Teoría de la Tectónica de Placas: Placas Tectónicas y Formación de Orogenias

TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS

1. TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS

La tectónica de placas es la teoría desarrollada a partir de la hipótesis de la deriva continental y de la teoría de la expansión de los fondos oceánicos. Esta teoría establece que las unidades que se están desplazando por la superficie terrestre, combinándose y destruyéndose total y parcialmente, son las placas tectónicas.

Placas tectónicas:

• Formadas por fragmentos irregulares de litosfera, que es la capa más externa y rígida de la Tierra, formada por la corteza y las primeras capas del manto.
• Formadas por litosfera que contiene corteza oceánica y continental, o solo corteza oceánica (CO), siendo muy escasas y de pequeño tamaño las placas que contienen solo corteza continental (CC).
• Se desplazan sobre la astenosfera, que es la capa que comprende la parte superior del manto que se comporta de forma plástica debido a que está parcialmente fundida.
• Las grandes placas están limitadas por dorsales oceánicas, trincheras y cadenas de montañas formadas recientemente. Son: Euroasiática, Pacífica, Norteamericana, Sudamericana, Africana, Australiana y Antártica. La placa más grande es la Pacífica, que engloba un décimo de la superficie terrestre.
• Las subplacas y las microplacas suelen tener un movimiento rápido y complejo, bordes mal definidos y se encuentran en los límites donde convergen las siete grandes placas tectónicas.
• Las placas no tienen características permanentes ya que, a escala de tiempo geológico, cambian continuamente de tamaño y forma. Estos cambios pueden producirse por tres mecanismos: fragmentación de una placa en unidades más pequeñas, colisiones que unen dos placas diferentes, y creación y/o destrucción de litosfera oceánica.
• La destrucción de litosfera oceánica puede llegar a consumir totalmente una placa que solo contenga corteza oceánica, como está ocurriendo con una pequeña microplaca en contacto con la zona oeste norteamericana.
• La placa de Juan de Fuca está consumiéndose progresivamente al introducirse por debajo de la placa norteamericana.
• Las placas que tienen corteza continental no pueden consumirse, ya que la baja densidad de la corteza continental en comparación con la astenosfera impide que puedan subducir e introducirse en la astenosfera.
• Cada placa tectónica se comporta de forma rígida y se mueve como una sola unidad mecánica, y generalmente hay pocos cambios que afecten a las zonas del interior de las placas. Así pues, prácticamente todas las deformaciones y la mayoría de los procesos geológicos internos tienen lugar en los bordes de placa.

1.1. Tipos de bordes de placa

Existen tres posibles tipos de márgenes de placas, los más importantes son aquellos en los que el movimiento de las placas es perpendicular al límite:

Bordes divergentes o constructivos.

Este tipo de bordes se corresponden fundamentalmente con las dorsales oceánicas. Son zonas de extensión o divergentes en las que se produce la creación de nueva litosférica oceánica, y en las que las placas se separan entre sí.

Los bordes de este tipo representan las zonas volcánicas más activas e importantes de la Tierra, ya que más del 50% de la superficie terrestre se ha formado en estas estructuras en los últimos 200 Ma. Este tipo de límites se puede crear a partir de una anomalía geotérmica en la corteza continental, distinguiéndose varias etapas en su formación.

a) Primera fase

Durante la primera fase se produce un abombamiento y se forman numerosas fallas, que producen la extensión y adelgazamiento de la corteza continental y la formación de fisuras en el terreno.

Topográficamente se forman grandes valles lineales (rift continentales) delimitados por las fallas normales que estructuran los grandes bloques inclinándolos hacia el centro del valle. Esta zona central suele estar ocupada por lagos o por grandes ríos que discurren por las zonas más hundidas. Las fisuras y las fallas normales permiten el ascenso de materiales fundidos, apareciendo coladas de lavas fisurales y grandes volcanes.

Actualmente, en el territorio de Tanzania, Kenia y Etiopía, en el este de África, se está desarrollando una estructura de este tipo, conocida como el valle de rift de África oriental. Forman grandes lagos como el Victoria y el Tanganika y grandes edificios volcánicos como el Kilimanjaro y el Nyiragongo (uno de los más activos del mundo)

b) Segunda fase

Si la extensión progresa, los lados originales del valle pueden llegar a una distancia considerable, y el fondo del valle está constituido casi por completo por rocas basálticas formadas por el vulcanismo asociado, formando una incipiente corteza oceánica.

En esta etapa se considera ya como un límite diferenciado entre dos placas tectónicas. Generalmente, y debido a la gran extensión y adelgazamiento de la corteza, la zona del valle se encuentra por debajo del nivel del mar, y el agua tiende a invadir el valle, formando mares lineales y muy restringidos entre dos masas continentales. Un ejemplo actual de esta fase es el caso del mar Rojo.

c) Tercera fase

En un estadio más avanzado, la zona central de la expansión se estructura como una dorsal oceánica bien desarrollada en la que se crea corteza oceánica. La zona continental original queda separada en dos fragmentos bien diferenciados, en los que se ha desarrollado completamente el margen continental. Un ejemplo actual claro sería el caso del océano Atlántico.

Este proceso puede abortarse en las dos primeras fases de su formación, quedando como estructuras relictas, pero sin consideración de bordes de placa activos. Tanto la zona del valle de rift africano como la del mar Rojo pueden evolucionar en el futuro a grandes océanos similares al Atlántico, estancarse en su desarrollo, o incluso disminuir su actividad hasta volverse completamente inactivos.

Bordes convergentes o destructivos

Son bordes en los que las placas convergen más o menos perpendiculares entre sí, y como consecuencia de ello una de ellas se introduce por debajo de la otra hacia el manto, formando trincheras o fosas submarinas en la superficie del fondo oceánico. A este proceso se le conoce con el nombre de subducción.

Estos límites suelen ser muy complejos, ya que se producen procesos geológicos de todo tipo: vulcanismo, plutonismo, metamorfismo y procesos tectónicos que abarcan grandes extensiones de terreno. Este tipo de bordes suele producir la formación de grandes cadenas de montañas paralelas al límite de las placas, denominadas orógenos.

Se pueden diferenciar varios tipos de bordes convergentes en función del tipo de corteza que conforma la litosfera de cada una de las placas tectónicas implicadas en el proceso:

a) Convergencia CO – CO

Cuando convergen dos placas de corteza oceánica, una de ellas subduce por debajo de la otra, descendiendo hacia el mando donde se calienta y se funde, una pequeña parte de ese material asciende y produce el vulcanismo de la zona, y el resto queda asimilado en la astenosfera.

La densidad media, condicionada fundamentalmente por la edad de la corteza oceánica (generalmente a mayor edad de la corteza, mayor densidad), define cuál de las dos placas subduce por debajo de la otra.

Este tipo de límites produce estructuras de arco-isla, definidas por la alineación, normalmente paralela al borde convergente, de islas formadas por el intenso vulcanismo asociado a este tipo de estructuras. Ese sería el caso del archipiélago japonés, en el que la placa Pacífica (CO) se introduce por debajo de la placa Euroasiática (en esa zona formada por corteza oceánica, CO, es una placa mixta).

b) Convergencia CC – CO

Si una de las placas es de corteza continental y la otra de corteza oceánica, la placa de corteza oceánica siempre subduce por debajo de la placa continental, ya que esta última tiene una densidad media (2,7 gr/cm3) menor que la corteza oceánica (3 gr/cm3), lo que impide que se pueda introducir por debajo de ella.

Este tipo de límites producen orógenos térmicos, como el caso de la formación de la cordillera de los Andes, resultado de la subducción de la placa de Nazca (CO) por debajo de la placa Sudamericana (CC). El proceso de subducción asociado a estos dos primeros tipos de límites produce una sismicidad importante (fundamentalmente por fallas de carácter inverso). Esta sismicidad se concentra en la placa que subduce definiendo el plano de Benioff hasta profundidades que pueden llegar a los 700 km.

c) Convergencia CC – CC

Si las dos placas que convergen están formadas por corteza continental, ninguna de ellas puede subducir por debajo de la otra, ya que la densidad del manto se lo impide (3,5 gr/cm3). La convergencia produce la reducción del espacio y, por tanto, se producen superposiciones de materiales.

En este tipo de convergencia no se produce un vulcanismo reseñable, los terremotos son más superficiales pero los procesos metamórficos son mucho más intensos. Este tipo de convergencia produce orógenos de tipo colisional, como el caso de la cordillera del Himalaya, resultado de la convergencia de la placa Índica y la placa Euroasiática.

Como se ha comentado anteriormente, las placas formadas solamente por corteza continental son muy escasas y de pequeño tamaño (microplacas), y están situadas normalmente en zonas de colisión entre grandes palcas, como es el caso de la microplaca Ibérica, situada entre la placa Africana y la Euroasiática. Por ello, los límites CC-CC suelen formarse a partir de un límite convergente CC-CO, en el que la placa que subduce tiene corteza oceánica y corteza continental. Cuando se consume toda la corteza oceánica, colisiona la corteza continental contra la corteza continental, transformándose el tipo de límite de borde CC-CO a un borde convergente CC-CC.

Bordes o márgenes pasivos

Los bordes de este tipo se producen en una zona donde las placas se deslizan una al lado de la otra sin interaccionar prácticamente entre ellas. Se llaman pasivos porque este tipo de límite no produce creación ni destrucción de corteza oceánica y no implica la formación de cadenas montañosas.

En este tipo de límites no se produce vulcanismo reseñable, pero se desarrolla una actividad tectónica importante reflejada en la actividad sísmica representada fundamentalmente por fallas de desgarre.

1.2. El ciclo de Wilson

El modelo que engloba la mayoría de los procesos de movimientos de placas y destrucción de litosfera es el denominado ciclo de Wilson.

Este ciclo puede describirse de forma esquemática mediante varias etapas, que engloban la fragmentación y disgregación de un gran supercontinente en diferentes placas litosféricas, los movimientos relativos de esas placas y todos los procesos geológicos que resultan de la interactuación entre ellas, incluyendo la creación y destrucción de litosfera con corteza oceánica, hasta que finalmente la mayor parte de las placas litosféricas con corteza continental vuelvan a unirse en un nuevo supercontinente.

Las etapas del ciclo de Wilson se pueden describir de forma simplificada de la siguiente manera:

a) Fragmentación de un supercontinente

Partimos de un gran supercontinente formado por la mayoría de las placas litosféricas con corteza continental. Esta disposición de placas es inestable y se produce su fragmentación inducida por los procesos térmicos que tienen lugar en la astenosfera. Esos procesos suelen estar relacionados con plumas mantélicas como las que forman los puntos calientes en zonas oceánicas.

b) Valles continentales (rifts), mares restringidos (mar rojo), bordes divergentes y formación de corteza oceánica.

Estas dos fases representarían las etapas de creación de un borde divergente o constructivo, ya que implican la creación de nueva litosfera oceánica.

c) Se forman zonas de subducción, bordes convergentes

Cuando la cuenca oceánica es lo bastante antigua o se alcanza el límite máximo de extensión, se desestabiliza creando zonas de subducción, es decir, nuevos límites de placas. Estos bordes destructivos pueden crearse en los márgenes continentales, es decir, en las zonas transición entre corteza continental y corteza oceánica (creando borde convergente CC-CO) o en el interior de una litosfera oceánica (formando un borde convergente CO-CO).

Es importante señalar que la Tierra no puede aumentar de volumen, por lo que la creación de nueva litosfera implica necesariamente la creación de nuevos bordes destructivos que eliminan el exceso de litosfera oceánica.

d) Desplazamiento de masas continentales hasta formar un nuevo supercontinente.

Este proceso de creación de nuevos límites convergentes y divergentes implica el desplazamiento de las masas continentales. Este desplazamiento continúa hasta que en los bordes convergentes CC-CO se consume totalmente la litosfera oceánica, produciéndose límites convergentes CC-CC. El número de este tipo de límites, aumentan hasta que la mayor parte de las masas continentales se agregan en un nuevo supercontinente, volviendo así al estado inicial del ciclo. El ciclo de Wilson implica el reciclaje casi total de la corteza oceánica presente al inicio del proceso. En cambio, la corteza continental prácticamente no se recicla.

1.3. Movimiento de las placas

El movimiento de las placas tectónicas parece estar relacionado con los gradientes de energía calorífica presentes en el interior de la Tierra. Esas diferencias energéticas inducen las corrientes de convección en el manto y la astenosfera, de forma que se produce el intercambio de la energía excedente del núcleo externo con las zonas superiores del manto.

Los movimientos ascendentes estarían relacionados con las dorsales (creación de corteza oceánica) y los descendentes con las zonas de subducción (destrucción de corteza oceánica). Las diferentes velocidades de las placas son las que provocan las diferentes interacciones y la evolución de los tipos de límites de placas, y es que el movimiento de las placas sobre la superficie esférica de la Tierra se pueden describir como un movimiento de rotación alrededor de un eje perpendicular a la superficie, y cada placa tiene un eje de giro diferente.

1.4. La tectónica de placas en el tiempo

Desde la formación de nuestro planeta, la tectónica de placas ha sido el mecanismo fundamental de reciclaje de la superficie terrestre. El principal motor energético de este proceso es la energía calorífica de la Tierra.

Pero esta energía ha ido disminuyendo paulatinamente desde su formación; por lo tanto, los procesos que engloba la tectónica de placas han sido mucho más energéticos en el pasado que en la actualidad. Gran parte de la energía calorífica se perdió en los primeros 3.000 Ma de la historia de nuestro planeta, período en que se formó la mayor parte de la corteza continental.

En los últimos 1.500 Ma los procesos relacionados con la tectónica de placas parecen haber tenido un funcionamiento muy similar al actual. Las pruebas geológicas y geofísicas han permitido establecer la formación de tres grandes supercontinentes como consecuencia de la repetición del ciclo de Wilson en los últimos 1.500 Ma.

- Rodinia hace 1.100 Ma (Proterozoico medio)

- Pannotia hace 600 Ma (finales del Protorozoico)

- Pangea hace 220 Ma (Triásico medio)

La distribución actual de los continentes es el resultado de la fragmentación de ese último supercontinente, Pangea. Por lo tanto, podemos establecer que durante la historia de la Tierra se han producido como mínimo, dos previos ciclos de Wilson completos:

- Uno, en la segunda mitad del Proterozoico (1.100-600 Ma)

- Otro, durante el Paleozoico (600-220 Ma).

La duración de ambos ciclos es similar, entre 400 y 500 Ma, pero no son datos suficientes para asegurar que este proceso siempre tenga una duración similar.

En el futuro, y dadas las características de las placas actuales, probablemente aparecerán algunas placas litosféricas y se cerrará el océano Atlántico, formándose un nuevo supercontinente.

No obstante, no podemos conocer con exactitud cómo se desarrollará este proceso, ya que como ya se ha comentado con anterioridad, algunos procesos pueden abortarse (como el valle del rift de África oriental) y pueden aparecer nuevos límites entre placas que compliquen la dinámica de movimiento de las placas.

DEFORMACIÓN LITOSFÉRICA Y ORÓGENOS

La deformación a gran escala, es decir, la que implica y afecta a la litosfera, produce la formación de grandes cadenas montañosas que reciben el nombre de orógenos.

La interacción por convergencia de las diferentes placas litosféricas, producen deformaciones que se localizan generalmente en las zonas de límite entre placas. En estas áreas se produce el engrosamiento de la litosfera, ya que siempre implica un acortamiento en la horizontal y por tanto un aumento del espesor de la litosfera implicada.

Este tipo de procesos siempre van acompañados de una deformación intensa, y en muchos casos con emplazamientos de plutones magmáticos o actividad volcánica y metamorfismo de diferente grado.

2.1. Tipos de orógenos

En función de las diferentes placas litosféricas implicadas en una orogenia, se pueden distinguir diferentes tipos de orógenos:

- Orógenos térmicos: En los que convergen una placa litosférica con corteza oceánica (CO) con otra placa que puede contener corteza oceánica (CO) o corteza continental (CC).

- Orógenos colisionales: Se forman siempre por la convergencia de dos placas litosféricas continentales (CC).

2.2. Orogenias

Orogenias: Son episodios de formación de un conjunto de orógenos por la interacción de varias placas tectónicas. Este tipo de episodios puede desarrollarse a lo largo de miles kilómetros de longitud y durante decenas de millones de años. Actualmente existen dos orogenias bien diferenciadas en nuestro planeta: la orogenia alpino-himalaya y la orogenia circumpacífica.