Tectónica de placas pla cas De Wikipedia, la enciclopedia libre Saltar a navegación navegación,, búsqueda La tectónica de placas (del griego τεκτονικός, tektonicós , "el que construye") es una teoría geológica que explica la forma en que está estructurada la litósfera (la porción externa más fría y rígida de la Tierra Tierra). ). La teoría da una explicación a las placas tectónicas que forman la superficie de la Tierra y a los desplazamientos que se observan entre ellas en su movimiento sobre el manto terrestre fluido, sus direcciones e interacciones. También explica la formación de las cadenas montañosas ( orogénesis orogénesis). ). Así mismo, da una explicación satisfactoria de por qué los terremotos y los volcanes se concentran en regiones concretas del planeta (como el cinturón de fuego del Pacífico ) o de por qué las grandes fosas submarinas están junto a islas y continentes y no en el centro del océano.
Vectores de velocidad de las placas tectónicas obtenidos mediante posicionamiento preciso GPS. Las placas tectónicas se desplazan unas respecto a otras con velocidades de 2,5 cm/año [1[1]] lo que es, aproximadamente, la velocidad con que crecen las uñas de las manos. Dado que se desplazan sobre la superficie finita de la Tierra Tierra,, las placas interaccionan interaccionan unas con otras a lo largo de sus fronteras o límites provocando intensas deformaciones en la corteza y litosfera de la Tierra Tierra,, lo que ha dado lugar a la formación de grandes cadenas montañosas (verbigracia los Andes y Alpes Alpes)) y grandes sistemas de fallas asociadas con éstas (por ejemplo, el sistema de fallas de San Andrés). Andrés ). El contacto por fricción entre los bordes de las placas es responsabl r esponsablee de la mayor parte de los terremotos.. Otros fenómenos asociados son la creación de volcanes (especialmente terremotos notorios en el cinturón de fuego del océano Pacífico) y las fosas oceánicas. oceánicas . Las placas tectónicas se componen de dos tipos distintos de litosfera litosfera:: la corteza continental, más gruesa, y la corteza oceánica, la cual es relativamente delgada. La parte superior de la litosfera se le conoce como Corteza terrestre, terrestre, nuevamente de dos tipos (continental y oceánica). Esto significa que una placa litosférica puede ser una placa continental, una oceánica, o bien de ambos, si fuese así se le denomina placa mixta.
Uno de los principales puntos de la teoría propone que la cantidad de superficie de las placas (tanto continental como oceánica) que desaparecen en el manto a lo largo de los bordes convergentes de subducción está más o menos en equilibrio con la corteza océanica nueva que se está formando a lo largo de los bordes divergentes ( dorsales oceánicas)) a través del proceso conocido como expansión del fondo oceánico . También oceánicas se suele hablar de este proceso como el principio de la "cinta transportadora". transportadora". En este sentido, el total de la superficie en el globo se mantiene constante, siguiendo la analogía de la cinta transportadora, siendo la corteza la cinta que se desplaza gracias a las fuertes corrientes convectivas de la astenósfera astenósfera,, que hacen las veces de las ruedas que transportan esta cinta, hundiendose la corteza en las zonas de convergencia, y generandose nuevo piso oceánico en las dorsales. La teoría también explica de forma bastante satisfactoria la forma como las inmensas masas que componen las placas tectónicas se pueden "desplazar", algo que quedaba sin explicar cuando Alfred Wegener propuso la teoría de la Deriva Continental, Continental , aunque existen varios modelos que coexisten: Las placas tectónicas se pueden desplazar porque la litósfera tiene una menor densidad que la astenósfera astenósfera,, que es la capa que se encuentra inmediatamente inferior a la corteza. Las variaciones de densidad laterales resultan en las corrientes de convección del manto, mencionadas anteriormente. Se cree que las placas son impulsadas por una combinación del movimiento que se genera en el fondo oceánico fuera de la dorsal (debido a variaciones en la topografía y densidad de la corteza, que resultan en diferencias en las fuerzas gravitacionales , arrastre arrastre,, succión vertical, y zonas de subducción subducción.. Una explicación diferente consiste en las diferentes fuerzas que se generan con la rotación del globo terrestre y las fuerzas de marea del Sol y de la Luna Luna.. La importancia relativa de cada uno de esos factores queda muy poco clara, y es todavía objeto de debate.
Contenido [ocultar ] 1 Placas existentes 2 Origen de las placas tectónicas 3 Antecedentes históricos 4 Límites de placas 4.1 Límite divergente o constructivo: las dorsales 4.2 Límite convergente o destructivo 4.3 Límite transformante o conservativ conservativoo 4.4 Medición de la velocidad de las placas tectónicas 5 Referencias 6 Bibliografía 7 Véase también 8 Enlaces externos •
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Uno de los principales puntos de la teoría propone que la cantidad de superficie de las placas (tanto continental como oceánica) que desaparecen en el manto a lo largo de los bordes convergentes de subducción está más o menos en equilibrio con la corteza océanica nueva que se está formando a lo largo de los bordes divergentes ( dorsales oceánicas)) a través del proceso conocido como expansión del fondo oceánico . También oceánicas se suele hablar de este proceso como el principio de la "cinta transportadora". transportadora". En este sentido, el total de la superficie en el globo se mantiene constante, siguiendo la analogía de la cinta transportadora, siendo la corteza la cinta que se desplaza gracias a las fuertes corrientes convectivas de la astenósfera astenósfera,, que hacen las veces de las ruedas que transportan esta cinta, hundiendose la corteza en las zonas de convergencia, y generandose nuevo piso oceánico en las dorsales. La teoría también explica de forma bastante satisfactoria la forma como las inmensas masas que componen las placas tectónicas se pueden "desplazar", algo que quedaba sin explicar cuando Alfred Wegener propuso la teoría de la Deriva Continental, Continental , aunque existen varios modelos que coexisten: Las placas tectónicas se pueden desplazar porque la litósfera tiene una menor densidad que la astenósfera astenósfera,, que es la capa que se encuentra inmediatamente inferior a la corteza. Las variaciones de densidad laterales resultan en las corrientes de convección del manto, mencionadas anteriormente. Se cree que las placas son impulsadas por una combinación del movimiento que se genera en el fondo oceánico fuera de la dorsal (debido a variaciones en la topografía y densidad de la corteza, que resultan en diferencias en las fuerzas gravitacionales , arrastre arrastre,, succión vertical, y zonas de subducción subducción.. Una explicación diferente consiste en las diferentes fuerzas que se generan con la rotación del globo terrestre y las fuerzas de marea del Sol y de la Luna Luna.. La importancia relativa de cada uno de esos factores queda muy poco clara, y es todavía objeto de debate.
Contenido [ocultar ] 1 Placas existentes 2 Origen de las placas tectónicas 3 Antecedentes históricos 4 Límites de placas 4.1 Límite divergente o constructivo: las dorsales 4.2 Límite convergente o destructivo 4.3 Límite transformante o conservativ conservativoo 4.4 Medición de la velocidad de las placas tectónicas 5 Referencias 6 Bibliografía 7 Véase también 8 Enlaces externos •
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Principales placas tectónicas. Existen, en total, 14 placas : Placa Africana Placa Antártica Placa Arábiga Placa de Cocos Placa del Caribe Placa Escocesa (Scotia) Placa Euroasiática Placa Filipina Placa Indo-Australi Indo-Australiana ana Placa Juan de Fuca Placa de Nazca Placa Norteamericana Placa del Pacífico Placa Sudamericana •
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Estas, junto a otro grupo más numeroso de placas menores se mueven unas contra otras. Se han identificado tres tipos de bordes: convergente (dos placas chocan una contra la otra), divergente (dos placas se separan) y transformante (dos placas se deslizan deslizan una junto a otra). La teoría de la tectónica de placas se divide en dos partes, la de deriva continental, continental , propuesta por Alfred por Alfred Wegener en Wegener en la década de 1910, 1910 , y la de expansión del fondo oceánico,, propuesta y aceptada en la década de 1960, oceánico 1960 , que mejoraba y ampliaba a la anterior. Desde su aceptación ha revolucionado las ciencias de la Tierra, Tierra , con un impacto comparable al que tuvieron las teorías de la gravedad de Isaac Newton y Albert Einstein en la Física o las leyes de Kepler en Kepler en la Astronomía Astronomía..
[editar] Origen de las placas tectónicas Se piensa que su origen se debe a corrientes de convección en el interior del manto terrestre, en la capa conocida como astenosfera, las cuales fragmentan a la litosfera. Las corrientes de convección son patrones circulatorios que se presentan en fluidos que se calientan en su base. Al calentarse la parte inferior del fluido se dilata. Este cambio de densidad produce una fuerza de flotación que hace que el fluido caliente ascienda. Al alcanzar la superficie se enfría, desciende y se vuelve a calentar, estableciéndose un movimiento circular auto-organizado. En el caso de la Tierra se sabe, a partir de estudios de reajuste glaciar, que la astenosfera se comporta como un fluido en escalas de tiempo de miles de años y se considera que la fuente de calor es el núcleo terrestre. Se estima que éste tiene una temperatura de 4500 °C. De esta manera, las corrientes de convección en el interior del planeta contribuyen a liberar el calor original almacenado en su interior, que fue adquirido durante la formación de la Tierra. Así, en zonas donde dos placas se mueven en direcciones opuestas (como es el caso de la placa Africana y de Norteamérica, que se separan a lo largo de la cordillera del Atlántico) las corrientes de convección forman nuevo piso oceánico, caliente y flotante, formando las cordilleras meso-oceánicas o centros de dispersión. Conforme se alejan de los centros de dispersión las placas se enfrían, tornándose más densas y hundiéndose en el manto a lo largo de zonas de subducción, donde el material litosférico es fundido y reciclado. Una analogía frecuentemente empleada para describir el movimiento de las placas es que éstas "flotan" sobre la astenósfera como el hielo sobre el agua. Sin embargo, esta analogía es parcialmente válida ya que las placas tienden a hundirse en el manto como se describió anteriormente
[editar] Antecedentes históricos La tectónica de placas tiene su origen en dos teorías que le precedieron: la teoría de la deriva continental y la teoría de la expansión del fondo oceánico . La primera fue propuesta por Alfred Wegener a principios del siglo XX y pretendía explicar el intrigante hecho de que los contornos de los continentes ensamblan entre sí como un rompecabezas y que éstos tienen historias geológicas comunes. Esto sugiere que los continentes estuvieron unidos en el pasado formando un supercontinente llamado Pangea (en idioma griego significa "todas las tierras") que se fragmentó durante el período Pérmico, originando los continentes actuales. Esta teoría fue recibida con escepticismo y eventualmente rechazada porque el mecanismo de fragmentación (deriva polar) no podía generar las fuerzas necesarias para desplazar las masas continentales. -Las placas se mueven y causan terremotos-. La teoría de expansión del fondo oceánico fue propuesta hacia la mitad del siglo XX y está sustentada en observaciones geológicas y geofísicas que indican que las cordilleras meso-oceánicas funcionan como centros donde se genera nuevo piso oceánico conforme los continentes se alejan entre sí. Esto fue propuesto por John Tuzo Wilson. La teoría de la tectónica de placas fue forjada principalmente entre los años 50 y 60 y se le considera la gran teoría unificadora de las Ciencias de la Tierra, ya que explica una gran cantidad de observaciones geológicas y geofísicas de una manera coherente y elegante. A diferencia de otras ramas de las ciencias, su concepción no se le atribuye a una sola persona como es el caso de Isaac Newton o Charles Darwin. Fue producto de la colaboración internacional y del esfuerzo de talentosos geólogos ( Tuzo Wilson, Walter Pitman), geofísicos (Harry Hammond Hess, Allan V. Cox) y sismólogos (Linn Sykes, Hiroo Kanamori, Maurice Ewing), que poco a poco fueron aportando información
acerca de la estructura de los continentes, las cuencas oceánicas y el interior de la Tierra.
[editar] Límites de placas Son los bordes de una placa y es aquí donde se presenta la mayor actividad tectónica (sismos, formación de montañas, actividad volcánica), ya que es donde se produce la interacción entre placas. Hay tres clases de límite: Divergentes: son límites en los que las placas se separan unas de otras y, por lo tanto, emerge magma desde regiones más profundas (por ejemplo, la dorsal mesoatlántica formada por la separación de las placas de Eurasia y Norteamérica y las de África y Sudamérica). Convergentes : son límites en los que una placa choca contra otra, formando una zona de subducción (la placa oceánica se hunde bajo de la placa continental) o un cinturón orogénico (si las placas chocan y se comprimen). Son también conocidos como "bordes activos". Transformantes: son límites donde los bordes de las placas se deslizan una con respecto a la otra a lo largo de una falla de transformación. En determinadas circunstancias, se forman zonas de límite o borde, donde se unen tres o más placas formando una combinación de los tres tipos de límites. •
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[editar] Límite divergente o constructivo: las dorsales Artículo principal: Borde divergente
Son las zonas de la litosfera en que se forma nueva corteza oceánica y en las cuales se separan las placas. En los límites divergentes, las placas se alejan y el vacío que resulta de esta separación es rellenado por material de la corteza, que surge del magma de las capas inferiores. Se cree que el surgimiento de bordes divergentes en las uniones de tres placas está relacionado con la formación de puntos calientes. En estos casos, se junta material de la astenosfera cerca de la superficie y la energía cinética es suficiente para hacer pedazos la litosfera. El punto caliente que originó la dorsal mesoatlántica se encuentra actualmente debajo de Islandia, y el material nuevo ensancha la isla algunos centímetros cada siglo. Un ejemplo típico de este tipo de límite son las dorsales oceánicas (por ejemplo, la dorsal mesoatlántica) y en el continente las grietas como el Gran Valle del Rift. [editar] Límite convergente o destructivo
La placa oceánica se hunde por debajo de la placa continental. Artículo principal: Borde convergente
Las características de los bordes convergentes dependen del tipo de litosfera de las placas que chocan. Con frecuencia las placas no se deslizan en forma continua; sino que se acumula tensión en ambas placas hasta llegar a un nivel de energía acumulada que sobrepasa el necesario para producir el deslizamiento brusco de la placa marina. La energía potencial acumulada es liberada como presión o movimiento; debido a la titánica cantidad de energía almacenada, estos movimientos ocasionan terremotos, de mayor o menor intensidad. Los puntos de mayor actividad sísmica suelen asociarse con este tipo límites de placas. Cuando una placa oceánica (más densa) choca contra una continental (menos densa) la placa oceánica es empujada debajo, formando una zona de subducción. En la superficie, la modificación topográfica consiste en una fosa oceánica en el agua y un grupo de montañas en tierra. Cuando dos placas continentales colisionan ( colisión continental), se forman extensas cordilleras formando un borde de obducción. La cadena del Himalaya es el resultado de la colisión entre la placa Indoaustraliana y la placa Euroasiática. Cuando dos placas oceánicas chocan, el resultado es un arco de islas (por ejemplo, Japón). •
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[editar] Límite transformante o conservativo Artículo principal: Borde transformante
El movimiento de las placas a lo largo de las fallas de transformación puede causar considerables cambios en la superficie, lo que es particularmente significativo cuando esto sucede en las proximidades de un asentamiento humano. Debido a la fricción, las placas no se deslizan en forma continua; sino que se acumula tensión en ambas placas hasta llegar a un nivel de energía acumulada que sobrepasa el necesario para producir el movimiento. La energía potencial acumulada es liberada como presión o movimiento en la falla. Debido a la titánica cantidad de energía almacenada, estos movimientos ocasionan terremotos, de mayor o menor intensidad. Un ejemplo de este tipo de límite es la falla de San Andrés, ubicada en el Oeste de Norteamérica, que es parte del sistema de fallas producto del roce entre la placa Norteamericana y la del Pacífico. [editar] Medición de la velocidad de las placas tectónicas
La medición actual de la velocidad de las placas tectónicas se realiza mediante medidas precisas de GPS. La velocidad antigua de las placas se obtiene mediante la restitución de cortes geológicos (en corteza continental) o mediante la medida de la posición de las inversiones del campo magnético terrestre registradas en el fondo oceánico.
1.
Las Placas Tectónicas Esta imagen fue desarrollada por la NASA de los Estados Unidos y es por ello que los nombres se encuentran en inglés.
Tectónica de placas 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.
Placas Tectónicas II Placas, placas límites, y el origen de los movimientos por Anne E. Egger, Ph.D.
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Terremotos y volcanes ocurren primordialmente a lo largo de los bordes de las placas. La frecuencia y el tipo de eventos varia con el tipo de borde. Las placas interactúan una con la otra en bordes en una de tres maneras: si divergen, se convergen o se deslizan aparte del otro. Las placas son hechas de dos tipos de corteza – oceánica y continental. La corteza oceánica es mas delgada y mas densa que la continental. Una placa puede tener tanto corteza continental como corteza oceánica. La gravedad y la convección de manto son las dos fuerzas que forjan el movimiento de placas.
En 1962, la idea que las piezas de la superficie de la tierra se movían no era considerada radical. Como vimos en la lección Placas Tectónicas I, el concepto del movimiento continental y de la extensión del suelo marítimo había revolucionado la geología, y los investigadores empezaron a revisar sus interpretaciones de los datos existentes. Por ejemplo, los geólogos sabían que los terromotos no estaban distribuidos al azar en la tierra.
Figura 1: Los terremotos están en rojo. Esta imágen fue generada usando QUEST, un instrumento interactivo para diseñar en línea a través de Discover Our Earth enFigura Cornell 2: University. Sección cruzada de terremotos en la región de Tonga. La línea azul representa el borde de la En realidad, los terremotos, se concentran en las placa placas límites dibujadas por Harry Hess. Sin
embargo, no todos los terremotos ocurren a la
misma profundidad. Donde Hess había postulado que las rocas del suelo oceánico estaban hundiéndose en las zonas de subducción o sumersión, ocurren los terremotos a una baja profundidad de 0-33 km debajo de la superficie cerca de las zanjas, y a una profundidad de casi 700 km debajo de la superficie, más tierra adentro. Por otra parte, sólo terremotos poco profundos (de profundidad de 0-33 km) son registrados en las cordilleras que se extienden. Estos datos ayudaron a los geólogos a diseñar planos longitudinales que muestran que las placas son delgadas en las cordilleras que se extienden, y que la subducción alcanza largas distancias, llevando las placas a profundidad debajo de los continentes. Al igual que los terremotos, los volcanes estaban preferentemente localizados en las placas límites o cerca de ellas.
Figura 3: Históricamente los volcanes activos estána en rojo. Esta imágen fue generada usando QUEST, un instrumento interactivo para diseñar en línea a través de Discover Our Earth en Cornell University.
Al igual que los terremotos, diferentes tipos de volcanes existen en diferentes tipos de placas límites. La mayoría de las erupciones volcánicas que salen en las noticias, como la erupción del Monte Santa Helena de 1980, tienen lugar cerca de las zonas de subducción. Estas devastadoras y explosivas erupciones reflejan la composición de magma, que es extremadamente viscosa y que por consiguiente no fluye fácilmente. Al contrario, las erupciones volcánicas que existen en las cordilleras que se extienden son mucho mas suaves, en parte porque la mayoría de estas erupciones están debajo de 2-3 kilómetros de agua, pero también porque el magma es menos viscoso.
Placas límites Estas observaciones sobre la distribución de los terremotos y los volcanes ayudó a los geólogos a definir los procesos que ocurren en las cordilleras que se extienden y las zonas de subducción. Además, ayudaron a los científicos a descubrir que hay otros tipos de placas límites. En general, las placas límites son el escenario de gran actividad geológica, terremotos, volcanes, y topografía dramática, de tal manera que cordilleras como los Himalayas están todas concetradas donde dos o más placas se encuentran en un límite. Hay tres principales maneras en que las placas interactúan en los límites: pueden moverse en dirección divergente, pueden moverse en dirección convergente, o pueden deslizarse una al lado de la otra, transformante. Cada una de estas interacciones produce un modelo de terremoto, volcanismo y topografía diferentes:
Límites Divergentes
Los límites divergentes son las cordilleras oceánica centrales que lanzaron la revolución de las placas Figura 4: Los terremotos son tectónicas. La Cordillera Central Atlántica es un mostrados como cuadros amarillos ejemplo clásico. Los terremotos poco profundos y en este diagrama de un borde fluidos menores de lava caracterizan la cordillera divergente. Esta imagen modificada oceánica central. El suelo marítimo en las de Esta Tierra Dinámica , una cordilleras es más alto que los llanos abismales publicación del Estudio Geológico de alrededor, porque las rocas son más calientes (y EEUU. menos densas). Se enfrian y condensan mientras se alejan del centro de extensión. La extensión ha estado ocurriendo en la Cordillera Central Atlántica durante 180 millones de años, lo que ha producido un gran valle oceánico, el Óceano Atlántico.
Límites Convergentes Los límites convergentes son los más activos geológicamente, con diferentes características dependiendo del tipo de costra presente. Hay dos tipos de costras: oceánica y continental. La costra continental es gruesa y ligera, la costra oceánica es delgada, densa y forma las cordilleras oceánicas centrales. La actividad que tiene lugar en los límites convergentes depende del tipo de costra presente, tal como se explica aquí. Costra oceánica encuentra costra continental
Estas son las zonas de subducción imaginadas por Hess, donde la costra oceánica densa se sumerge debajo de la costra continental ligera. Estos límites se caracterizan por: a) una zanja oceánica muy profunda al lado de una cordillera continental montañosa alta, b) numerosos terremotos que progresan de lo poco profundo a lo profundo, y c) un gran número de volcanes de composición intermedia. Los Andes deben su existencia a la zona de subducción en el borde occidental de la placa de América del Sur. En realidad, este tipo de límite es usualmente llamado el margen Andino.
Figura 5: Los terremotos son mostrados como cuadros amarillos en este diagrama de un borde divergente. Esta imagen modificada de Esta Tierra Dinámica , una publicación del Estudio Geológico de EEUU.
Costra oceánica encuentra costra oceánica
Donde dos placas oceánicas convergen, también ocurre una zona de subduccion, pero el resultado es ligeramente diferente que en el Margen Andino. Puesto que las densidades de las dos placas son similares, es usualmente la costra oceánica más antigua la que se hunde porque es más fría y ligeramente más densa. Los terremotos progresan de lo menos profundo a lo más profundo como en la convergencia oceánica-continental, y los volcanes forman un arco de islas, como el Monte Fuji en Japón y Pinatubo en Filipinas. Estos volcanes son ligeramente
diferentes de esos que forman los Andes porque el magma se produce de la costra oceánica derretida en vez de la costra continental derretida.
Figura 6: Los terremotos son mostrados como cuadros amarillos en este diagrama de un borde divergente. Esta imagen modificada de Esta Tierra Dinámica , una publicación del Estudio Geológico de EEUU.
Costra continental encuentra costra continental
Cuando dos piezas de costra continental convergen, el resultado es un gran montón de material continental. Ambas piezas de costra son ligeras y no son fácilmente hundidas. La convergencia continental está ejemplificada en la cordillera de los Himalayas, donde la placa India se encuentra con la placa Asiática. Ocurren varios terremotos pocos profundos, pero hay muy poco volcanismo.
Figura 7: Los terremotos son mostrados como cuadros amarillos en este diagrama de un borde divergente. Esta imagen modificada de Esta Tierra Dinámica , una publicación del Estudio Geológico de EEUU.
Límites transformantes La mayoría de los límites son convergentes o divergentes, los límites transformantes son los más raros. La falla de San Andrés en California es un ejemplo de un límite continental transformante. Terremotos frecuentes y poco profundos ocurren (como los famosos terremotos de San Francisco en 1906 y 1989), pero hay poco volcanismo asociado o relieve topográfico. La Falla Alpina de Nueva Zelanda es muy similar. La mayoría de los límites transformantes ocurren no en el interior sino en los segmentos cortos, al borde de las cordilleras oceánicas centrales. Unos pocos límites retan clasificaciones simples y son llamados como 'placas de las zonas límite'. Por ejemplo, un modelo de terremoto complicado se produce por una ancha y poco entendida zona de placa límite entre las placas Euroasiática y Aficanas en el Mediterráneo.
Figura 8: Borde transformante
Actividad Geológica separada de las placas límite Los límites descritos anteriormente dan cuenta de la mayoría de la actividad sísmica y volcánica en la tierra. Sin embargo, mientras más datos empezaban a explicar el esquema de las placas tectónicas, más sobresalían las excepciones. ¿Qué puede explicar Hawai, por ejemplo, un antiguo escenario de actividad volcánica en la placa del Pacífico central donde no hay subducción o extensión para generar magma? Tenía que haber algo más. En 1963, J. Tuzo Wilson, un geofísico canadiense, propuso la teoría que la capa contenía inmóviles lugares calientes, delgadas plumas de magma caliente que actuaban como quemadores Bunsen cuando las placas estaban encima de ellos. Las Islas Hawaianas forman una larga y derecha cadena, con erupciones volcánicas continuas en la isla Hawai e islas volcánicas altamente erosionadas en el noreste. De acuerdo a la teoría de lugares calientes de Wilson, la cadena de islas representa el movimiento hacia el surestede de la placa Pacífico sobre la capa de pluma.
Figura 9: El esbozo original de J. Tuzo Wilson de los lugares calientes Hawainos. (Usado con el permiso de Canadian Journal of Physics.)
Una importante implicación de la teoría de Wilson es que, puesto que los lugares calientes son estacionarios, las pistas de los lugares calientes podían ser usadas para rastrear la historia del movimientos de las placas. Por ejemplo, la pista de la cadena Hawaina continua hacia el noroeste como una cadena de antiguos volcanes inactivos bajo agua. Una vez que las erupciones volcánicas se detienen, las olas oceánicas empiezan a erosionar las islas debajo del nivel del mar y se llaman montes marítimos. Las islas y los montes marítimos asociados con los lugares calientes Hawainos ofrecen una historia sobre el movimiento de la placa Pacífico, que aparentemente tomó un rumbo al este alrededor de 28 millones de años. Otras pistas de lugares calientes en el mundo pueden ser usadas de manera similar para reconstruir la historia global de las placas tectónicas.
¿Cúales son las fuerzas que motivan el movimiento? Los lugares calientes añaden pruebas para confirmar que las placas se mueven constantemente. Irónicamente, sin embargo, la cuestión que provocó el ridículo de
Wegener sigue provocando un acalorado debate: que provoca el movimiento de las placas? Eventualmente, una nueva Pangaea (o continente único) se puede formar, separar, y formar de nuevo en la Tierra. ¿Qué hace que estas placas se sigan moviendo? Hess asumió que la capa de conducción era la fuerza motivadora principal. Material caliente, menos denso en las cordilleras oceánicas centrales, se enfría y se hunde en las zonas de subducción. Las placas 'montan' estas células de convección (ver la lección sobre Densidad para mayor información). Aunque había poca duda que la convección ocurre en la capa, el diseño actual sugiere que no es tan simple. Muchos geólogos sugieren que la fuerza de convección no es suficiente para empujar placas litoesféricas enormes como la placa de Norte América. Ellos sugieren que la gravedad es la principal fuerza motivadora: la fría y densa costra oceánica se hunde en la zona de subducción, empujando al resto de la placa con ella. De acuerdo a esta teoría, las intrusiones magmáticas en las cordilleras que se extienden son pasivas. El magma apenas llena un hueco creado por la separación de las dos placas.
Figura 10: El empuje de la cordillera y el jalón de la placa son dos maneras en que la gravedad puede actuar para mantener una placa en movimiento. Observe que las flechas en las células de convección y las placas encima van en la misma dirección. Imágen modificada de This Dynamic Earth, una publicación de U.S. Geological Survey.
Sin lugar a dudas, la gravedad y la convección ofrecen energía para mantener las placas en movimiento. Sus contribuciones relativas, sin embargo, son un asunto debatible y de investigación continua. La fuerza de la placa tectónica yace en su habilidad para explicar todo sobre los procesos que vemos en los registros geológicos en la actualidad. Nuestro conocimiento de las sutilezas tiende a evolucionar, mientras sabemos más sobre nuestro planeta, pero las placas tectónicas son verdaderamente la base sobre la se asienta que la ciencia geológica
Las Placas Tectónicas Del latín tektonikós, construcción
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Este es una introducción básica sobre aquellas inmensas "cintas transportadoras" que son responsables de muchos fenómenos geológicos y geofísicos.
La Teoría de las Placas Tectónicas fue desarrollada en la década del '60, causando una revolución en los conceptos que se manejaban hasta esos días. Desde entonces, se han estudiado y modelado hasta permitir que hoy en día podamos establecer muchas relaciones entre ellas y ligarlas con fenómenos que van desde sismos a erupciones volcánicas. Pero, ¿Qué son estas capas? Para responder esta pregunta y entender la respuesta, imaginemos la Tierra como una esfera, diferenciada según densidad, con distintos niveles que poseen características diferentes, así tenemos el núcleo interno y externo, el manto y la corteza terrestre (a grosso modo). Debido al gradiente de temperatura que tenemos en el interior de la Tierra (pensemos específicamente núcleo externo - manto) existen gigantescas celdas convectivas. Estas celdas son las que encontramos en muchos efectos de la naturaleza, que van desde calentar agua en un recipiente hasta la formación de nubes convectivas en el Ecuador o en el altiplano (responsables del invierno boliviano):
Convección en un recipiente con agua Recordemos que la convección es la única manera que los flujos de energía, o sea calor, transporten masa, pues la radiación lo hace mediante fotones, de masa nula, y la conducción transfiere momentum a las partículas que están en su vecindad, haciéndolas vibrar (pensemos que la temperatura mide la energía cinética de éstas). Este enfoque traerá algunas consecuencias, ya que al estar moviendo grandes masas estaremos desplazando materiales de composición y estructura dependientes de un ambiente en particular a otros, con características distintas. Con esto estamos asumiendo que existe un comportamiento plástico en el manto, que mueve material desde "profundidades" abismantes hacia zonas cercanas a la corteza terrestre, donde se enfría y se solidifica formando corteza terrestre. De esta forma en otro punto debe desaparecer corteza para mantener equilibrado el sistema. Existen zonas específicas sobre en la superficie terrestre donde ocurren estos procesos.
Es obvio que alguna vez África y nuestro continente sudamericano formaron parte de un mismo súper-continente que fue dividido. En términos más técnicos es lo que llamamos una zona de divergencia de placas tectónicas, ie, "algo" está empujando desde el interior de la tierra a la corteza que se encuentra bajo los océanos. Justamente bajo nuestros pies está ocurriendo el fenómeno de desaparición de la placa que cubre parte del Océano Pacífico (Placa de Nazca). Se hunde ya que la densidad de ésta es mayor que una placa continental (por los motivos expuestos anteriormente). Esto es una zona de convergencia de placas. Por supuesto que existen lugares donde no existe ni lo uno ni lo otro, resultando un cizalle entre placas, como por ejemplo en California, donde esto da origen a la famosa “Falla de San Andrés” Esquema:
Cizalle - Divergencia - Convergencia El sistema que se logra al unir estas configuraciones, da lugar a otros fenómenos, como: Volcanismo en los márgenes activos (convergentes), Hot Spots, puntos en donde existe un ascenso de material interno dando origen a un volcanismo de magmas muy densos y básicos, ej. Hawaii
Valles de Rift continentales, esto es una separación del continente, como lo que pasó con Sudamérica-África. Actualmente esto ocurre en África oriental.
Arcos de islas volcánicas
Zonas de fallas. Como son las fallas transformantes, que limitan placas, teniendo un movimiento de cizalle en el plano de la superficie terrestre.
Nótese que la litósfera contiene a la corteza y representa una capa de rocas relativamente rígidas, en cambio la astenósfera, que forma parte del manto terrestre, tiene un comportamiento más parecido a un fluido viscoso. En la figura vemos una descripción muy completa de lo anterior:
Las placas las podemos visualizar como gigantescos casquetes esféricos, que cubren completamente el área del planeta, que están en continua modificación. Proyectándolos en un plano, para verlos en su totalidad:
Como sabemos, esta apariencia es cambiante con el tiempo, variando desde un supercontinente llamado "Pangea" (del griego Toda la Tierra ) hasta la configuración actual, pasando por los subcontinentes Gondwana y Laurasia. No cesarán estos movimientos relativos entre placas durante millones de años,deformando cada vez más nuestra restringida visión del mundo. Por último veamos uno de los fundamentos que se tiene para asegurar que la teoría de la deriva de los continentes es correcta. En el subcontinente Gondwana se ha encontrado bastante evidencia paleontológica que demuestra que estas masas estuvieron juntas hace decenas de millones de años. Es decir, mismas especies de seres vivos se encuentran en regiones que formaban este subsupercontinente.
Deriva continental De Wikipedia, la enciclopedia libre Saltar a navegación, búsqueda
Animación que explica la teoría de deriva continental de Alfred Wegener . La deriva continental es el desplazamiento de las masas continentales unas respecto a otras. Esta hipótesis fue desarrollada en 1912 por el alemán Alfred Wegener a partir de diversas observaciones empíricas, pero no fue hasta los años 60, con el desarrollo de la tectónica de placas, cuando pudo explicarse de manera adecuada el movimiento de los continentes.
Contenido [ocultar ] 1 La teoría original de Alfred Wegener 2 La teoría en la actualidad 3 Pruebas de la deriva continental 3.1 Pruebas de la geología 3.2 Pruebas de la paleontología 3.3 Pruebas de la paleoclimatología 4 Véase también 5 Referencias 6 Enlaces externos •
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[editar] La teoría original de Alfred Wegener
La distribución geográfica de los fósiles fue uno de los argumentos que usó Alfred Wegener para demostrar la veracidad de su teoría. La teoría de la deriva continental fue propuesta originalmente por Alfred Wegener en 1912, quien la formuló basándose, entre otras cosas, en la manera en que parecen encajar las formas de los continentes a cada lado del Océano Atlántico, como África y Sudamérica (de lo que ya se habían percatado anteriormente Benjamin Franklin y otros). También tuvo en cuenta el parecido de la fauna fósil de los continentes septentrionales y ciertas formaciones geológicas. Más en general, Wegener conjeturó que el conjunto de los continentes actuales estuvieron unidos en el pasado remoto de la Tierra, formando un supercontinente, denominado Pangea, que significa "toda la tierra". Este planteamiento fue inicialmente descartado por la mayoría de sus compañeros, ya que su teoría carecía de un mecanismo para explicar la deriva de los continentes. En su tesis original, propuso que los continentes se desplazaban sobre otra capa más densa de la Tierra que conformaba los fondos oceánicos y se prolongaba bajo ellos de la misma forma en que uno desplaza una alfombra sobre el piso de una habitación. Sin embargo, la enorme fuerza de fricción implicada, motivó el rechazo de la explicación de Wegener, y la puesta en suspenso, como hipótesis interesante pero no probada, de la idea del desplazamiento continental. En síntesis, la deriva continental es el desplazamiento lento y continuo de las masas continentales.
[editar] La teoría en la actualidad
Mapa que muestra la ubicación y movimiento de las placas tectónicas en la corteza terrestre. La teoría de la deriva continental, junto con la de la expansión del fondo oceánico , quedaron incluidas en la teoría de la tectónica de placas, nacida en los años 1960 a partir de investigaciones de Robert Dietz, Bruce Heezen, Harry Hess, Maurice Edwing, Tuzo Wilson y otros. Según esta teoría, el fenómeno del desplazamiento sucede desde hace miles de millones de años gracias a la convección global en el manto (exceptuando la parte superior rígida que forma parte de la litosfera), de la que depende que la litosfera sea reconfigurada y desplazada permanentemente. Se trata en este caso de una explicación consistente, en términos físicos, que aunque difiere radicalmente acerca del mecanismo del desplazamiento continental, es igualmente una teoría movilista, que permitió superar las viejas interpretaciones fijistas de la orogénesis (geosinclinal y contraccionismo ) y de la formación de los continentes y océanos. Por esto, Wegener es considerado, con toda justicia, su precursor y por el mismo motivo ambas teorías son erróneamente consideradas una sola con mucha frecuencia.
