TEMA10.docx

TEMA 10: INTERPRETACIÓN GLOBAL DE LOS FENÓMENOS GEOLÓGICOS EN EL MARCO DE LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS 1 2 2.1 2.2 2.3 2.4

INTRODUCCION EL MAGMATISMO EN LA TECTÓNICA DE PLACAS Magmatismo en los bordes activos de placa (arco insular y borde continental activo) Magmatismo en bordes constructivos (dorsales oceánicas y rifts) Magmatismo en fallas transformantes Magmatismo en zonas intraplaca (oceánicas y continentales) 2.4.1 En zonas oceánicas 2.4.2 En zona continental

3

LAS GRANDES DEFORMACIONES GLOBALES 3.1 3.2 3.3

Deformaciones debidas a distensión Deformaciones en las fallas transformantes Deformaciones debidas a la compresión: orogenias 3.3.1 Orógenos tipo arco-isla 3.3.2 Orógenos de tipo andino o pericontinental 3.3.3 Orógenos de colisión de dos placas continentales

4 5 6 7 

LA SISIMICIDAD EN LA TECTONICA DE PLACAS METAMORFISMO Y PLACAS TECTONICAS EL CICLO DE WILSON BIBLIOGRAFIA

1

1

INTRODUCCION

La teoría de la tectónica de placas, vista en el tema 9 propone un modelo cinemático según el cual la litosfera está compuesta por un número r elativamente reducido de placas que están en un continuo movimiento unas con respecto a otras, en cuyos límites se localiza la mayor parte de la actividad sísmica, tectónica y magmática existente en el planeta Gracias a esta teoría los geólogos cuentan por primera vez con un esquema global en el que pueden integrarse y ser explicados diferentes hechos geológicos que habían sido establecidos previamente de forma aislada. Estos fenómenos son el magmatismo, las deformaciones, la orogenia, la sismicidad y el metamorfismo. Al final del tema se tratara el ciclo de Wilson dado su carácter global y que sintetiza prácticamente todos los procesos estudiados en el tema

2

EL MAGMATISMO EN LA TECTÓNICA DE PLACAS

Cada año surgen del interior de nuestro planeta mas de 15 Km 3 de materiales. Las erupciones volcánicas expulsan una decima parte de esa masa, el resto origina rocas ígneas efusivas en las profundidades oceánicas o masas ígneas intrusivas en el interior de la litosfera. El balance neto es que el planeta libera calor y que al hacerlo libera nuevos trozos de corteza. Es lógico pensar que estos fenómenos ocurren en lo s sectores donde se genera y se destruye litosfera.

2.1

Magmatismo en los bordes activos de placa (arco insular y borde continental activo)

La fricción que se produce en el descenso de una placa subducida produce calor, transmitido al interior de la placa lo que hace que sea una zona favorable para la formación de magmas y es común también la manifestación en el exterior en forma de actividad volcánica. Las rocas que podemos encontrar son calco-alcalinas aunque varían en su composición según nos alejamos de la zona de subducción por mezcla de magmas hipersilícicos, formados por fusión de materiales de la corteza o mesosilícico procedentes del manto. La fricción en el plano de Benioff genera calor transmitido al interior de la placa, que contribuye al hundimiento y la deshidratación. El agua escapa hacia el manto, reduce la viscosidad y se favorece el ascenso de masas peridotíticas hidratadas que fundirán parcialmente durante el ascenso a niveles superiores.

2.2

Magmatismo en bordes constructivos (dorsales oceánicas y rifts)

Ocurre el 80% del magmatismo. Masa peridotítica que asciende a través del manto. Cuando llega a profundidades menores a 10 Km, se fundirá dando lugar a magmas basálticos alcalinos. Si el ascenso de la columna es lento el magma tendrá más capacidad ascendente y se separara, pero si es rápido, no habrá separación de magmas y junto con la roca subirán juntos hasta unos 30 Km, donde habrá más fusión y se formaran magmas toleíticos.

2

Esto último es lo que ocurre en las dorsales ya que la fracturación de estas zonas permite al magma ascender mas rápido

2.3

Magmatismo en fallas transformantes

Aquí se favorece la subida de magmas basáltico, aunque el magmatismo es muy escaso y mas alcalino que el de las dorsales. Las rocas que encontramos son peridotitas, basaltos y gabros.

2.4

Magmatismo en zonas intraplaca (oceánicas y continentales)

Procesos escasos y heterogéneos. La principal t eoría en estas zonas es el del punto caliente, desarrollado ampliamente en el tema9. Supone la existencia en el manto de una región que esta a temperatura más alta que su entorno por donde ascienden rocas calientes aún sólidas que no se funden hasta llegar cerca de la superficie, y donde se originan basaltos toleíticos o alcalinos.

2.4.1

En zonas oceánicas

La hipótesis del punto caliente explica bien los regueros de islas volcánicas originados cuando la placa se mueve sobre una pluma que permanece estable, como son los casos de Hawaii y Reunión y la mayoría de las islas volcánicas como Tahití, cabo verde, canarias… formadas por basaltos alcalinos. El magma se inyecta en la base de la litosfera causando mesetas submarinas protuberancias que rodean a muchos archipiélagos. Explican también la existencia de dorsales asísmicas, recientes en el tiempo y magmatismo toleítico

2.4.2

En zona continental

La CC es mucho más gruesa, con lo cual es más difícil de perforar por las animalias térmicas. Si un continente es transportado en una placa que pasa sobre un punto caliente pueden darse varias posibilidades: -

El rastro volcánico del océano se prolonga dentro del continente como el punto caliente de Yellowstone

-

Anomalías de menor tª rastros leves como diques basálticos y pequeñas intrusiones

-

Si la placa esta inmóvil, los puntos calientes pueden perforar la CC y pueden llegar a fundirla, dando lugar a batolitos graníticos

-

3

Complejos estratiformes, lopolitos

LAS GRANDES DEFORMACIONES GLOBALES

Las deformaciones más importantes ocurren en los bordes de las placas litosféricas, pero t ambién aparecen procesos tectónicos en el interior de éstas.

3.1

Deformaciones debidas a distensión

La litosfera continental sufre importantes deformaciones antes de la fragmentación de un continente. Primero ocurre un ascenso de un domo térmico, la litosfera se eleva se rompe y es atravesada por diques basáltico formando nueva CO. (fragmentación activa)

3

Otros investigadores proponen que se da estiramiento, adelgazamiento, lo que provoca ascenso del manto subyacente, inyección de diques basáltico y separación de corteza. (fragmentación pasiva) Otros dicen que ni el estiramiento ni la anomalía térmica, por si solas puede romper un continente, suponen la existencia de ambos factores, que bajo una litosfera adelgazada se instalase anomalía térmica que elevase la tª del manto, que produciría un episodio volcánico masivo y rompería el continente. Así se forman los rift continentales, limites de placas divergentes en estado embrionario. Si continúan evolucionando serna dorsales oceánicas, naciendo un nuevo océano, pero puede ser que este proceso se aborte formando una fosa tectónica ocupada por un cauce fluvial como es el caso del rio Níger o Amazonas o por un mar somero como el Báltico donde se pueden acumular grandes espesores de sedimentos. Las fosas abortadas se denominan aulacogenos. Los impactogenos se forman cuando un continente choca contra otro además de la deformación plástica de la litosfera en la zona de choque, tiene lugar una deformación en zonas alejadas de la zona de impacto, donde se producen distensiones. Esto ocurre en el rio Rhin. La compresión de la placa afro arábica provocaría en Europa central una distensión normal a la dirección de los esfuerzos dando una estructura en fosa tectónica.

3.2

Deformaciones en las fallas transformantes

Cortan a las dorsales transversalmente. Son un tipo de fallas posibles porque en las dorsales se estaba creando CO. Existen tres hipótesis para el origen de estas fallas: -

Arcos de círculo centrado en el polo de rotación de la placa, consecuencia de los esfuerzos derivados de la geometría esférica

-

Grietas de contracción térmica debidas a los diferentes módulos de elasticidad de la corteza y el manto

-

Estructuras continentales heredadas, que se removilizan como consecuencia de los esfuerzos requeridos en la hipótesis de Wilson

3.3

Deformaciones debidas a la compresión: orogenias

Bordes de placa en los que existe una situación de formación de cadena montañosa, con sismicidad, deformación intensa, magmatismo y metamorfismo.

3.3.1

Orógenos tipo arco-isla

Choque entre CO-CO, una de las cuales es cabalgada por la otra. Zona de subducción con fosa oceánica que se encuentra entre los sedimentos oceánicos sin deformar y los sedimentos deformados La placa subducida se calienta a medida que penetra, facilita la formación de magmas en profundidad, que al tener menos densidad, ascienden dando lugar a volcanes que afloran a la superficie originando arcos islas como las Aleutianas separados del borde continental por una cuenca marginal generada por un proceso de extensión donde también hay una gran actividad sísmica. 4

3.3.2

Orógenos de tipo andino o pericontinental

La litosfera continental se resiste a ser subducida y cabalga sobre CO, más densa, que se hunde en el manto. Aparece una fosa no tan profunda como en otros casos. Comienza una fricción de los sedimentos transportados a la vez que se da imbricación tectónica y engrosamiento cortical, conduce a la formación de prisma de acreción, donde los sedimentos sufren procesos diagenéticos y son deformados. Comienza a emerger un arco volcánico con actividad sísmica. Si este fenómeno continua en el tiempo se forman cordilleras, cuyo mejor ejemplo es la cordillera de los andes.

3.3.3

Orógenos de colisión de dos placas continentales

Colisión entre dos bloques de CC, fin de subducción iniciada, no se puede sumergir un bloque debajo del otro. La colisión cierra la cuenca oceánica y los sedimentos y los taludes de ambos continentes son comprimidos pasando a situarse en su mayor parte sobre los continentes, expulsados de la cuenca primitiva y pasan a constituir las partes altas del orógeno. Entre ellos puede distinguirse una línea de sutura jalonada por fragmentos de litosfera oceánica (ofiolitas), restos de corteza oceánica y peridotitas pellizcadas. Volcanismo escaso porque la compresión cierra los posibles conductos magmáticos, exi stiendo predominio general de los efectos mecánicos sobre los térmicos, con metamorfismo de alta presión y focos sísmicos de poca profundidad, debido a los reajustes post-orogénicos.

4

LA SISIMICIDAD EN LA TECTONICA DE PLACAS

Los terremotos no se reparten estadísticamente por la superficie terrestre, sino que muestran una distribución muy particular. Existen zonas sísmicas bien definidas, donde existe relación entre orógenos, sismicidad y vulcanismo y otras a sísmicas en las cuales la actividad sísmica es menor, pero que ocupan una superficie mayor del planeta. Los cinturones sísmicos coinciden con los límites de placas, aunque muchos terremotos someros están relacionados con el vulcanismo o con el desplazamiento de fallas, o en general con reajustes tectónicos como en los orógenos más recientes. Los terremotos profundos se sitúan en superficies inclinadas, co n la pendiente hacia el interior de los continentes, llamadas superficies de Benioff, se interpretan actualmente como el borde superior de la placa litosférica que se hunde en el manto por subducción. El origen de esta sismicidad esta en las tensiones que experimenta dicha plac a en su parte superior, tanto por la curvatura implicada en el arrastre hacia abajo a que se ve sometida, como por la tracción de su propio peso, por ello la mayoría de los sismos tienen carácter distensivo. En profundidad, la mesosfera pone más resistencia a la penetración, dado que la densidad del manto aumenta los sismos son de carácter compresivo.

5

METAMORFISMO Y PLACAS TECTONICAS

5

El metamorfismo dinámico se produce principalmente a lo largo de la porción activa de fallas transformantes en la corteza oceánica, o en fallas de desgarre que son las equivalente a las anteriores pero en continentes. El metamorfismo de contacto generalmente se presenta asociado a los granitos de niveles más altos de los orógenos, en zonas de puntos calientes y en dorsales oceánicas, donde los magmas ascendentes llegan a metamorfizar los ya solidificados y adosados a los bordes de placas, en cuyo caso se habla de metamorfismo de fondo oceánico. Además de la salida del magma pone en circulación fluidos acuosos calientes c on intensa actividad metasomática, por lo que los reajustes mineralógicos son importantes destacando:

-

Las plagioclasas cálcicas se transforman en sódicas La transformación de olivino, piroxenos y anfíboles en minerales de temperaturas más bajas

En los márgenes continentales pasivos se da un metamorfismo débil debido a la propia carga de las rocas superiores. Aparece la esquistosidad y l os minerales planos se orientan. El metamorfismo bajo arcos islas y cordilleras perioceánicas es muy similar. En estas zonas hay una placa litosférica subduciendo bajo la otra. En estas circunstancias aparecen dos tipos de metamorfismo diferentes que se disponen geográficamente en bandas concéntricas llamadas cinturones metamórficos. En la fosa oceánica se produce una intensa acumulación de sedimentos que son fuertemente replegados, aunque muchas veces los sedimentos situados sobre la misma fosa están sin deformar, y los sedimentos deformados quedan entre la fosa y el continente Estas masas caóticas intensamente deformadas son los melanges que se encuentran asoci ados con las ofiolitas. Constituyen la facies de los esquistos azules caracterizadas por una baja T y una elevada P, constituyendo el cinturón de alta P Ya en el continente o arco-isla, mas lejos de la fosa, hay una intensa actividad magmática debido al ascenso de bolsas de magma procedentes de la fusión de la placa subducente. Esto origina un mayor gradiente geotérmico y un cinturón de alta Y con rocas de la facies de las anfibolitas El límite entre ambas zonas coincide con una estrecha zona de cizalla que corresponde justamente a la intersección del plano de Benioff con la superficie terrestre Por último en los orógenos de colisión los dobles cinturones metamórficos preexistentes y los sedimentos son plegados, comprimidos y apilados, normalmente sobre el continente bajo el que se produce la subducción. La corteza continental de un continente cabalga sobre el otro, y se incorporan fragmentos de la corteza oceánica. Esto engrosa mucho la corteza y la acorta, pero es un orógeno frio. Aparece esquistosidad distribuida irregular y asimétricamente, y facies de alta P, intermedia y de baja P.

6

EL CICLO DE WILSON

Los procesos básicos de la tectónica global se hallan relacionados unos con otros mediante un modelo cíclico llamado ciclo de Wilson. Podemos diferencias una serie de procesos. 6

- Formación de un valle de Rift: En el primer estadio, el continente se fragmenta bajo condiciones tensionales de la corteza y se forma una fosa tectónica limitada por fallas normales, que da lugar a un rift continental en el cual se levantan los bordes de la fosa. Ejemplos de valles de Rift en este primer estadio es el Rift del este de áfrica.

- Formación de una línea de expansión del fondo oceánico: El segundo estadio de división continental es la formación de una zona a partir de la cual tiene lugar la expansión del fondo oceánico, es decir, de una dorsal oceánica. Las fallas normales asociadas con los márgenes del valle del Rift forman ahora los márgenes de un nuevo océano. Rocas calientes del manto parcialmente fundidas ascienden para formar nueva corteza oceánica y los primeros estadios de una dorsal oceánica. Un ejemplo de un océano en este estadio temprano de desarrollo es el mar Rojo.

- Formación de un océano: A medida que la expansión del fondo oceánico continúa el océano va aumentando su superficie. Dado que la creación de fondo oceánico es un proceso simétrico, la dorsal oceánica bisecta el océano nuevamente creado. Un ejemplo es el océano Atlántico.

- Iniciación de la subducción: A medida que el fondo oceánico se hace más antiguo en el margen continental, la litosfera se hace más gruesa y más densa. Eventualmente, la litosfera llega a ser lo suficientemente inestable como para que se hunda, desarrollándose una fosa oceánica y comenzando la subducción. El margen continental representa una zona de debilidad para la iniciación de este proceso. No se conocen ejemplos claros de fosas que se estén iniciando en la actualidad.

- Subducción de la dorsal: Si la velocidad de subducción es mayor que la expansión del fondo oceánico, el tamaño del océano decrecerá, pudiendo llegar el momento en el que la propia dorsal oceánica sea subducida. Esto es lo que está ocurriendo en la actualidad en la costa occidental de Norteamérica.

-

Colisión continental: Después de la subducción de la dorsal, el resto de la placa oceánica subducirá y los continentes colisionarán, originándose una cordillera como resultado de la colisión.

7

BIBLIOGRAFIA -

AAVV. CTMA 2º bachillerato. Oxford University Press AAVV geologia. 2º bachillerato. Editex Anguita y Moreno. Procesos geologicos internos. Rueda Tarbuck. Ciencias de la tierra. Prentice Hall.

7