- Las Placas Tectónicas
- Tectónica de placas
- Mecanismo del movimiento de las placas
- Imágenes de la tectónica de placas
- Los Cratones, Núcleos de Pangea
Esta imagen fue desarrollada por la NASA de los Estados Unidos y es por ello que los nombres se encuentran en inglés.
En el siglo XIX, Antonio Snider-Pellegrini, expuso la idea de que los continentes alguna vez estuvieron juntos y se habían estado separando paulatinamente (Russell, 2000), pero fue el meteorólogo Alfred Wegener, en 1912, quien propuso esto como una verdadera hipótesis científica: la "Deriva Continental", en su publicación "El Origen de los Continentes y los Océanos".
Entre las evidencias que proporcionaba se incluían la constatación de que los límites de Africa y América del Sur encajaban de manera casi perfecta, los patrones de distribución biogeográfica que relacionaban continentes tan disímiles y lejanos como Africa, América del Sur y Australia (por ejemplo), y algunas evidencias geomorfológicas como la presencia de las mismas formaciones geológicas a ambos lados del Océano Atlántico, como es el caso de la Cordillera de los Apalaches y la región de los países Ecandinavos.
La teoría de Wegener proponía que hacia finales del Carbonífero (aprox. 300 m.a.), todos los continentes actuales formaban parte de un supercontinente, al que llamó "PANGEA", rodeado por un océano que cubría el resto de la superficie de la Tierra (Uyeda, 1980). Debido a que la teoría de Wegener no supo explicar lo que originaba el movimiento de los continentes, y a la concepción aceptada de que el planeta era una masa única e inmóvil, esta teoría fue fuertemente criticada y no tuvo aceptación dentro de la comunidad geológica.
Fig. 5.1 ( Continente único o Pangea )
Luego de algunas décadas, después de la segunda guerra mundial, se realizaron investigaciones relacionadas con el magnetismo termorremanente de las rocas y evidenciaron un cambio en la orientación magnética de las rocas de una misma formación. Lo único que podía explicar este hecho era que, atraida por el polo magnético, la magnetita presente en las rocas se situaba en dirección Norte durante el proceso de solidifación.
Una vez fija en esa posición, y a medida que los continentes se desplazaban la magnetita perdia su orientación Norte, y si la formación era separada por un proceso de divergencia, obviamente, según la trayectoria del desplazamiento de cada capa, la orientación final presentada por la magnetita en las rocas sería diferente. Esto sirvió de base científica para apoyar la hipótesis de que los continentes se habían desplazado durante la historia del planeta.
En 1962, H. Hess publicó un artículo llamado "Historia de las Cuencas Oceánicas" donde proponía la hipótesis de la expansión del fondo oceánico; fundado en evidencias gravimétricas, sismológicas, calorimétricas, y muchas otras, recopiladas durante años de investigación del fondo oceánico y tomado de la mano de una hipótesis sugerida por Holmes en 1929, según la cual los continentes eran arrastrados por corrientes de convección en el manto como "en una cinta transportadora" (Uyeda, 1980).
Hess sugirió que por las dorsales mesooceánicas emanaba material desde el manto terrestre dando lugar a la formación de corteza oceánica nueva y que la acumulación y salida de ese material (o magma), empujaba al material adyacente alejándolo de las dorsales, de manera que el fondo oceánico se expandía. Otra evidencia que apoyó esta teoría fue la medición de la edad absoluta de las rocas del fondo oceánico, las cuales son más antiguas a medida que se alejan de las dorsales y más recientes mientras más cerca se encuentran de éstas.
Al llegar a los límites continentales, la corteza oceánica sufre un proceso conocido como "subducción", en el cual se desplaza por debajo de la corteza continental, simplemente por ser más densa que ésta última. Actualmente se conoce que la acumulación de sedimentos en los fondos oceánicos y el aumento de la densidad, producto de la contracción térmica al enfriarse la corteza (Hamblin, 1995), provocan un aumento del peso de la corteza en esas zonas, provocando el hundimiento de la corteza y facilitando el proceso de subducción.
Después de tantas evidencias, ya la concepción de la corteza como algo rígido había cambiado en un concepto más dinámico pero era aún considerada como una sola capa sólida.
Los estudios geofísicos relacionados con la producción de epicentros sísmicos (un epicentro es "el punto de la superficie terrestre situado directamente encima de un foco sísmico"(Uyeda, 1980)) terminaron con esta visión, al detectarse un patrón en la distribución de los sitios donde se producían los sismos, generalmente a lo largo de lineas o regiones bien delimitadas.
Al dibujar este patrón de epicentros en un mapamundi se observan zonas demarcadas que coinciden en su mayoría, bien sea con las dorsales marinas (las fisuras a partir de las cuales fluye el magma en los océanos) o con las grandes fosas oceánicas.
Estos bordes delimitan lo que ahora se han denominano "Placas Litosféricas", estas placas son los fragmentos que conforman la Litósfera como un piezas de un rompecabezas, modificando el concepto de Litósfera desde la visión de una capa única y sólida en el concepto aceptado en la actualidad, el cual implica la corteza terrestre y la parte más superior del manto y que está fragmentada en grandes pedazos.
Hasta el momento se han detectado 15 placas: la del Pacífico, la Suramericana, la de Norteamérica, la Africana, la Australiana, la de Nazca, la de Cocos, la Juan de Fuca, la Filipina, la Euroasiática, la Antártica, la Arábiga, la Índica, la del Caribe y la Escocesa.
Ahora bien, para explicar mejor el concepto actual de Litósfera, debemos empezar por explicar los estratos que presenta la estructura vertical del planeta: un Núcleo interno sólido, compuesto en su mayoría de materiales muy pesados como Hierro, Niquel, Cobalto y Titanio; un Núcleo externo también de Hierro y Niquel principalmente, pero no en estado sólido; luego, el estrato de mayor profundidad es el Manto, donde abundan el Hierro y el Magnesio, y se pueden diferenciar tres capas: el Manto "Inferior" sólido, una región por encima de este, denominada Astenósfera, que se encuentra en un estado parcialmente fundido y cuyas propiedades plásticas permiten la motilidad de la Litósfera; y el manto superior, una última capa, sólida, sobre la cual se apoya la corteza terrestre.
Por otro lado, la corteza terrestre se divide en dos tipos, según su composición química y su densidad: la Corteza Oceánica (elementos ferromagnésicos en su mayoría) y la Corteza Continental, menos densa y compuesta en su mayor parte de Sílice. Estas tres capas: la Corteza Oceánica, la C. Continental y el Manto Superior, conforman lo que llamamos Litósfera, y es el estrato fragmentado en el que tienen lugar los movimientos de las placas litosféricas.
Ahora expliquemos la teoría de le Tectónica de Placas. Dicha teoría es un modelo que, en función del tipo de borde que se forma entre cada placa y la adyacente, explica el movimiento de las placas litosféricas, la interacción entre éstas y los eventos geológicos que provocan. El sitio donde se dan estos bordes son denominados Fallas y pueden ser básicamente de tres tipos, según el tipo de movimiento que tiene lugar en ellas: Divergente, Convergente o Transformante.
Falla Divergente:
Se presenta a lo largo de una dorsal mesooceánica, donde una placa se fractura, dando origen a dos placas nuevas que empiezan a separarse "empujándose" o alejándose una de la otra; cuando riene lugar dentro de una placa continental dá lugar a la formación de nuevos océanos. Un ejemplo de esta falla es la que se encuentra entre la placa Arábiga y la placa Africana o la que se observa en la dorsal del Océano Atlántico.
Falla Convergente:
Se produce cuando se encuentran dos placas que se aproximan una hacia la otra. Según el tipo de corteza presente en cada lado de la falla se observan tres tipos de convergencia: C. Continental-C. Oceánica, C. Oceánica-C. Oceánica y C. Continental-C. Continental.
En el primer tipo de convergencia, la corteza oceánica, por ser más densa que la continental se hunde por debajo de esta última, proceso conocido como "subducción", y se funde al llegar a la Astenósfera. Mientras que en la Corteza Continental se plegan y levantan sedimentos, antes marinos, junto con parte de la corteza misma, produciéndose un proceso orogénico y dando lugar a una cordillera. Esta cordillera se caracteriza por exhibir una serie de volcanes o "Arco Volcánico", producto de el flujo de magma desde la corteza continental subyacente, que con el calor producido por la fricción, se funde ascendiendo hasta la superficie. Un ejemplo de esto es la cordillera Andina, levantada por la convergencia entre la placa de Nazca y la de Suramérica.
En la convergencia entre dos corteza oceánicas, una se desliza debajo de la otra y generalmente se produce una fosa oceánica (igual que en el caso anterior). En esta caso, la fricción de la subducción también provoca la aparición de magma, que al ascender hasta la superficie forma consecutivamente una serie de islas volcánicas, conocidas como "Arco de Islas". El Arco de Islas Japonés, es un ejemplo de este proceso.
En el último caso, el choque entre dos corteza continentales, no ocurre el proceso de subducción. En este caso, las cortezas continentales se funden y elevan formando una cordillera montañosa, donde no se presenta el Arco Volcánico, como sucede en la cordillera de Los Himalayas.
Falla Transformante:
Estas fallas se producen cuando dos placas se desplazan una contra la otra en el plano horizontal, bien sea en el mismo sentido o en contrasentido una de la otra; en palabras de Uyeda (1980) "se presenta (…) donde el movimiento relativo de las placas es paralelo al borde". Pueden ser originadas bien por que en un posible sitio de convergencia la dirección del movimiento de las placas no sea una hacia la otra, o bien, por el desplazamiento de una sección de una dorsal, que al agregar nuevo material desplace en sentido contrario a las placas. La Falla de San Andrés es un ejemplo de este tipo de falla.
Al integrar todo esto como un rompecabezas, podríamos conseguir resumir un modelo e intentar explicarlo en base a las evidencia encontradas hasta el presente:
El manto no permite la transmisión de energía debido a su mayor densidad, por lo que las corrientes de convección no pueden transmitirse a través de éste; en cambio si tienen lugar en la astenósfera induciendo, que junto con el calor, fluya el material parcialmente fundido que la constituye.
A esto se le suma el efecto de la gravedad sobre el extremo de las cortezas oceánicas, que por efecto de su gran peso tienden a contribuir con el proceso de subducción.
Por otra parte, producto también de procesos termodinámicos, se encuentra el magma, muy caliente, ascendiendo a través de la corteza y es liberado por zona de mayor "fragilidad", las dorsales, proceso que comenzará un evento de expansión del fondo oceánico o un proceso de fracturación y divergencia en una masa continental.
Mecanismo del movimiento de las placas
En su teoría de la deriva continental, Wegener invocaba como origen de las fuerzas que desplazan los continentes, principalmente aquellas que se derivan de la rotación de la Tierra y mareas, aunque también llegó a mencionar las corrientes de convección térmica en el interior del manto. El movimiento de los continentes se concebía entonces como el de bloques de material rígido ligero, flotando sobre un sustrato viscoso más denso.
En la tectónica de placas, como ya se ha mencionado, los continentes forman parte de las placas litosféricas, cuyo espesor es de unos 100 km y que forman realmente las unidades dinámicas.
Los diversos sistemas de fuerzas que se han propuesto para explicar el desplazamiento de las placas se pueden reducir a cuatro. Los dos primeros están formados por fuerzas que actúan en los márgenes y en ellas puede actuar el efecto de la gravedad. Las placas o bien son empujadas desde los centros de extensión o dorsales por la acción de cuña del nuevo material que surge del manto, o arrastradas desde las zonas de subducción por el peso de la capa buzante que ha adquirido una mayor densidad que la del medio que la rodea.
Los otros dos se derivan de la existencia de corrientes de convección térmica, bien en todo el manto o sólo en su parte superior. En el primero de estos mecanismos, las corrientes de convección del manto arrastran la placa litosférica por medio de un acoplamiento viscoso en su superficie interna. Como mostró McKenzie, una forma modificada de este mecanismo, propuesto por Orowan y Elsasser, en 1967, y después por Oxburg y Turcotte, incorpora la placa litosférica a la corriente misma de convección de material caliente y viscoso del manto superior.
La placa litosférica rígida actúa como una guía de esfuerzos que transmite el movimiento de la convección térmica.
En sentido contrario a estas fuerzas se encuentran las que deben ser superadas para producir el movimiento. Entre ellas están las que se oponen a la penetración de la capa buzante en el manto, sobre todo cuando ésta llega a su profundidad máxima y las que actúan en el frente de subducción, por la resistencia de la placa oceánica a doblarse hacia abajo y sobre la parte continental empujándola hacia atrás.
El arrastre viscoso entre la litosfera y el manto puede también considerarse como una resistencia cuando el movimiento de la litosfera es más rápido que el del material de la astenosfera. Actualmente se piensa que el mecanismo predominante del movimiento de las placas es el resultante de corrientes de convección térmica en el material del manto, que también pueden incluir en parte a la litosfera ( Fig. 6.1 ).
Las fuerzas gravitacionales derivadas de las diferencias de densidad forman también parte de este mecanismo. La capa buzante de las zonas de subducción introduce material frío, que determina la forma de la célula convectiva y al aumentar su densidad, al pasar su material a tener una densidad mayor que la del manto, añade un componente gravitacional en el arrastre de la placa. Los dos mecanismos del movimiento de la placa puede aparecer, o bien por arrastre viscoso del movimiento del manto o por ser ella misma parte del movimiento convectivo.
Según M. H. Bott, el segundo es el más probable y el efecto más importante es el de las fuerzas aplicadas a los extremos de las placas, tanto en las zonas de extensión como en las de subducción. En estos últimos, la fuerza vertical de arrastre de la capa se traduce en fuerzas de arrastre horizontal de toda la placa hacia el frente de subducción.
Otra posibilidad es la existencia de dos sistemas no acoplados de corrientes, uno en el manto superior y otro en el interior. Una mejor aproximación de la situación real exige modelos más complicados de convección en los que deben considerarse formas asimétricas, viscosidades variables y distribución de fuentes de calor en el manto.
Un problema muy importante y todavía no del todo resuelto es el del mecanismo por el cual se inicia la fractura de la litosfera continental. Generalmente, se admite que las zonas actuales de rift, como las del África oriental, representan el comienzo de una de estas fracturas. Estas estructuras están formadas hoy por un abombamiento de la corteza, formación de grabens y abundante volcanismo. Al mismo tiempo se da un adelgazamiento de la litosfera con la ascensión hacia la superficie del material parcialmente fundido de la astenosfera.
Estos mecanismos son necesarios para iniciar la fracturación y separación de dos continentes, y deben ir acompañados de fuertes fuerzas tensionales. Los primeros pasos de este proceso pueden ser una intensa actividad de puntos calientes, con aportación de material fundido desde el manto inferior y progresivo debilitamiento de la litosfera.
En esta región se daría una acumulación de esfuerzos tensionales en la corteza rígida que resultaría en fallas normales y la inyección de magma desde abajo. Poco a poco se iría formando un margen de extensión con la formación de un nuevo océano intermedio.
IMÁGENES DE LA TECTONICA DE PLACAS
Fig. 1.1 ( Topografía de la Tierra debajo de los océanos )
Fig. 1.2 ( Teoría de Alfred Wegener )
Fig. 1.3 ( Fondos oceánicos )
Fig. 3.1.1 ( Valle de Rift )
Fig. 2.3 ( Puntos calientes de la Tierra )
Fig. 3.1.2 ( Distribución de las zonas sísmicas )
Fig. 4.1 ( Distribución de volcanes )
Fig. 3.3.1 ( Esquema de una falla de desgarre )
Los Cratones, Núcleos De Pangea
EN LOS CONTINENTES, en especial en Eurasia y América, destacan los cinturones montañosos de miles de kilómetros de longitud, con decenas y cientos de kilómetros a lo ancho. Son notables por las grandes alturas que alcanzan, más de 7 km en el Asia Central y más de 5 km en una gran extensión de los Andes. Como regla, son estructuras alineadas. Delimitan con amplias superficies de un relieve muy distinto: planicies costeras, superficies de lomeríos, altiplanos: son los territorios que constituyen la mayor parte de los continentes, las regiones cratónicas, donde se presentan incluso montañas pero de altitudes que no superan los 3 000 m de altura sobre el nivel del mar (msnm) y con longitudes de incluso 1 000 km.
Varios científicos, entre ellos J. B. Murphy y R. D. Nance han concluido recientemente que cada pocos cientos de millones de años, los continentes se han unido en una gran masa de tierra que llaman supercontinente. Este ciclo habría empezado hace unos 1 000 m.a. cuando los continentes se separaban; la desmembración total se produjo tal vez hace 820 m.a.; 650 m.a. antes, los océanos interiores se cerraron y los continentes se unieron en uno. El supercontinente se crea a lo largo de unos 500 m.a. De acuerdo con los autores mencionados este fenómeno global se produce en la secuencia siguiente:
1. Fractura del supercontinente durante 40 m.a.
2. Separación y dispersión máxima de bloques continentales en 160 m.a.
3. La reunificación tiene lugar después de otros 160 m.a.
4. El supercontinente perdura 80 m.a.
5. Vuelve el proceso de fractura durante otros 40 m.a.
La ruptura del último supercontinente se produjo entre 575 y 550 m.a. atrás. En apariencia, los ciclos del pasado ocurrieron hace aproximadamente 2 600 a 2 100, 1 600 y 1 000 m.a.
John Brimhall considera cinco eras tectónicas o de evolución de la Tierra: Arcaico temprano (3 800-3 000 m.a.), Arcaico tardío (3 000-2 500 ma.), Proterozoico temprano (2 500-1 700 ma.), Proterozoico medio y tardío (1 700-200 m.a.) y Fanerozoico (los últimos 700 m.a.).
Desde hace 1 700 m.a. los continentes deben haber estado unidos. La tierra firme se disponía esencialmente en el hemisferio norte, de lo que resultaba una gran superficie ocupada por el Océano Pacífico. Los continentes no permanecieron estáticos.
Los cratones son las porciones más antiguas de los continentes, fragmentos de Pangea. Los constituyen rocas de edades de más de 1 400 m.a. Sin embargo, en un periodo tan prolongado, el relieve ha sufrido transformaciones sustanciales y las rocas antiguas han sido cubiertas en gran parte por otras más jóvenes
El relieve original ha sido afectado por invasiones marinas (transgresiones) lentas, de millones de años, durante las cuales se depositan sedimentos que dan origen a capas de roca de incluso 4-6 km de espesor. Asimismo, se han producido retrocesos del océano (regresiones) respecto a la tierra firme, también de duración prolongada.
Figura 14. Estructura de un cratón
En los continentes reconocemos, además de los sistemas montañosos y los rift las regiones de rocas antiguas (>1 400 m.a.) cerca de la superficie; aflorando en ésta —son los escudos— y cubiertas a profundidad de kilómetros por rocas más jóvenes que se denominan plataformas. En conjunto constituyen un cratón (Figura 14). En sí, todos los continentes, con excepción de sus regiones montañosas son grandes cratones: Norteamérica, Sudamérica, Europa central y norte de Asia, sudeste de Asia, Africa, Australia y la Antártida.
Los escudos son de dimensiones menores, con excepción del canadiense que ocupa un vasto territorio de Norteamérica e incluso Groenlandia de acuerdo con varios autores. El resto de los escudos aparecen en un mapamundi a manera de manchones, con superficies de decenas y centenas de miles de kilómetros cuadrados: uno en Norteamérica, tres en Sudamérica, dos en Europa, uno en Siberia, cinco principales en Africa, tres en Australia (Figura 15).
Figura 15. Estructuras principales del relieve terrestre: 1) sistemas montañosos jóvenes; 2) sistemas montañosos antiguos. Cratones: 3) plataformas, 4) escudos; 5) margen continental submarina; 6) sistemas montañosos submarinos; 7) dorsales; 8) planicies abisales; 9) rift en los continentes; 10) trincheras. Los números en el mapa se refieren a las trincheras de la Lista No. 1 del siguiente capitulo VI: El piso océanico.
La mayor parte de los continentes son plataformas y a éstas corresponden en general las tierras más bajas, sobre todo cuando los estratos sedimentarios descansan sobre rocas más jóvenes que las de los escudos; de edades dominantes de 200-600 m.a. Forman una extensa planicie a menos de 200 msnm, como en la península de Yucatán y en la plataforma occidental de Siberia.
Es común que los escudos correspondan a porciones elevadas de los continentes. Dos ejemplos son el macizo (así se denomina a los escudos de pequeñas dimensiones) de Ahaggar en la porción central-septentrional de Africa y el de Guyana en Sudamérica. Ambos alcanzan una altitud aproximada de 3 000 msnm.
Los cratones se extienden incluso al territorio oceánico; precisamente, la plataforma continental es la porción submarina de aquéllos, excepto en algunas márgenes continentales de fuerte actividad tectónica.
La superficie de los cratones se transforma, de las tierras llanas de las costas a lomeríos, planicies elevadas a 1 000, 2 000 y más metros. Cuando el agua de escurrimiento corta los altiplanos, formando cañones profundos de cientos de metros, surgen montañas de laderas empinadas, bordeadas por los ríos.
El clima influye también en el paisaje de las regiones cratónicas. Casquetes de hielo cubren en forma permanente a Groenlandia y la Antártida. Temporalmente se extiende un manto de nieve en la mayor parte de Eurasia y Norteamérica. Grandes desiertos se presentan en Asia, Norteamérica, Africa y Australia y contrastan con los trópicos húmedos de los países cercanos al ecuador.
La estabilidad de las regiones cratónicas, por su sismicidad y volcanismo débiles, en comparación con los sistemas montañosos, ha sido cuestionada por el geógrafo francés J. Tricart quien considera la posibilidad de actividad en el cratón sudamericano por movimientos verticales. En Siberia se han determinado velocidades de hasta 10-15 mm/año para levantamientos y hundimientos. Ejemplos como estos hay muchos más.
El estudio de los cratones incluye las rocas que los constituyen (tipo, edad, disposición en sentido vertical, etc.), su relieve y otros factores. Esto tiene algo más que un puro interés científico, ya que se presentan ricos yacimientos minerales, como el petróleo en las plataformas y los diamantes en los cratones antiguos.
Alcoser Serrano Paco
Mayo – 2005
Guayaquil – Ecuador
Escuela Superior Politécnica del Litoral (ESPOL)
Ingeniería Civil
Geotecnia Básica