incrementaban notablemente su velocidad al atravesar una zona situada unos 35 km de media bajo los continentes. La profundidad real de esta discontinuidad varía entre los 10-15 Km bajo los océanos y 30-40 Km bajo los continentes. – Discontinuidad de Gutenberg o CMB (de core-mantle boundary o límite núcleo-manto) delimita el manto del núcleo, a unos 2900 Km de profundidad. Es la más nítida e importante de todas. en 1912, el sismólogo alemán Beno Gutenberg (1889-1960) verificó la existencia de una “zona de sombra” entre los 105 y 143 grados respecto del origen del sismo, es decir, una zona en la que no se registraban ondas sísmicas. Este hecho les llevó a plantearse la existencia de una capa interna, el núcleo, mucho menos rígida que el material suprayacente –el manto– que se caracteriza por la brusca disminución de velocidad de las ondas P a la vez que se refractan desviándose de su trayectoria. Más tarde se comprobó que las ondas S no atravesaban el núcleo, lo que se interpreta como que al menos una parte está en estado líquido. - Discontinuidad de Lehmann (zona de transición del núcleo). Más adelante se observó que la “sombra” arrojada por el núcleo no es total, sino que se observan ondas P de pequeña amplitud en esta zona. En 1936, la sismóloga danesa Inge Lehmann (1888-1993) sugirió que estas ondas eran debidas a la existencia de un núcleo interno sólido, en el que las ondas P incrementaban su velocidad de 10 a 11 km/s debido un incremento de rigidez, diferenciándose por tanto un núcleo externo fundido y un núcleo interno sólido. La zona de separación entre ambas partes del núcleo recibió el nombre de discontinuidad de Lehmann (también denominada discontinuidad de Wiechert- Lehmann) y estaría situada a unos 5.155 km. Las ondas P y S aparecen en las estaciones comprendidas entre el foco y una distancia de 103º medidos desde el centro de la Tierra. Entre los 103º y los 140º aparece una zona de sombra y después sólo reaparecen las P a partir de los 140º. Este fenómeno podría deberse al estado fluido del núcleo externo. Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 5 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete En resumen, el método sísmico ha permitido diferenciar los materiales presentes en el interior del planeta en función de sus características mecánicas, que condicionan la velocidad a la que se propagan las ondas sísmicas. Es la conocida como estructura geoquímica de la Tierra, que proporciona una imagen de la misma formada por corteza, manto, núcleo externo y núcleo interno. Sin embargo, es una imagen estática que no aporta información acerca de lo que ocurre en las profundidades de nuestro planeta. Los avances más recientes en las técnicas sismológicas, como el desarrollo de la tomografía sísmica, han ofrecido una imagen dinámica del interior, mostrando procesos que tienen su reflejo en la superficie de la corteza. La corteza: estructura y composición. Representa aproximadamente el 1 % del volumen del globo terrestre. Es la capa más superficial y por tanto la más conocida, gracias tanto a métodos de sondeo directo como a métodos indirectos. Los elementos químicos más abundantes en la corteza son el oxígeno (94%) y el silicio, junto al sodio, el potasio, el calcio y el aluminio. Desde el punto de vista genético y composicional podemos distinguir entre dos tipos de corteza, la continental y la oceánica. El 20 de mayo de 1990 un terremoto de magnitud 7,1 ocurrido en Sudán originó ondas sísmicas como las que se muestran, que fueron registradas por los observatorios sismológicos de todo el mundo, generando sismogramas como los que aparecen al lado del nombre de algunas ciudades. Distribución de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas P y S en el interior de la Tierra, basada en los datos obtenidos por Jeffreys en 1939 y por Gutenberg en 1959. Se ha descubierto que algunas ondas P, al llegar al núcleo interno, generan ondas S que se propagan a su través –lo que muestra que es sólido–; las ondas S abandonan el núcleo interno regenerando ondas P, que se detectan con retraso en los sismogramas Discontinuidad de Gutenberg Discontinuidad de Lehmann Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 6 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete La corteza continental presenta un espesor que oscila entre25 a 70 km y su densidad media está en torno a 2’7 g/cm3. El compuesto más abundante es el sílice (SiO2). Entre los minerales serán por tanto los silicatos simples y aluminosilicatos los más abundantes, como el cuarzo. En general, la corteza continental es un conjunto caótico de rocas plutónicas, volcánicas y sedimentarias, metamorfizadas en distintos grados, casi siempre más intensos cuanto mayor es la profundidad.En algunos casos la composición de la parte superior es de tipo granítico y la inferior gabroideo. La composición media es la de la andesita (roca intermedia entre el granito y el basalto). La corteza continental contiene rocas muy antiguas, de cerca de 4.000 millones de años: el registro continental abarca, por tanto, un 85 % de la historia de la Tierra La corteza oceánica tiene un espesor que oscila entre 5 y 12 km y una densidad media de 3,0 g/cm3. Los minerales predominantes son los feldespatos cálcicos y piroxenos. Su edad no supera los 180-200 m.a. Se encuentra estratificada en varios niveles: – Nivel 1: Hasta unos 400 m de espesor, compuesto de sedimentos. – Nivel 2A: de 500 m de espesor, contiene basaltos que forman lavas almohadilladas. – Nivel 2B: de 1,5 km de espesor, formado por diques basálticos fracturados. – Nivel 3: de 4 km de espesor, formado por gabros y otras rocas de bajo contenido en sílice formados por enfriamiento lento del magma El manto: estructura y composición. Representa el 83 % del volumen del globo y el 64 % de su masa. Se trata de la segunda envuelta interna por lo que es una capa intermedia entre la corteza y el núcleo. La temperatura oscila entre los 1000 - 5000 ºC pero las altas presiones impiden la fusión de las rocas. Este comportamiento sólido queda avalado por las informaciones del método sísmico. En algunos puntos en los que disminuye la presión se produce una fusión parcial, dando lugar a los magmas que tienden a emerger a la superficie a través de las grietas del terreno. La tomografía sísmica ha desvelado que los componentes del manto se comportan como sólidos ante las sacudidas sísmicas mientras que ante esfuerzos lentos y largos (millones de años) tienen un comportamiento fluido. A este estado sólido- líquido se le llama fusión incipiente. Este estado del manto justificaría la existencia de las corrientes de convección que estudiaremos más adelante. La mayor parte de los investigadores aceptan que las rocas predominantes en el manto son las peridotitas, con alto contenido en silicatos de Fe y Mg y bajo contenido en SiO2 (sílice). Hay evidencias que apoyan que el manto parece formado por rocas del grupo de las peridotitas: Las peridotitas se parecen a un tipo de meteoritos (condritos) y de asteroides, lo que indica que se trata de materiales frecuentes en el Sistema Solar. A las temperaturas reinantes en el manto, las peridotitas se fundirían parcialmente dando magmas basálticos, que son los más comunes de los que llegan a la superficie desde el manto. En los sondeos marinos realizados sobre bloques oceánicos levantados y erosionados se han encontrado peridotitas bajo los materiales de la corteza oceánica. El manto es anisótropo: es decir, las ondas sísmicas no se propagan con igual velocidad en todas las direcciones, probablemente a causa de la existencia de corrientes que orientan los minerales alargados de las rocas; la velocidad de propagación será mayor en la dirección del alargamiento. La anisotropía medida en el manto (3 a 9 % de diferencia entre la velocidad máxima y la mínima) es casi igual a la medida experimentalmente en peridotitas (3 a 10 %). Las peridotitas son ricas en Mg y Fe y aunque la concentración de estos y otros elementos Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 7 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete permanece constante a lo largo del manto, se reordenan según la profundidad y originan capas en las que predominan diferentes minerales. Manto superior (desde donde termina la corteza hasta los 670 Km de profundidad). Su densidad es de 3,3 g/cm3. El gradiente de velocidad de las ondas sísmicas es suave. Podemos distinguir: – Capa de olivino: se extiende hasta los 410 km y contiene principalmente olivino, un silicato rico en magnesio, acompañados de piroxenos y granates. – Capa de espinela: a partir de los 410 y hasta los 660 km las elevadas presiones y temperaturas transforman el olivino en espinela, un mineral más denso y compacto. Manto inferior (670 - 2900 Km.) Su densidad es de 5,6 g/cm3. El gradiente de velocidad es lento, llegando a alcanzar las ondas P 14 km/s y las S 8 Km/s. Se comporta como un sólido plástico, al igual que el manto superior, si bien su viscosidad es mayor. El aumento de presión y temperatura hace que los minerales cambien hacia formas de estructura más compacta distinguiéndose: – Capa de perovskita: entre los 660 y 2700 km la espinela se transforma en perovskita un denso mineral que, dada la enorme extensión de esta capa, podría ser el más abundante del planeta. – Capa D´´ (pronunciese D doble prima): en los últimos 200-300 km la perovskita se transforma en postperovskita, proceso que libera calor, contribuyendo a la transferencia térmica desde el núcleo y al ascenso de penachos térmicos de roca fundida y que estudiaremos más adelante. El núcleo: estructura y composición. Representa el 16 % del volumen del globo y el 31 % de su masa. y es la capa más interna del planeta. Su densidad parece situarse entre 10-13 g/cm3, similar a la de los sideritos que son meteoritos ricos en troilita (FeS) y cuyas propiedades físicas coinciden con las medidas para esta capa terrestre, por lo que se supone compuesto por una aleación de hierro y níquel (4 %) aunque probablemente existen otros elemento como oxígeno y azufre (8-10 %) tal vez formando sulfuros de hierro como en los meteoritos. Se divide en varias capas: Núcleo externo: se extiende desde los 2.900 hasta los 5155 km de profundidad. Se encuentra en estado líquido y las ondas P disminuyen su velocidad de 10,4 a 8 Km/s y las S desaparecen por completo. Esto se explica por la elevada densidad de núcleo externo (12 g/cm3, el doble que el manto) y por el hecho de que a pesar de las altas presiones, las elevadas temperaturas impiden a los átomos formar una estructura sólida. Una importante consecuencia es que al estar en estado líquido el hierro puede fluir gracias a movimientos de convección y a la rotación terrestre, lo que determina la existencia del campo magnético terrestre. Núcleo interno: desde los 5.155 hasta 6378 km. Su temperatura es mayor que la del núcleo externo pero las elevadas presiones comprimen los átomos, lo que explicaría su carácter mayoritariamente sólido (>90%). Se divide en superior (hasta los 5750 km) e inferior, que solo se Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 8 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete distinguen por la diferente orientación de sus minerales. Según se enfría la Tierra el núcleo interno crece en espesor a costa del núcleo externo a razón de unos 0,5 mm al año. Aunque su composición es la misma que la del núcleo externo, se especula con la existencia de elementos pesados como oro, platino o mercurio. 3.2. Modelo geodinámico terrestre. Tomografía sísmica. El cambio de concepción del interior terrestre se produjo a partir de la tomografía sísmica. Esta técnica recuerda al scanner de los médicos, salvo que emplea ondas sísmicas en lugar de rayos X; mediante ella se analiza la velocidad de cientos de ondas sísmicas que pasan a través de la Tierra en diferentes direcciones y, a partir de dicho análisis, se generan, por ordenador, imágenes tridimensionales del medio que han atravesado, como la de la ilustración. Como señalábamos anteriormente, la velocidad de las ondas sísmicas depende de diversos factores: la densidad, la composición, la estructura mineral, el grado de fusión y la temperatura. La tomografía revela variaciones laterales de la velocidad y, por deducción, de la temperatura y densidad de los materiales. Con este método se puede determinar la existencia de zonas calientes (menor velocidadde las ondas sísmicas), representadas en rojo, y zonas frías (mayor velocidad, en azul) y, en consecuencia, la existencia de corrientes de convección. Los datos recogidos pueden ser representados como mapas de temperaturas. Según este modelo geodinámico la Tierra estaría dividida en varias unidades: Litosfera: Se trata de un conjunto rígido que abarcaría toda la corteza y una parte del manto superior (manto superior litosférico). En consecuencia se fracturará en respuesta a los esfuerzos. La litosfera no es igual bajo los continentes y bajo los océanos: la litosfera continental parece ser más gruesa (150-250 km de espesor) y más plástica que la litosfera oceánica (100 km de espesor). La resistencia mecánica de las peridotitas que se comportan de manera rígida hasta los 100 km de profundidad y por debajo de los 1100 ºC de temperatura, definen la base de la litosfera. Así, la litosfera continental se caracteriza porque la corteza continental se deforma intensamente debido a que algunos minerales de la parte inferior (cuarzo, feldespato) son muy deformables a alta temperatura. Esto funciona como un nivel de despegue cuando se ejercen esfuerzos sobre ella. Como en la corteza oceánica no existen dichos minerales, la litosfera oceánica se deforma mucho menos. Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 9 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete Astenosfera: Comprende el resto del manto superior y recibe dicho nombre por su capacidad de fluir (del griego astenós, “sin fuerza”). Este término ya fue propuesto por Joseph Barrell (1914) para referirse a una capa plástica que permitiera explicar los movimientos verticales isostáticos de los continentes. La litosfera y la astenosfera no estarían separadas por una discontinuidad sísmica, sino que tendrían un contacto irregular e ideal marcado por la isoterma del comienzo de fusión de las peridotitas del manto superior. Esta fusión incipiente de materiales de la astenosfera explica su menor rigidez en relación con la litosfera hasta el punto de que la litosfera es un millón de veces más rígida que la astenosfera. Durante las últimas décadas del siglo XX se dio por supuesto que la astenosfera era una capa continua, universal, que actuaba como lubricante o nivel de despegue de la litosfera, pero en algunas zonas antiguas este nivel no se detecta claramente. Hoy día se cuestiona su existencia a la luz de las investigaciones realizadas mediante tomografía sísmica. Mesosfera: Comprende todo el manto que existe bajo la astenosfera, equivale por tanto al manto inferior. Más densa y rígida, es la unidad más voluminosa del planeta y hasta los años 70 la gran desconocida. Las nuevas tecnologías como la tomografía sísmica empiezan a informarnos sobre su dinámica. Los resultados van confirmando las predicciones del geólogo Arthur Holmes que desde los años 30 del siglo pasado habían especulado sobre la existencia de corrientes de convección en el interior de la Tierra. A pesar de que es sólida, sus elevadas presiones y temperaturas hacen que se encuentre en condiciones muy próximas a su fusión (fusión incipiente), lo que le permitiría, al igual que la astenosfera, fluir muy lentamente. Algunos investigadores proponen que la astenosfera no existe realmente y por tanto la mesosfera estaría situada bajo la litosfera. Por este motivo, hoy día tiende a hablarse de manto sublitosférico para referirse al formado por el resto del manto que se encuentra bajo la litosfera. Se encuentra en convección. Sus corrientes ascendentes coinciden con las zonas de dorsal, y sus corrientes descendentes con las zonas de subducción como estudiaremos más adelante. Nivel D ´´: Las nuevas técnicas sísmicas han permitido elaborar un mapa topográfico de la superficie del núcleo que constituye el llamado nivel D’’ o límite núcleo-manto de grosor variable (0 a 300 km) que presenta una velocidad de las ondas sísmicas muy baja, denotando la existencia de elevaciones y depresiones de hasta 10 Km de altura llamadas penachos térmicos (se cree que son consecuencia de la convección de los materiales del núcleo). Este nivel D´´ es especialmente grueso bajo África y el océano Pacífico que son, además, los lugares donde surgen más penachos térmicos. Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 10 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete Endosfera: Coincide con el núcleo ya descrito en el modelo geoquímico. Formada por una capa externa muy fundida (núcleo externo) donde se producen corrientes o flujos y otra interna, sólida y muy densa (núcleo interno superior e inferior. La llegada de material frío a la base del manto que se produce por subducción enfría el núcleo externo en esa zona, provocando corrientes descendentes que llegan al núcleo interno. En el resto del núcleo externo, más caliente, se forman penachos térmicos que calientan la base del manto y alimentan sus zonas activas. 4. DE LA DERIVA CONTINENTAL A LA TECTÓNICA DE PLACAS La existencia de una sola masa continental, la Pangea, el acoplamientos de los continentes actuales y su posterior separación, la semejanza faunística entre los continentes y la formación del océano Atlántico fueron eventos planteados entre los siglos XVII y a principios del XX por geólogos como Snider-Pellegrini, Sacco o Taylor. En aquel entonces, todas las hipótesis que explicaban estos acontecimientos se situaban dentro de corriente catastrofista, vinculada a la interpretación literal de la Biblia, y el diluvio universal constituía el principal agente modelador del relieve. Comparativa entre los modelos geoquímico y geodinámico del interior terrestre. Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 11 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete 4.1. La deriva continental de Wegener. Las ideas de Frank Bursley Taylor sobre la deriva continental fueron desarrolladas de forma independiente por el meteorólogo alemán Alfred Lothar Wegener (1880–1930) quien, en 1915, publicó su trabajo «Die Enstehung der Kontinente und Ozeane», El origen de los continentes y los océanos, en el cuál desarrollaba la teoría de la deriva continental. Según Wegener, a comienzos del Mesozoico existía en la superficie de la Tierra un supercontinente único denominado Pangea (en griego, “toda la Tierra”), el cual se habría partido y sus fragmentos habrían empezado a moverse y a dispersarse. Adoptando el mecanismo de isostasia postulado por Airy, Wegener admitió que los fragmentos de Pangea, constituidos por sial (así se denominaba la capa granítica de la corteza), flotarían sobre los materiales basálticos subyacentes del sima, más densos y fluidos que forman el suelo oceánico. Durante el proceso habrían surgido las cordilleras por compresión en los bordes frontales de los continentes debido el llamado “efecto proa”. Argumentos aportados por Wegener a favor de esta teoría son: - Pruebas geográficas: el ensamblaje perfecto de los continentes por su línea de plataforma continental (isobata de 200 m). Esto es especialmente evidente entre Sudamérica y África. - Pruebas geológicas: basadas en la correlación existente entre las estructuras geológicas, tanto cratones como cinturones orogénicos, a ambos lados del Atlántico. - Pruebas paleoclimáticas: basadas en la localización de ciertas rocas que indican unas condiciones climáticas determinadas en zonas del planeta con climas muy diferentes. Por ejemplo, la existencia de tillitas (tipicas de medios glaciares) cerca del ecuador, carbón (tipica de medios templado-húmedos)en latitudes altas del hemisferio norte; depositos evaporíticos (característicos de zonas áridas) en zonas polares. Si colocamos los continentes en la posición que debían de estar en aquellos momentos, observaríamos que las rocas se encuentran en latitudes coherentes con las condiciones climáticas necesarias para su formación. - Pruebas paleontológicas: es el argumento tal vez más sólido y se fundamenta, una vez descartada la posibilidad de puentes intercontinentales, en la existencia un supercontinente cuya fragmentación y deriva podría explicar la existencia de fósiles idénticos en distintas partes del mundo (los reptiles Cynognathus, Mesosaurus, Lystrosaurus; o el helecho Glossopteris) Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 12 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete En cuanto a los mecanismos responsables de la deriva Wegener propuso, aunque no muy convencido, una combinación de dos fuerzas: - Por un lado, el diferente valor de la aceleración gravitatoria entre los polos y el ecuador, consecuencia de la forma de la Tierra –un esferoide achatado en revolución–, haría que las masas continentales se desplazasen hacia el ecuador, alejándose de los polos. - Por otro lado, las fuerzas de marea originadas por la atracción gravitatoria del Sol retrasarían la rotación terrestre (por el mismo motivo la Tierra ha frenado la rotación de la Luna, haciendo que ésta siempre presente la misma cara). Pero ese frenado afectaría más a las capas exteriores (sial), que se deslizarían sobre las interiores (sima); ya que la Tierra gira de oeste a este, el resultado neto es que se produciría un desplazamiento de los continentes hacia el oeste. Sin embargo, la teoría no resultaba satisfactoria, entre otras razones porque las fuerzas centrífugas a las que Wegener recurría son totalmente insuficientes para explicar el movimiento de los continentes. Hoy sabemos que la fricción que se produciría al deslizarse la corteza continental sobre la oceánica, o incluso sobre un nivel de menor rigidez, es enormemente mayor que las fuerzas inerciales necesarias. Durante varias décadas la hipótesis de Wegener permaneció en el olvido; solo un pequeño grupo de seguidores impidió su abandono definitivo. Entre ellos se encontraba el geólogo británico Arthur Holmes (1890-1965), quien en 1929 había sugerido un mecanismo de movimiento continental mucho más plausible que el postulado por Wegener. Según Holmes, cuando las rocas que se hallan en las profundidades del manto se calientan, se tornan menos densas y ascienden a la superficie, donde se enfrían y se hunden para posteriormente volver a calentarse y subir de nuevo. Estas corrientes de convección de las rocas podrían proporcionar la fuerza motriz necesaria para fracturar los continentes. 4.2. La expansión de los fondos oceánicos. A mediados del pasado siglo, las nuevas tecnologías (sónar, satélites artificiales…) permitieron el conocimiento de la estructura de los océanos, el descubrimiento de las dorsales oceánicas, los rifts, las fosas submarinas, etc. Mediante sondeos se logró conocer la composición y espesor de la corteza oceánica y continental, así como su edad, verificándose que la antigüedad de la primera oscila entre los 180-200 millones de años, mientras que la segunda puede llegar a los 3.800 millones de años en los cratones más antiguos (la roca más antigua encontrada hasta este momento es una diorita, una roca volcánica, hallada en la bahía de Hudson, en Quebec, que se ha datado en 4280 millones años). Esto hizo mucho más atrayente la sugerencia de Holmes de que los continentes eran transportados por corrientes de convección del manto, verdadera "banda transportadora" y que las rocas fundías procedentes del manto terrestre ascendían por el eje para formar corteza oceánica en lo que se denominó la teoría de la expansión de los fondos oceánicos. Algunos argumentos que apoyaban dicha teoría son: Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 13 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete - Paleomagnetismo: algunas rocas presentes en las lavas basálticas oceánicas contienen minerales ricos en hierro, como la magnetita, que actúa como “brújulas fósiles” y permiten conocer los campos magnéticos antiguos. Una roca que se solidifica se magnetizará con la polaridad que presente el campo magnético terrestre en ese momento. El estudio de este magnetismo remanente demuestra que el campo magnético de la Tierra cambia periódicamente de polaridad, es decir, el polo magnético norte se convierte en el polo magnético sur, y viceversa. Cuando el campo magnético es como el actual se habla de polaridad normal, y si es a la inversa, polaridad inversa. Fred Vine y Drummond Matthews (1963) descubriendo que a uno y otro lado del eje de las dorsales oceánicas existe una simetría en cuanto a la polaridad magnética de las rocas. Como las bandas se forman por basaltos expulsados por el “rift” al solidificarse, los materiales ferromagnéticos registran la posición del eje magnético en ese momento, existiendo una coincidencia entre las bandas y sus simétricas del otro lado del eje debido al desplazamiento a ambos lados de los materiales del “rift”. - El volumen y distribución de sedimentos en cuencas oceánicas. En las dorsales o sus inmediaciones no existen apenas sedimentos, encontrándose directamente sobre el fondo submarino rocas volcánicas solidificadas bajo el agua o materiales procedentes del manto. Al alejarse de la dorsal en dirección a los continentes la cubierta sedimentaria es, progresivamente, más gruesa conforme nos acercamos a la costa. - La edad de la corteza oceánica. La edad de las rocas que constituyen la corteza oceánica debía ser más joven cerca de las dorsales y más antigua cerca de los continentes, como así se demostró. - Datos sismológicos y volcánicos. Los sismólogos de la década de los cuarenta del pasado siglo observaron que la mayor actividad sísmica se detecta en los márgenes continentales, en aquellas zonas donde las cordilleras perioceánicas se enfrentan a las fosas oceánicas –como, por ejemplo, los litorales de la costa oeste de Norteamérica y de Sudamérica–, en los arcos insulares (Japón, Aleutianas...) y en las dorsales. Asimismo, muchas de estas zonas presentan actividad volcánica, de lo que se puede deducir que existe una estrecha relación entre el vulcanismo y la sismicidad. A todo ello se añadía el descubrimiento efectuado por el sismólogo Hugo Benioff (1899-1968), quien había detectado que los focos o hipocentros de los sismos eran tanto más profundos cuanto más hacia el interior del continente se localizaban, trazando un plano inclinado (plano de Benioff) desde el fondo oceánico hacia el interior de la Tierra. ¿Por qué se localizan los focos en estos planos, inclinados unos 45 grados? ¿A qué se debe que volcanes y terremotos presenten una distribución muy similar? Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 14 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete 5. TECTÓNICA GLOBAL O DE PLACAS Durante la década de los sesenta se siguió acumulando una gran cantidad de datos que permitió vislumbrar algunas respuestas a las preguntas anteriormente planteadas. Robert S. Dietz (1914- 1995) recuperó dos viejos términos que ya había ideado en 1914 el geólogo norteamericano Joseph Barrell (1869- 1919) y propuso dividir la Tierra sólida en dos zonas: una rígida de unos 100 kilómetros de grosor a la que llamó litosfera (literalmente “esfera de roca”), y otra con un comportamiento plástico bajo ella, a la que denominó astenosfera (“esfera débil”); el límiteinferior de esta última quedó sin determinar debido a que en aquella época era muy pobre el conocimiento que se tenía sobre la estructura interna de la Tierra. Dietz consideró que la litosfera (a la que atribuyó una profundidad media de unos 70 kilómetros) constituía una unidad dinámica: ya no era el sial (la corteza continental) el que “navegaba” por el sima (la corteza oceánica), como pensaba Wegener, sino la litosfera (que comprendía toda la corteza y parte del manto) la que se desplazaba sobre la astenosfera (supuesta porción del manto que presentaría menor rigidez que el resto). Posteriormente, el geofísico canadiense John Tuzo Wilson (1908-1993) analizó la coincidencia de determinadas características estructurales (arcos insulares, dorsales y ciertas fallas, como la de san Andrés en California, con la ocurrencia de fenómenos tales como sismos y volcanes; sugirió la posibilidad de que estas zonas formaran una especie de “cinturones móviles” que surcarían toda la superficie de la Tierra. Las zonas limitadas por estos cinturones constituirían lo que él llamo placas, que serían, de forma comparativa, como trozos de la cáscara de un huevo que se pueden encajar, más o menos como las piezas de un puzzle. Pero, en este caso, la “cáscara” sería toda la litosfera. Otro grupo de científicos desarrollo de forma simultánea pero independiente el concepto de placa, definiendo sus formas, su ubicación en el globo terrestre y sus movimientos. Una placa sería, pues, cada uno de los fragmentos rígidos en que se divide la litosfera terrestre y que se desplaza sobre la astenosfera. La integración de detodos estos conocimientos dio origen, a finales de los años 60 del siglo pasado, a la teoría de la Tectónica de Placas la cual intenta dar un modelo explicativo a toda la dinámica terrestre: formación de las cordilleras, distribución de los continentes, ubicación de terremotos y volcanes…, de ahí el nombre de Tectónica Global. La extensión de las placas, su forma y espesor son muy variables. ¿En cuántas placas se halla fragmentada la litosfera? No resulta fácil dar una respuesta porque los límites entre muchas placas están ocultos, bajo el mar. Dado que las placas son entidades dinámicas, deberán rozar a menudo entre sí provocando frecuentes terremotos, por lo que un criterio razonable para individualizar placas consiste en cartografiar focos sísmicos por todo el planeta a lo largo de muchos años. Se pueden definir así unos cinturones sísmicos que circundan el globo y que delimitan 7 placas principales primarias (Norteamericana, Sudamericana, Euroasiática, Africana, Indoaustraliana, Pacífica y Antártica) y otras 7 secundarias (Juan de Fuca, Caribe, Cocos, Nazca, Scotia, Arábiga y Filipina), además de otras 60 placas de menor calibre a las que se conoce como microplacas o placas terciarias. Dichos cinturones sísmicos son los límites o bordes de placa, los sitios donde se concentra la mayor parte de la actividad geológica interna. La configuración de estas placas no está relacionada con la distribución de los continentes y océanos. Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 15 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete Por ejemplo, las placas Nazca, Pacífica y Cocos, contienen sólo litosfera oceánica (placas oceánicas). Algunas pueden contener litosfera continental exclusivamente (placas continentales) y otras, como la Africana o la Sudamericana, pueden contener litosfera oceánica y continental (placas mixtas). Las placas son unidades muy dinámicas, se mueven, se deforman, rotan, se fracturan, se unen… por lo que a lo largo del tiempo su número, tamaño y distribución han variado mucho, lo que cambia constantemente la configuración de las tierras emergidas. El componente de desplazamiento principal de las placas es de tipo horizontal, produciéndose, como veremos más adelante, fenómenos de convergencia, divergencia y cizalla. Sin embargo, también son afectadas por movimientos verticales, como respuesta a “pesos naturales”: isostasia. Los movimientos de las placas crean esfuerzos que a corto plazo son disipados por los terremotos, pero a largo plazo originan cadenas montañosas en zonas donde estas colisionan y océanos en zonas donde las placas se separan. 5.1. Relaciones entre placas. Las placas interaccionan entre sí en los denominados límites o bordes, que se pueden clasificar en: divergentes (límites o bordes constructivos), convergentes (límites o bordes destructivos) y transformantes (límites o bordes pasivos). Limites divergentes o constructivos (o de expansión). Los bordes divergentes reciben su nombre del proceso de separación o divergencia de las placas que limitan. Este proceso crea fracturas en la corteza oceánica que se rellenan inmediatamente de roca fundida que asciende y se enfría, «construyendo» nueva litosfera. Por tal razón, los bordes divergentes se llaman también bordes constructivos. La separación entre dos placas a lo largo de un borde divergente comienza por regla general cuando la litosfera continental sufre un proceso de extensión y adelgazamiento. Se desarrollan fallas normales que se extienden a lo largo de decenas o centenares de kilómetros, y los bloques limitados Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 16 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete por ellas sufren una subsidencia diferencial. Esto es, se hunden a diferentes profundidades y, a menudo, basculan formando una gran fosa tectónica o graben. Una fosa alargada de este tipo recibe el nombre de rift («grieta»), en referencia al valle del Rift de África Oriental. La formación de un rift y, por extensión, la fragmentación de la litosfera continental, se conoce como rifting. Se han propuesto dos mecanismos principales para explicar el origen de los esfuerzos distensivos responsables de la ruptura de un continente: - Tirón subductivo. Es el mecanismo cuantitativamente más importante. El peso de una placa en subducción arrastra a la fosa a cualquier continente unido a ella; pero el continente, anclado en el manto, se resiste a ser remolcado, lo cual crea esfuerzos distensivos que estiran y adelgazan la corteza. - Calentamiento por penachos térmicos. Algunas placas, como la Norteamericana, se hallan en movimiento pese a no estar subduciendo por ninguno de sus bordes. Muchos investigadores piensan que en estos casos se halla involucrado un mecanismo alternativo en el que un penacho térmico calienta la base de la corteza continental, volviéndola más plástica y menos densa. La región calentada sube como una masa de bizcocho en un horno, creando un abombamiento llamado domo térmico. Es lo que está sucediendo en el valle del Rift, en África. A medida que la divergencia continúa, el adelgazamiento y la subsidencia adquieren proporciones crecientes. Se suceden las transgresiones que convierten al rift en un mar poco profundo, en el que se acumulan sedimentos someros. El mar Rojo es un buen ejemplo. El proceso culmina con la separación en dos de la corteza continental y la apertura de una nueva cuenca, con una extensión creciente de corteza oceánica. Al separarse la litosfera se produce la descompresión y las peridotitas del manto se funden parcialmente. Se forman magmas basálticos toleíticos que ascienden por las fracturas de la corteza, originando diques y coladas de lavas almohadilladas en la nueva cuenca y dando lugar a una cordillera submarina llamada dorsal oceánica. Los residuos no emitidos cristalizan lentamente en la cámara magmática, formando gabros, mientras que el residuo no fusible del manto se mueve lateralmente junto con la corteza que ha originado, produciéndose una expansión del fondo oceánico. Losmárgenes de los nuevos continentes se vuelven tectónicamente inactivos al alejarse de la dorsal: se han convertido en márgenes pasivos. Al subsidir, se acumulan en ellos sedimentos que conforman extensas plataformas continentales y sus correspondientes taludes En ocasiones la fractura se produce en un océano, es decir, que afecte a la litosfera oceánica. En este caso se forman dos placas oceánicas, y la acumulación de materiales volcánicos en la dorsal puede llegar a sobresalir del nivel del mar originando islas (la isla de Christmas en el Pacífico). Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 17 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete Las dorsales oceánicas son cadenas montañosas que serpentean por el fondo oceánico a lo largo de decenas de miles de kilómetros. Sus relieves son suaves: una dorsal típica puede tener entre 1000 y 2000 kilómetros de anchura y tan solo 2 o 3 kilómetros de altura, a veces más e incluso emergen la superfice del mar (islas Azores, Islandia). En sus 10 kilómetros centrales se puede distinguir: - Una zona axial en la cresta de la dorsal, que en las dorsales donde la velocidad de expansión de la litosfera a ambos lados es lenta (entre 1 y 5 centímetros por año) desarrolla un valle de rift con pequeños edificios volcánicos. En ocasiones hay también chimeneas hidrotermales, que emiten agua caliente cargada de metales que sustentan comunidades biológicas complejas. - Una zona de grietas y fallas transformantes en las cuales se desplazan grandes bloques de corteza oceánica y generan una topografía escarpada paralela al eje. La sismicidad de las dorsales es siempre somera y frecuente, mientras que el vulcanismo es episódico. Debido a las fallas transformantes que las atraviesan, se puede producir un metamorfismo cataclástico. Además, apenas se hallan cubiertas por sedimentos, lo que prueba su reciente origen. A medida que la corteza basáltica recién formada se aleja de la dorsal, se enfría en contacto con el agua y se vuelve más densa, por lo que subside y facilita la acumulación de espesores crecientes de sedimentos. Límites convergentes o destructivos. Como acabamos de ver, en las dorsales se está generando siempre nueva corteza oceánica, lo que traería consigo un aumento de la superficie terrestre. Sin embargo la Tierra no está creciendo, sino que se mantiene en un equilibrio global en cuanto a la cantidad de materia presente en la superficie. ¿Cómo se consigue compensar el ex- ceso producido en las dorsales? La respuesta es clara: si por una parte la superficie de la Tierra está aumentando, por otra debe disminuir. Esto último se consigue de dos formas: o bien deformando las placas (arrugándolas), o bien destruyendo litosfera; el que suceda una cosa u otra dependerá del tipo límite y de la historia geológica de la placa. Los bordes convergentes son contactos entre placas que se aproximan entre sí; es decir, convergen. Tectónicamente predominan los esfuerzos compresivos. A veces reciben el nombre de bordes destructivos porque estos límites suelen coincidir con fosas oceánicas que son profundas depresiones en forma de V donde se destruye litosfera oceánica. Ocurre en estas zonas que la corteza oceánica es vieja y está muy alejada de las dorsales por lo que al enfriarse disminuye su volumen y se hace más densa. Esta vieja litosfera oceánica se destruye al introducirse bajo litosfera continental más ligera, y los materiales vuelven al manto. Paradójicamente, es en estos bordes donde se genera la mayor parte de la corteza continental a través de procesos de deformación cortical llamados orogénesis. En general se caracterizan por presentar sedimentos de origen continental y oceánico, que sufrirán deformaciones debido a los intensos esfuerzos compresivos que soportan. Pero los sedimentos del primer nivel de la corteza pueden no subducir e incorporarse al margen de la otra placa formando un prisma de acrección. Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 18 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete El aumento de presión y temperatura produce importante vulcanismo y sismicidad, ocurriendo allí los principales terremotos y apareciendo un cinturón volcánico junto a este tipo de límites. Un ejemplo de ello es el llamado “cinturón de fuego del pacífico”, zona que circunda dicho océano y que se caracteriza por su alta actividad sísmica y volcánica. El magmatismo es toleítico, calcoalcalino y potásico, dependiendo de la profundidad. Como consecuencia de la variación de la presión y la temperatura debida a la subducción el metamorfismo es regional. Tenemos aquí, de nuevo, varias situaciones posibles: Convergencia entre un borde continental y otro oceánico. En este caso, el extremo más antiguo –y por lo tanto más frío y denso– de la placa oceánica tiende a hundirse, mientras que la placa continental “flota” por ser más ligera (además de presentar un mayor espesor); la placa oceánica subduce hasta alcanzar zonas profundas del manto. En el lugar de la superficie, cubierto por el mar, donde se produce la subducción se origina una fosa oceánica (caracterizada por un bajo flujo térmico; es decir, las temperaturas registradas son inferiores a las de las zonas adyacentes). Mientras tanto, los bordes continentales de la otra placa se pliegan, se levantan los sedimentos marinos antes depositados y tiene lugar un proceso orogénico que dará lugar a la formación de una cordillera perioceánica. En la zona de subducción (la región en la que una placa se introduce hacia el interior de la Tierra) se producen grandes fricciones, lo que ocasiona múltiples fracturas y, en consecuencia, sismos; por otro lado, el rozamiento y el aumento de temperatura en esta zona hace que las rocas comiencen a fundirse, dando lugar a magmas que pueden salir a la superficie a través de las múltiples fracturas o fallas ocasionadas durante el choque de las placas. Un ejemplo de este tipo de convergencia tiene lugar actualmente entre las placas de Nazca y Sudamericana (la velocidad relativa con que ambas placas se mueven es de 11 centímetros por año), origen de la cordillera de Los Andes. Los fuertes y frecuentes sismos que afectan a esta región son producidos por el choque de estas dos placas. Convergencia entre dos bordes oceánicos. En este caso una de las placas (generalmente la que presenta el borde más denso, que suele coincidir con la más antigua) se desliza debajo de la otra, es decir, subduce. Al igual que en el caso anterior se produce una fosa oceánica; el extremo de la placa que queda sobre la subducida se deforma por el choque produciendo numerosos pliegues y fallas y, en consecuencia, fuertes sismos. También en este caso la fricción en la zona de subducción y el aumento de temperatura provocarla una fusión parcial de materiales, originando magmas que pueden emerger por las grietas formadas y llegar a la superficie, dando lugar a una serie de islas volcánicas –un arco insular– situadas paralelamente a la fosa oceánica. En el océano Pacífico tenemos multitud de ejemplos, como las islas Marianas y las islas del Japón, que forman parte del llamado Cinturón de fuego del Pacífico, en el que se concentra el 90 % de todos los terremotos registrados. Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 19 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete Colisión entre dos bordes continentales. Se produce cuando, tras un choque como el descrito en el primer caso, el extremo oceánico de una placa mixta ha subducido totalmente y quedan enfrentadas dos grandes masas continentales. En este caso no hay subducción(aunque el extremo oceánico esté “tirando” del continente hacia el interior del planeta), y se genera una deformación vertical que da origen a una cordillera intracontinental; los dos continentes quedan unidos por una zona de sutura, proceso que recibe el nombre de obducción. La convergencia produce un gran número de sismos. Este es el origen de la cordillera del Himalaya, formada por el choque entre la placa Euroasiática y la Índica Límites transformantes. En este caso se produce el deslizamiento lateral de una placa con respecto a otra, ya sea en el mismo sentido o en sentido contrario. Originan fallas transformantes. Son límites pasivos, en los que no se produce ni se destruye litosfera, pero sí se generan frecuentemente sismos –aunque de foco poco profundo y de magnitud no superior a 8,5 de la escala de Richter–. No hay emisiones de magmas. Este tipo de límite se origina cuando convergen dos placas, pero de manera que la dirección del movimiento no las lleve a colisiones entre sí. Estas fallas transformantes pueden ser de dos tipos: oceánicas y continentales. Fallas transformantes oceánicas. Las dorsales oceánicas, lejos de ser cadenas continuas, se hallan interrumpidas cada 50 o 100 kilómetros a lo largo de su eje. Los segmentos desplazados de la dorsal se hallan conectados por fallas transformantes; a lo largo de ellas, la corteza oceánica producida por un segmento de la dorsal se desplaza en sentido contrario a la producida por el otro segmento, con lo que las dos placas adyacentes rozan entre sí generando terremotos de magnitud respetable. Fallas transformantes continentales. Aunque la mayoría de las fallas transformantes se localizan en la corteza oceánica, algunas se prolongan hasta la corteza continental. Ejemplos conocidos son la falla de San Andrés, la falla Alpina de Nueva Zelanda o la falla del mar Muerto. Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 20 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete NOTA: hay que tener en cuenta que una placa puede tener diferentes tipos de borde en cada dirección es decir, uno de sus límites puede corresponder a una dorsal (divergente) y el límite opuesto a una fosa de subducción (convergente). Pero además, como las placas rotan a partir de un eje puede ocurrir que un mismo límite se comporte como convergente en un parte y transformante y divergente en otras, como ocurre por ejemplo con la placa Africana en su interacción con la placa Euroasiática a través de la falla Gloria. 6. EL MOTOR DE LAS PLACAS. El agitado proceso de formación de la Tierra ha dejado un legado que aún perdura en forma de energía térmica; a medida que la Tierra se enfría, la energía térmica se va perdiendo en forma de calor lentamente, debido a que las rocas son, en general, malas conductoras del calor. Como consecuencia, la temperatura de la Tierra varía según la profundidad. El ritmo al que se incrementa la temperatura, o gradiente geotérmico, varía de unas capas del planeta a otras: en la corteza es de unos 25 ºC por cada kilómetro de profundidad, pero en el manto disminuye —lo que significa que la temperatura continúa aumentando, aunque más lentamente— y vuelve a subir al cruzar la frontera con el núcleo. El origen de esta energía hay que buscarlo en una combinación de procesos: – Calor radiogénico. El manto terrestre es rico en isótopos radiactivos, en especial uranio-235 (235U), uranio-238 (238U), torio-232 (232Th) y potasio-40 (40K). Su desintegración emite partículas alfa o electrones que interactúan con los átomos circundantes, liberando en el proceso calor que se transmite principalmente por convección. Se calcula que este mecanismo genera una energía total de unos 24 terawatt. En la corteza abundan minerales de baja densidad, aunque también contiene concentraciones significativas de minerales más pesados, como los compuestos de uranio que se localizan en rocas graníticas. La rigidez de esta capa hace que el calor que generan al desintegrarse se transmita por conducción, pero a un ritmo lento. Es decir, la corteza se comporta como un abrigo Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 21 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete de plumas en un día muy frío: su interior, en contacto con el cuerpo, permanece caliente, mientras que su exterior está muy frío; por tanto, el gradiente térmico más intenso se encuentra en el abrigo, no en el cuerpo de quien lo lleva. El alto gradiente geotérmico de la corteza indica precisamente que es un buen aislante. – Calor latente de cristalización. El núcleo cuenta con pocos isótopos radiactivos pero dispone de un segundo mecanismo de generación de calor: la lenta cristalización del hierro líquido del núcleo externo para formar el núcleo interno. En el núcleo externo el calor fluye por convección del metal fundido —proceso que genera, mediante un efecto de dinamo, el campo magnético del planeta—, pero al ser dos veces más denso que el manto, estas dos capas apenas se mezclan, y el calor se transmite de una a otra sobre todo por conducción. Se estima que el flujo de calor del núcleo al manto asciende a 5 o 10 terawatt. – Calor remanente. Los anteriores mecanismos generan menos calor que el que irradia el planeta hacia el espacio, así que una parte importante de dicho exceso debe ser un remanente del calor generado por el impacto con planetesimales en la historia temprana de la Tierra. El gradiente geotérmico en el manto es mucho menor que en la corteza, lo que significa que el mecanismo de transmisión de calor a su través es más eficaz que la conducción por la corteza. Este mecanismo, la convección, es posible pese a la solidez del manto —hecho avalado por su capacidad para transmitir las ondas sísmicas S— debido a que sus rocas se comportan plásticamente a largo plazo, como un líquido extremadamente viscoso. La situación es similar a la de muchos materiales, como algunos dulces de caramelo: si se golpean bruscamente se quiebran, aunque si se estiran lentamente terminan por deformarse (también el hielo de los glaciares, pese a ser sólido, puede deslizarse lentamente). La tomografía sísmica ha revelado que la convección en el manto es un proceso complejo, en el que rocas calentadas en contacto con el núcleo ascienden hacia la superficie en forma de penachos térmicos, perforando la litosfera, mientras que láminas frías y densas desgajadas de la litosfera retornan material hacia el manto profundo. La tensión generada en la litosfera la fragmenta, dividiéndola en un mosaico de placas litosféricas que cambian continuamente de posición, tamaño y forma. En virtud de lo anterior, el modelo más aceptado actualmente al concordar con las imágenes del manto obtenidas por tomografía sísmica plantea una convección difusa que afectaría a todo el manto. Sus características serían: 1) El flujo descendente estaría formado por litosfera oceánica que al alejarse de la dorsal envejece y se enfría, aumentando su densidad e introduciéndose en las zonas de subducción. Al hacerlo tira de la placa y provoca su movimiento. En parte como respuesta a la tensión generada por la subducción, la litosfera se fractura siguiendo alineaciones conocidas como dorsales oceánicas. Las altas presiones y temperaturas producen en la placa que subduce dos efectos: deshidratación y fusión parcial, conformando un magma que, debido a su baja densidad, tiende a ascender de nuevo. A menudo esta litosfera oceánica subducente se acumula a una profundidad de 600-700 m (límite entre el manto superior e inferior) ya que aún es menos densa que el manto inferior. Pero debido al aumento de presión los minerales que componen la litosfera subducida adquieren una estructura más densa (el olivino setransforma en espinela y, conforme aumenta la presión, en perovskita, como también hemos estudiado) y ésta acaba por hundirse formando cascadas subductivas para terminar en un “cementerio” de litosfera oceánica antigua en el límite núcleo- manto o nivel D´´. Allí se acumularían estos restos “fríos” y rígidos procedentes del hundimiento de la litosfera. Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 22 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete 2) El flujo ascendente estaría formado por penachos térmicos (roca caliente) que ascenderían desde el nivel D´´ de manera que, al disminuir la presión, la postperosvskita de su interior se transforma en perovskita, menos densa por lo que, al aumentar su volumen, se produce un ascenso más rápido y caótico. Al llegar a unos 600-700 km la perovskita se transforma en espinela y el penacho frena su ascenso, acumulándosey provocando en la superficie elevaciones llamadas domos térmicos. El flujo de material ascendente que alimenta el penacho puede obligarle a emitir penachos secundarios los cuales, a unos 100 km de profundidad, con la disminución de la presión y del punto de fusión de los materiales, originan magmas que alimentan zonas volcánicas llamadas puntos calientes, contribuyendo a la fragmentación de la litosfera. Sin embargo, estos penachos no alimentan los bordes constructivos de las placas o dorsales oceánicas, salvo si contienen un punto caliente, como Islandia. 3) Las placas litosféricas serían desplazadas por dos procesos físicos consecuencia de los procesos anteriores y que se superponen: el tirón causado por la densificación y hundimiento de la placa subducida, y el deslizamiento gravitacional desde las elevadas dorsales hasta las zonas de subducción. En este modelo, las dorsales oceánicas no son el origen del movimiento de las placas, sino la consecuencia del mismo. Por tanto, serían el calor interno terrestre y la gravedad los responsables del movimiento de las placas. Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 23 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete 7. IMPORTANCIA Y CONSECUENCIAS DE LA TECTÓNICA DE PLACAS La Tierra es un sistema complejo en el que interactúan las geosfera, la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera. La Tectónica de Placas nos permite entender cómo se producen estas interacciones. El clima terrestre depende en gran parte con la distribución de los continentes y océanos, lo que a su vez depende de la distribución de las placas tectónica. El desplazamiento de los continentes influye en las corrientes marinas como la llamada cinta transportadora oceánica, una corriente fundamental para el reparto del calor en la Tierra. Por otro lado, la emisión por parte de volcanes de CO2 ha producido cambios climáticos e influido en el llamado efecto invernadero. Sin embargo, su incorporación al ciclo de las rocas para originar rocas calizas ha compensado esta circunstancia. Los procesos de magmatismo, metamorfismo y la distribución de cuencas sedimentarias están ligadas a la dinámica de las placas litosféricas. Los movimientos de las placas junto a la fuerza de la gravedad dan lugar a tres regímenes tectónicos distintos: convergentes, divergentes y transformantes, como hemos visto y ampliaremos en el tema siguiente. La cantidad de agua de los océanos y el hielo situado sobre los continentes vienen determinados por el clima, la disposición de los continentes y las corrientes marinas que, en definitiva, están condicionados por la tectónica de placas. La dinámica interna de la Tierra influyen en las condiciones ambientales en las que de desarrolla l vida, contribuyendo a su adaptación, extinción y especiación. Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 24 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete L O S T IP O S D E L ÍM IT E S o B O R D E S D E P L A C A S
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