Expansión del Fondo Oceánico y Tectónica de Placas: Un Viaje al Interior de la Tierra

La Teoría de la Expansión del Fondo Oceánico

La teoría de la expansión del fondo oceánico, propuesta por Harry Hess en 1960, se basó en todos los avances en el conocimiento de los océanos que se consiguieron durante la década de los años 50. Con el sonar se conoció la topografía de los océanos, describiendo las dorsales y las fosas oceánicas. Se dataron los sedimentos y las rocas volcánicas (basaltos), se determinó que ambos eran recientes a la altura de las dorsales y que aumentaba su edad conforme nos alejábamos de ellas. También se vio que el espesor de los sedimentos era inexistente a nivel de la dorsal y también aumentaba conforme nos alejábamos de ella. Entre 1965 y 1968, Vine, Matthews y Heirtzler aportaron la prueba más interesante para demostrar la expansión del fondo oceánico. Llevaron a cabo un estudio sobre las anomalías magnéticas del fondo oceánico. Las rocas volcánicas poseen minerales magnéticos que se orientan según el campo magnético del momento, y cuando se enfrían la orientación permanece.

El planeta experimenta inversiones magnéticas cada cierto tiempo. Allí donde los minerales magnéticos se orientaron según la polaridad magnética normal dan una anomalía magnética positiva, y donde se orientaron según la polaridad magnética invertida dan una anomalía negativa. Midieron las anomalías magnéticas del fondo oceánico y vieron que las anomalías se distribuían formando bandas de forma alterna, positiva y negativa, y simétrica a ambos lados de la dorsal. Con ello elaboraron la teoría de la expansión del fondo oceánico que dice que el fondo oceánico aumenta a nivel de la dorsal oceánica al incorporarse lava, procedente del manto, a ambos lados. Esto sería compensado con la desaparición de corteza oceánica a nivel de las fosas oceánicas. De esta manera, la cantidad de corteza oceánica no aumenta con el tiempo, pero se renueva constantemente. La teoría de la expansión del fondo oceánico apoya, por tanto, a la teoría de la deriva continental.

Las Teorías Orogénicas

Se llama orogénesis a la formación de orógenos. Los orógenos son las grandes cordilleras de nuestro planeta. Se basan en movimientos verticales y horizontales de la litosfera. Las primeras fueron fijistas, las cuales explicaban la formación de orógenos por movimientos verticales. Posteriormente aparecieron las teorías movilistas que explican la orogénesis a través de movimientos tanto verticales como horizontales. Los movimientos verticales de la litosfera son los llamados movimientos epirogénicos, debidos al equilibrio isostático. Se considera que la litosfera “flota” sobre el manto superior, de manera que cuando cargas la litosfera con sedimentos esta se hunde y cuando le eliminas material por erosión, esta asciende, igual que un barco al ser cargado y descargado. Estos movimientos son muy lentos; la litosfera no asciende como un bloque rígido, sino que se arquea; los materiales del manto tienen un comportamiento fluido a la escala del tiempo geológico. Los movimientos horizontales se encuentran en las siguientes teorías: teoría de la deriva continental, teoría de la expansión del fondo oceánico y teoría de la tectónica de placas (TTP).

Antecedentes de la Tectónica de Placas

La teoría de la tectónica de placas (TTP) se basa en unas teorías precedentes que son: la teoría de la deriva continental de Wegener y la teoría de la expansión del fondo oceánico.

La Teoría de la Deriva Continental

La teoría de la deriva continental, propuesta por Alfred Wegener en 1912, supone una formidable intuición científica. Murió en 1930 en una expedición a Groenlandia intentando demostrar el movimiento de los continentes. Propone que todas las áreas continentales estaban unidas formando un gran continente llamado Pangea en el Pérmico, y habría por tanto un único océano llamado Pantalasa. Este supercontinente se fragmentó en el Triásico en dos continentes: Laurasia y Gondwana. En el Jurásico, Gondwana se fragmenta: se separa la India de Australia-Antártida. En el Cretácico, Sudamérica se separa de África. La India se dirige hacia Asia. Actualmente: América se está separando de Eurasia y África. África está chocando contra Eurasia y la India también, formando el Himalaya. Australia se separa de la Antártida. Esta teoría la defendió con 4 argumentos:

1. Argumentos geográficos: se basa en la posibilidad de encajar unos continentes con otros para formar Pangea. Aunque no siempre encajan bien, si se toma la plataforma continental y no los bordes de los continentes, encajan mucho mejor.
2. Argumentos geológicos: basados en la continuidad de estructuras geológicas entre Sudamérica y África a ambos lados del Atlántico. Esta continuidad se manifiesta tanto a nivel litológico (tipo de rocas), estratigráfico (series estratigráficas iguales en ambos lados), cordilleras y yacimientos de diamantes que se continúan en ambos lados del Atlántico.
3. Argumentos paleontológicos: se basa en la presencia de los mismos fósiles (animales y vegetales) en continentes separados. No se puede explicar esta coincidencia si no se acepta que ambos continentes, en la época en la que vivieron dichos fósiles, estaban unidos.
4. Argumentos paleoclimáticos: los 4 continentes que formaron Gondwana presentan tillita (sedimentos de origen glaciar del Pérmico y Carbonífero), lo que supone una glaciación de todos ellos a la vez. Esto es muy difícil de aceptar si se considera que siempre estuvieron en el lugar que ocupan ahora.

Propone, por tanto, que los continentes (SIAL) se deslizan sobre los océanos (SIMA) y el motor del movimiento es la fuerza centrífuga de rotación de la Tierra. Su teoría no tuvo gran aceptación en su época y la rechazaron por no saber explicar el mecanismo de movimiento de los continentes. Su teoría, aunque modificada, actualmente está vigente.

La Teoría de la Tectónica de Placas

La teoría de la tectónica de placas es una teoría integradora capaz de explicar todos los procesos geológicos internos del planeta. Fue formulada por distintos geólogos entre 1968-71. Consta de los siguientes puntos:

1. La litosfera está fragmentada en las llamadas placas litosféricas.
2. Las placas litosféricas se mueven sobre la astenosfera semifluida. Los movimientos son relativos entre dos placas, de manera que o bien se separan, o bien chocan o bien deslizan unas sobre otras.
3. Las placas litosféricas se mueven debido a corrientes de convección que se forman en el manto. Estas corrientes se forman porque el núcleo está más caliente y calienta al manto que está justo encima. Este material, al calentarse, se dilata, disminuye su densidad y tiende a subir (igual que al calentar agua en un cazo al fuego). Al llegar a la litosfera se enfría, pues le transmite el calor a esta; al enfriarse se contrae, aumenta su densidad y desciende. De esta manera se forman células convectivas. Cuando dos células convectivas convergen, las placas que hay encima se aproximan (límite destructivo). Cuando las células convectivas divergen, las placas que hay encima se separan (límite constructivo). Nota: el calor se propaga por conducción (típico de sólidos) en el núcleo y la corteza, y por convección (típico de fluidos) en el manto.
4. Los bordes de cada placa se llaman límites de placa y, según el movimiento relativo entre las placas, tenemos tres tipos distintos de límites:
   1. Límites divergentes o constructivos: las placas se separan.
   2. Límites convergentes o destructivos: las placas chocan.
   3. Límites pasivos: las placas se deslizan una al lado de la otra.
5. Existen 7 placas mayores y un número mayor de placas menores. Las placas mayores son: Euroasiática, Africana, Norteamericana, Sudamericana, Indoaustraliana, Antártida y Pacífica.
6. Las placas litosféricas pueden estar formadas por corteza oceánica solo y se llaman placas oceánicas, o por corteza oceánica y continental y se llaman placas mixtas.

La teoría de la tectónica de placas explica todos los procesos geológicos internos: los volcanes y seísmos y su distribución por el planeta. Se disponen principalmente en los límites de las placas. La formación de rocas magmáticas y metamórficas. La formación de pliegues y fallas. Los materiales, al ser sometidos a esfuerzos, o bien se pliegan (pliegue) o se fracturan con desplazamiento de las dos partes a ambos lados de la fractura (falla).

Tipos de Límites de Placa

Hay tres tipos de límites de placa:

• Constructivos o divergentes
• Destructivos o convergentes
• Pasivos

Límites Constructivos o Divergentes

En estos límites constructivos entre dos placas, estas se separan o divergen. Topográficamente reconocemos el límite por la presencia de la dorsal oceánica. Esta dorsal es una elevación volcánica de poca altura, pero de gran anchura y que sigue todo el borde entre las placas. La dorsal oceánica posee una depresión central llamada rift. El rift es una fosa tectónica formada por una sucesión de fallas normales producto de los fenómenos de distensión que se dan en la zona debido a la separación entre las placas. En el rift el espesor de la litosfera es mínimo (10 km), lo que facilita la formación de magma en el manto superior por disminución de la presión (al disminuir la presión, la temperatura de fusión desciende). Al tener un espesor tan fino, es fácil que se formen grietas que alcancen la superficie y por ahí asciende el magma, saliendo a la superficie e incorporándose a ambos lados de la dorsal, formando nueva corteza oceánica (esta es la razón por la que se le denomina límite constructivo). La actividad geodinámica que se detecta es importante y consiste en:

1. Actividad volcánica intensa.
2. Actividad sísmica de tipo superficial, asociada a las fallas normales del rift, por procesos distensivos.
3. Metamorfismo térmico, debido a las altas temperaturas y metasomatismo (transformación mineralógica de una roca al interaccionar esta con fluidos a elevada presión y temperatura), al circular agua del océano entre los materiales.

Límites Destructivos o Convergentes

En los límites destructivos las placas convergen. Esta convergencia se resuelve con el hundimiento de una placa bajo la otra. A este proceso se le llama subsidencia. Estos límites de placa se encuentran, por lo general, en la interfase continente-océano, porque es la zona de mayor debilidad y por tanto por donde rompe la placa, aunque también podemos encontrar este límite entre dos bordes de corteza oceánica. La placa que subduce es la de mayor densidad. En el caso de que se encuentren la litosfera oceánica de una placa con la continental de la otra, será la oceánica la que subduzca. Si se encuentran dos oceánicas, una de ellas subducirá. Pero si se encuentran las dos partes continentales de placas mixtas, ninguna subducirá puesto que su densidad es menor que la del manto superior sobre la que se encuentra. En este caso, las dos chocarán y se imbricarán (se introduce una dentro de la otra), proceso que se llama obducción. La corteza oceánica subduce porque al alejarse de la dorsal se va enfriando y por tanto va aumentando su densidad. Además, a la corteza se le adhiere parte del manto superior para formar la litosfera; esta parte del manto está más fría que la de abajo, con lo que es más densa y por tanto termina hundiendo la placa. Topográficamente, reconocemos el límite convergente por la presencia de una fosa oceánica, depresión que marca el punto de inflexión de la placa que subduce. La fosa más profunda del mundo es la fosa de las Marianas. Se localiza en el fondo del Pacífico noroccidental, al sureste de las islas Marianas, y tiene una profundidad de 11.012 m. La placa que subduce se introduce en el manto, con lo que de esta manera se reciclan los materiales. Este es el motivo por el que se llama límite destructivo. El plano por el que la placa subduce hacia el manto superior se llama plano de Benioff. Los límites destructivos son los lugares del planeta con mayor actividad geológica:

1. Gran actividad sísmica a lo largo del plano de Benioff. La actividad es:
   1. De foco superficial, en la zona donde la placa comba, debido a distensiones.
   2. De foco profundo, asociada a la compresión que sufre la placa que subduce al introducirse en la astenosfera (encuentra resistencia a introducirse).
2. Elevada actividad magmática. Se forma magma tanto en la placa que subduce como en la suprayacente debido al aumento de temperatura producido por la fricción. Se forman volcanes a centenares de kilómetros del límite de placa, en la placa suprayacente. Si la placa suprayacente es de:
   1. Corteza continental, se forma un arco volcánico, como los Andes.
   2. Corteza oceánica, se forma un arco-isla, como Japón.
3. Gran actividad tectónica. Se forman pliegues y fallas en los sedimentos que se acumulan en el límite de placa y ascienden formando parte del orógeno volcánico.
4. Metamorfismo regional, es decir, debido a un aumento de presión y temperatura.
5. Gran actividad orogénica debido a los esfuerzos tectónicos, al magmatismo y al metamorfismo, proceso que culmina con la elevación del orógeno por movimientos isostáticos.

En estas zonas del planeta se forman grandes cordilleras, como los Andes. Cuando tenemos un límite convergente entre litosfera oceánica y continental, y la placa que subduce de litosfera oceánica es una placa mixta, llega un momento en que toda la litosfera oceánica habrá subducido, encontrándose dos litosferas continentales. Como ya hemos dicho, las litosferas oceánicas no pueden hundirse en la astenosfera (o manto superior) porque son menos densas y “flotan”. El resultado es el proceso de obducción ya comentado anteriormente, donde ambas litosferas colisionan interpenetrando ambas placas y formando los orógenos de colisión. Estos son de gran tamaño, como el Himalaya. Durante el proceso de colisión hay gran actividad geológica:

1. Intensa actividad tectónica, debida a la colisión que provoca la deformación de los materiales. Se forman enormes orógenos de colisión.
2. Gran actividad sísmica de foco superficial.
3. No hay actividad volcánica debido al gran espesor de la litosfera en este punto.

Límites Pasivos

Los límites pasivos se dan cuando ambas placas deslizan una sobre otra. Topográficamente corresponden a las fallas transformantes. Estas cruzan perpendicularmente las dorsales oceánicas, de manera que separan un fragmento de dorsal de otro centenares de kilómetros. Las fallas transformantes se forman debido al movimiento de las placas. Las placas son sectores esféricos sobre una esfera. Cuando una placa se desplaza, lo hace sobre un eje de rotación; la velocidad angular es la misma en toda la placa, pero la velocidad lineal no. Las zonas de la placa más próximas al ecuador tienen una velocidad lineal mayor que las zonas próximas a los polos. Estas diferencias de velocidad hacen que la placa se fracture, formando las fallas transformantes. Cada fragmento de la placa tiene una velocidad lineal distinta y por ello los fragmentos de las dorsales se van distanciando. La falla transformante solo es la zona de la fractura comprendida entre ambas porciones de la dorsal, ya que en esa zona las placas llevan sentidos opuestos. En el resto de la fractura van en el mismo sentido. Las actividades geológicas son:

1. Metamorfismo por aumento de presión.
2. Seísmos debido al deslizamiento de las placas.

• El aumento de superficie oceánica en las dorsales es igual a la disminución de la superficie en las fosas.
• La superficie del Atlántico está aumentando.
• La superficie del Pacífico está disminuyendo.

Causas del Movimiento de las Placas

El motor responsable del movimiento de las placas es, como ya vimos, las corrientes de convección del manto. Pero este movimiento es ayudado por dos procesos físicos:

1. El tirón causado por la gravedad sobre la placa que subduce debido al aumento de densidad de esta (la placa, al alejarse de la dorsal, se va enfriando y por tanto aumenta su densidad).
2. Deslizamiento gravitacional de la placa desde la zona más elevada en la dorsal a la zona más hundida en la fosa. Esto ayuda a que la placa deslice hacia abajo.

El Ciclo de Wilson

Como hemos visto, las placas evolucionan con el tiempo. J. T. Wilson propuso un modelo cíclico de evolución de las placas.

1. El inicio del ciclo comienza en una zona de la corteza continental donde hay un punto caliente (anomalía geotérmica positiva). Debido al calor, la corteza se abomba y el límite litosfera-manto superior se reduce, favoreciendo la fracturación del terreno. Esto permite la salida del material del manto superior más caliente por las fracturas. Este proceso provoca fenómenos de distensión que llevan a la formación de un rift, llamado rift intracontinental. Esto es actualmente lo que está ocurriendo en el Valle del Rift en África. Si el proceso continúa, se producirá la fragmentación continental y pasaremos al siguiente punto del ciclo.
2. Tras la fragmentación, el rift continúa activo generando corteza oceánica entre los dos fragmentos de corteza continental, generándose así un océano incipiente de morfología lineal. A este tipo de océano se le llama tipo Mar Rojo, porque es lo que actualmente está ocurriendo en dicho mar.
3. El océano se sigue extendiendo con el paso del tiempo y generando una auténtica dorsal oceánica. Este tipo de océano se llama tipo Atlántico, por el mismo motivo que antes. Por el momento, los límites entre litosfera oceánica y continental son inactivos y se van depositando en esta zona enormes cantidades de sedimentos.
4. Como la expansión de la superficie del océano no puede ser infinita, llega un momento en que no puede continuar expandiéndose. Esto provoca unas tensiones que se resuelven rompiéndose la placa por la zona más débil. La zona más débil es el límite entre litosfera oceánica y continental. A partir de aquí comienza un proceso de subducción de la corteza oceánica por debajo de la continental. Ya tenemos el límite destructivo. La litosfera subducirá hasta que no quede nada y se produzca el choque de las litosferas continentales, fenómeno de obducción. Se forma una sutura de la litosfera de gran profundidad. Por esta zona, y debido al gran espesor de la litosfera, no volverá a formarse un rift.