Tectónica de placas: teoría de la deriva continental, dorsales oceánicas y zonas de subducción

Teoría de la deriva continental: Wegener postuló que todas las tierras emergidas estaban unidas formando un gran continente llamado Pangea. Los continentes actuales serían el resultado de la división de Pangea y el desplazamiento de los fragmentos que la integraban. Los datos conocidos que permitían avalar su teoría eran:

• Argumentos geográficos: su punto de partida fue la forma de los continentes, que permitía encajarlos como las piezas de un rompecabezas. Procesos como la erosión costera y los continuos cambios en el nivel del mar impedían que el ajuste fuese perfecto.
• Argumentos paleontológicos: si eran correctas las ideas evolucionistas, no podía explicarse la presencia simultánea de las mismas especies en lugares tan separados.
• Argumentos geológicos: encontró una continuidad en las cordilleras a ambos lados del Atlántico.
• Argumentos paleoclimáticos: señalaba la existencia de depósitos glaciares y tillitas en lugares hoy muy separados.

Wegener consideraba que el desplazamiento de los continentes era innegable y pensaba que era posible debido a la fuga polar, por la rotación terrestre y el frenado mareal, por la atracción de la Luna y el Sol. Ninguna de las dos teorías era suficiente.

Límites constructivos

Las dorsales oceánicas: el océano Atlántico está recorrido de norte a sur por un relieve submarino que se eleva de 2 a 3 km sobre las llanuras circundantes y que emerge en Islandia, es la dorsal oceánica. La dorsal atlántica tiene un surco central, limitado a ambos lados por fallas normales, que se denomina rift.

Otras dorsales, como la del Pacífico, no tienen rift, sino que periódicamente la dorsal se encuentra interrumpida por fallas transformantes.

Teoría de extensión del fondo oceánico: se descubrió que los basaltos de la corteza oceánica muestran magnetización en bandas paralelas al eje de la dorsal, que alternativamente tienen polaridad normal (la actual) y polaridad invertida (args. ss).

Para explicar el bandeado magnético, F. Vine y D. Matthews elaboraron la teoría de expansión del fondo oceánico, según la cual las dorsales son lugares en los que se genera nueva litosfera oceánica a partir de materiales magmáticos procedentes del interior. La litosfera recién creada se aleja, a uno y otro lado, de la dorsal y el espacio dejado lo ocupa nuevo magma. El fondo oceánico registra la orientación del campo magnético en el momento en que se incorpora cada masa magmática.

Esta teoría permite explicar la actividad que hay en las dorsales, el incremento de la edad de los fondos oceánicos al alejarse de ellas, así como la distribución de los sedimentos en las cuencas oceánicas.

1. 1 Una masa de magma llega hasta la dorsal. Se enfría y el basalto formado contiene cristales de magnetita con la polaridad normal.
2. 2 La litosfera recién creada se aleja de la dorsal a uno y otro lado. El espacio dejado lo ocupa nuevo magma y los cristales de magnetita recogen la polaridad existente, en este caso invertida.
3. 3 El proceso continúa y se repiten los anteriores.

¿Por qué se hunde el fondo oceánico?

¿Cuál es la causa de la inexistencia de fondos con edades superiores a 180 millones de años? ¿Qué ha sido de los fondos oceánicos más antiguos? En la dorsal, la litosfera es muy fina y bajo ella pueden alcanzarse temperaturas de mil grados a solo 2 km de profundidad. Si la dorsal se eleva 2 o 3 km sobre los fondos es debido a que las altas temperaturas hacen que los materiales situados en la dorsal se encuentren dilatados y tengan menor densidad. El contacto con el agua enfría la corteza recién formada y ésta reduce su volumen. A medida que la litosfera se aleja de la dorsal, se hace más gruesa y más densa, lo que causa su hundimiento. El hundimiento o subsidencia, producido por el enfriamiento progresivo de la litosfera, se denomina subsidencia térmica.

Límites destructivos

Zonas de subducción: presentan un movimiento convergente, por lo que también se llaman márgenes convergentes. Como consecuencia de la subducción se destruye litosfera oceánica, y esta destrucción se hace a un ritmo que equilibra la cantidad de litosfera que se crea en las dorsales. Hay 3 casos de convergencia:

• Convergencia borde continental-oceánico: la litosfera continental es más ligera y gruesa que la oceánica. Por esta razón, una placa oceánica se introduce debajo de la continental. La litosfera oceánica transporta sedimentos en su parte superior, y la mayor parte de ellos no subducen, sino que forman un prisma de acreción. Entre el prisma y los sedimentos que no han sido apilados todavía se crea un surco llamado fosa. Hay islas que, en vez de subducir, se adosan al continente; el caso más común es el de las islas volcánicas que están en la litosfera que subduce. El desplazamiento de una placa con respecto a otra no es continuo, sino que se produce a saltos, como consecuencia de los cuales se generan terremotos. Las zonas de subducción presentan la mayor actividad sísmica del planeta. Según su profundidad, los terremotos pueden ser:
  • Someros: 0 - 70 km
  • Intermedios: 70 km y 300 km
  • Profundos: 300 km y 700 km
  La litosfera que subduce está fría y contiene ciertas cantidades de agua. El rozamiento con la litosfera continental incrementa la temperatura, y el agua baja el punto de fusión de los minerales. Esto permite que se produzca una fusión parcial de los minerales más ricos en sílice, que funden a menor temperatura. Se originan así magmas que alimentarán erupciones volcánicas de andesitas (frecuentes en los Andes).
• Convergencia borde oceánico-oceánico: la litosfera oceánica aumenta su potencia y densidad a medida que envejece. Cuando su edad se sitúa en torno a 100 m.a., posee una densidad superior a la del manto sublitosférico y se determinará su hundimiento. Ejemplos de zonas de subducción de este tipo se encuentran en el Pacífico oeste. La litosfera penetra en el manto con un ángulo de gran inclinación. El acoplamiento entre las 2 placas es débil, lo que favorece la subducción de los sedimentos oceánicos. Como consecuencia de lo anterior, no se forma prisma de acreción. Se presentan fosas muy profundas, como las Marianas, y arcos de islas.
• Convergencia borde continental-continental: si la placa que subduce tiene un tramo oceánico y otro continental tras él, una vez que se ha introducido toda su litosfera oceánica se produce el encuentro de los continentes. Dado que la litosfera continental es demasiado ligera como para subducir, se habla de colisión. Tras la colisión se produce un cabalgamiento, lo que podemos ver en el Himalaya y los Alpes.

Límites conservativos

Fallas transformantes: se produce un desplazamiento lateral de una placa respecto a otra; no se crea ni se destruye litosfera, por lo que se llaman bordes conservativos. Existen 2 tipos:

• Fallas que cortan transversalmente a las dorsales oceánicas, produciendo un desplazamiento lateral de la dorsal de varios cientos de km.
• Fracturas que conectan 2 límites diferentes de placas.

Es el caso de la falla de San Andrés. No hay vulcanismo asociado a los bordes conservativos. Sin embargo, los terremotos son frecuentes, aunque sólo alcanzan a tener un foco sísmico somero.

¿Qué mueve las placas litosféricas?

Las ideas más aceptadas son las siguientes: La energía térmica del interior terrestre genera corrientes de convección. Sin embargo, dado que los materiales del manto se encuentran en estado sólido, los movimientos de convección son complejos y no responden al modelo idealizado de celdillas de convección cerradas. En algunas zonas de la base del manto, en la capa D'', se originan columnas ascendentes de materiales muy calientes que pueden alcanzar la superficie. Son los puntos calientes, como Islandia y las islas Hawái. Estas columnas ascendentes forman parte del proceso convectivo general del manto. Las placas litosféricas son arrastradas por los movimientos convectivos del manto, que son muy lentos, entre 1 y 12 cm/año. La gravedad desempeña un papel importante a través de 2 mecanismos complementarios: la mayor altura de la dorsal favorece el deslizamiento hacia abajo del fondo oceánico, y la litosfera subducida es densa y fría, así el extremo de la placa subducida tira de ella y la arrastra (efecto tobogán).

El ciclo de Wilson

Es la fragmentación y el reagrupamiento de los continentes. Hace 250 millones de años los continentes actuales estaban unidos en un supercontinente, la Pangea de Wegener (Pangea 2), ya que la diferenciamos de otra que existió hace 650 millones de años (Pangea 1).

¿Por qué se disgrega un supercontinente? La litosfera continental es más gruesa que la oceánica y no dispone de zonas como las dorsales, por las que evacuar el calor interno. La acumulación de calor bajo el supercontinente hace que se elevan determinados lugares de éste y la litosfera se adelgaza y fragmenta por ellos, originándose un rift que dará lugar a un océano interior. El océano se extenderá y los continentes se separarán hasta que la formación de zonas de subducción invierta el proceso.

1. La acumulación de calor bajo un supercontinente favorece la formación de un rift y la fragmentación continental.
2. Extensión del fondo oceánico y separación de los continentes.
3. Formación de zonas de subducción y aproximación de los continentes.
4. Colisión y reagrupamiento continental. Formación de un nuevo supercontinente.

Vulcanismo intraplaca

Puede tener 2 orígenes:

• Punto caliente: en la base del manto, generalmente en la capa D'', se originan penachos de rocas a elevadas temperaturas, pero sólidas, que al llegar a la base de la litosfera comienzan a fundir como consecuencia de la descompresión. El magma caliente puede perforar la litosfera. Un punto caliente es la manifestación en superficie de un penacho térmico. El mayor grosor de la litosfera continental dificulta la perforación, por eso la mayor parte de la actividad se da en la litosfera oceánica. Los penachos térmicos mantienen su posición. Por esta razón, al desplazarse la placa situada encima, cambiará el lugar de la litosfera que es perforado, así se forman rosarios de islas en las que su edad va aumentando al alejarse de aquella hoy volcánicamente activa.
• Origen tectónico: la formación de fracturas en la litosfera puede reducir la presión que soportan los materiales situados en su base. Dado que las rocas del manto se encuentran muy cerca de su punto de fusión, la descompresión favorece la formación de magmas. De esta manera se ha explicado el origen de algunas islas, como las Azores, cuya distribución de edades no se ajusta al modelo de punto caliente.

Origen de las islas Canarias

Las islas son el resultado de un magmatismo intraplaca que se ha extendido a lo largo de los últimos 50 millones de años. Se han formulado 3 hipótesis sobre su origen:

• Punto caliente: a favor de esta interpretación está la disposición aproximadamente lineal de las islas y la edad de los episodios magmáticos, que son más antiguos en el este del archipiélago (Lanzarote y Fuerteventura) y más modernos en el oeste. Sin embargo, la actividad volcánica real no se limita a un extremo del archipiélago, sino que se da en los 2 extremos y en el centro, algo difícil de explicar con un único punto caliente.
• Zona de fractura: las Canarias están situadas sobre una zona de fractura conectada con la cordillera del Atlas, de la que constituyen una prolongación geométrica. A lo largo de su historia han experimentado sucesivas fases de compresión y distensión. Durante estas últimas, la descompresión facilita la formación de magmas. Las fracturas se irían propagando hacia el oeste siguiendo un mecanismo parecido al de una cremallera que se abre o cierra.
• Bloques elevados por compresión: la compresión ejercida por la dorsal atlántica contra el borde continental africano provoca la formación de fallas inversas que elevan los bloques insulares. La descarga producida tras la elevación de algunos de estos bloques favorecería la formación de magmas en su base.