ÍNDICE

 

INDICE

- Introducción

- Teorías orogénicas

- Evolución histórica de las teorías geodinámicas

- Ideas fundamentales de la tectónica de placas

- Naturaleza y procesos de los márgenes de placas

- Márgenes de extensión o divergencia

- Márgenes de subducción o convergencia

- Márgenes de fractura, o deslizamiento horizontal

 

 

INTRODUCCIÓN

 

La teoría “orogénica” ahora llamada teoria de la “tectónica de global” y también teoria de la “tectónica de placas“, parte de la idea de la “ deriva de los continentes “, cuya síntesis había realizado Wegener a comienzos de siglo.

Podemos resumir de la siguiente manera: el fondo de los océanos está recorrido por franjas longitudinales de montañas volcánicas basálticas, los dorsales oceánicos, con una fosa en medio, el rift. Bajo estas dorsales, la corteza terrestre o litosfera, rígida y con un espesor de 50 a 100 km, presenta fisuras por donde asciende basalto procedente de la astenosfera. Es ésta una capa subyacente de 700 a 800 km de espesor, recorrida por corrientes de convección, “ motores “ de la deriva, que han provocado la rotura de la litosfera y el ascenso de enormes cantidades de basalto.

Este basalto separa paulatinamente ( algunos centímetros anuales según cálculos por satélites ) ambos fragmentados de litosfera, que constituyen sendas placas. Cada placa puede estar formada únicamente por basalto solidificado, como enel centro del Pacífico, o bien soportar una masa continental esencialmente granítica, de densidad inferior a la del basalto.

No son, pues, los continentes los que derivan, sino las placas, que se separan de las dorsales a la manera de las alfombras rodantes. Así se forman y amplían los océanos. La corteza terrestre actual es un mosaico de seis placas principales. Al tener el globo dimensiones constantes, partes de las antiguas placas desaparecen en la astenosfera, hundiéndose bajo otra placa y siguiendo un plano inclinado en las zonas de subducción.

 

 

TEORIAS OROGENICAS

 

Una de las cuestiones que siempre han preocupado a los geologos ha sido el origen de las presiones radiales y tangenciales que han provocado el diastrofismo de la corteza terrestre, dando lugar a las complicadas estructuras dee pliegues y fracturas que se observan en las rocas.

Sin duda, la isostasia ha jugado un importante papel en el levantamiento de masas corticales, provocando reajustes con tendencia a lograr un equilibrio que continuamente se rompe;pero es indudable que, ademas, han debido intervenir otros procesos de naturaleza distinta.

Cuando se estudia, a escala global, la distribución de las rocas sedimentarias de una cierta edad, que se nos presentan intensa­mente deformadas para originar cordilleras de plegamiento u oró-genos, se observa que se disponen formando a manera de extensos "cinturones", situados unas veces en el borde de los continentes y otras en la zona intermedia entre dos masas continentales.

En estas zonas orogenicas se han producido, evidentemente contracciones importantes de la zona superficial del planeta, para lo cual hay que admitir, aunque solo sea en estos ambitos plegados, la existencia de fuerzas opuestas, con componentes horizontales(tangenciales a la superficie terrestre) de extraordinaria importancia. El mecanismo mediante el cual se desarrollaron estas fuerzas de compresión, y en ultimo termino o motor de las mismas ha sido objeto y seguira siendo de numerosas teorias e hipótesis denominadas TEORIAS OROGENICAS, muchas de las cuales tienen hoy un simple interes historico. La que en la actualidad tiene mas partidarios es la denominada TEORIA DE LA TECTONICA GLOBAL y tambien TEORIA DE LA TECTONICA DE PLACAS, porque en ella los fenómenos de comprensión, en los que se generan cordilleras de plegamiento, son una consecuencia de un mecanismo en el que los fenómenos de orogenesis local son solamente el aspecto de un juego complejo de movimientos que afecta toda la litosfera, que se considera dividida en amplios sectores o placas, en cuyos contactos mutuos se generan unas veces compresiones, otras veces tracciones y tambien fricciones laterales. En estas placas quedan implicados no solamente los sectores continentales, sino también los sectores oceánicos de la litosfera.

  

 

EVOLUCIÓN HISTÓRICA DE LAS TEORÍAS GEODINÁMICAS

Los accidentes visibles en la superficie de la Tierra tales como grandes Cadenas montañosas, simas oceánicas y grandes fracturas o fallas del terreno, dan testimonio de que ésta no es un cuerpo estático, sino que ha estado y está sujeta a una actividad continua. Las primeras ideas sobre la evolución de la Tierra se deben a J. Hutton

Placas tectónicas

(Topografía de la Tierra debajo de los océanos)

Esta interpretación propuesta originalmente por Hutton supone que los procesos que han dado origen a las montañas son los mismos que están hoy en operación. Una de las primeras hipótesis sobre el mecanismo que da origen a la formación de las montañas es la que se basa en el enfriamiento y contracción de la Tierra. Propuesta por primera vez por E. Beaumont y J. D. Dana a mediados del siglo pasado y desarrollada posteriormente por C. Davison, en 1887, esta teoría recibió pronto una aceptación general y estuvo vigente hasta una época relativamente reciente. Según ella, el enfriamiento de la Tierra produce una contracción de su volumen, causando tensiones horizontales en la región interior donde el enfriamiento es más rápido y compresiones tangenciales en las capas exteriores, que dan origen a plegamientos y fracturas de los depósitos sedimentarios. Según Jeffreys, el radio de la Tierra a lo largo de su historia geológica podía haber disminuido en unos 90 km.

Hasta principios de este siglo se pensaba que la distribución de océanos y continentes había sido siempre esencialmente la misma, concibiéndose solamente movimientos verticales de levantamientos y hundimientos, para explicar los grandes espesores de sedimentos depositados en mares marginales y situados actualmente a miles de metros de altura. Sin embargo, ya en el siglo XVII, Francis Bacon hizo notar la correlación en la forma de las costas a ambos lados del Atlántico, lo que podía sugerir que hubieran estado alguna vez unidos. A finales del siglo XIX, Eduard Suess propuso la idea de que los continentes australes habían estado unidos en uno solo, habiéndose hundido más tarde la tierra que los unía. Estas ideas empezaron a cristalizar en la obra de F. B. Taylor, en 1910, y de manera definitiva en la de Alfred Wegener ( 1880 - 1930 ), publicada en 1915

Placas tectónicas

(Teoría de Alfred Wegener )

En esta obra se postula que en el pasado los distintos continentes han estado agrupados en uno solo al que se da el nombre de Pangea, fracturado y dispersado después por grandes movimientos horizontales. Wegener añadió a la similitud en la apariencia de las costas, que sugieren que éstas encajan unas con otras como las piezas de un rompecabezas, toda clase de indicios geológicos para fundamentar esta hipótesis, tales como la continuación a través de las costas de estructuras, formaciones, fósiles, situaciones paleoclimáticas, etc. Para explicar el movimiento horizontal de los continentes, supuso que éstos, formados por un material rígido y menos denso ( SIAL ), se movían a través del material viscoso, aunque más denso ( SIMA ), del manto, impulsados por la fuerza derivada de las mareas y de la rotación de la Tierra. Las dificultades de orden físico para establecer este movimiento sin un mecanismo adecuado llevó a una fuerte oposición contra esta teoría, en especial de los geofísicos, siendo el más influyente entre ellos H. Jeffreys. Sin embargo, no le faltaron seguidores a Wegener, entre los que hay que destacar a A. du Toit, que publicó, en 1937, una reconstrucción más exacta de los continentes del hemisferio sur, agrupados en el subcontinente de Gondwanaland, que quedaba separado del subcontinente norte o Laurasia por el mar de Tetis. En 1938, A. Holmes propuso un mecanismo de convección térmica para explicar el movimiento horizontal de los continentes, con corrientes ascendentes en las zonas de separación y descendentes en las de colisión. Este mecanismo había sido ya propuesto por R. Schwinner, en 1919, y por G. Kirsch, en 1928, y está citado por el mismo Wegener en una de las últimas ediciones de su obra como una de las posibles causas del desplazamiento de los continentes. La hipótesis de la existencia de corrientes de convección bajo la corteza, para explicar la formación de las montañas, es aún más antigua y se puede remontar a los trabajos de W. Hopkins, en 1830, y de O. Fisher, en 1881.

Entre 1940 y 1960, la deriva de los continentes era rechazada por una gran mayoría de geofísicos y geólogos, aunque se mantiene un grupo de seguidores. Entre estos últimos podemos destacar a S. W. Carey, geólogo australiano, quien en 1958 describe el mecanismo de dispersión de los continentes en una Tierra en expansión. Carey se adelantó a su tiempo al sugerir la rotación de los bloques de la corteza y proponer grandes movimientos horizontales a lo largo de fallas transcurrentes. La hipótesis de una expansión de la Tierra para explicar la separación de los continentes había sido ya propuesta por B. Liendemann, en 1927, y por O. C. Hilgenberg, en 1933. En su forma más radical se supone que la capa siálica era originalmente continua sobre toda la superficie, lo que exige un valor inicial del radio terrestre de solamente unos 4000 km. En 1956, L. Egyed propuso una expansión uniforme con un aumento del radio terrestre de 0,5 mm por año. También de esta época son los estudios de F. A. Vening Meinesz ( 1887 - 1966 ), sobre la estructura de los arcos de islas y las anomalías gravimétricas asociadas a ellos que tendrán gran importancia en las nuevas teorías, y los de V. V. Belusov, que reduce fundamentalmente la tectónica a movimientos verticales de la corteza, sin adoptar nunca las nuevas teorías.

Esta era la situación en los años sesenta, cuando una nueva aportación de observaciones de prácticamente todos los campos de la geofísica y geología, va a dar a una nueva concepción de la deriva de los continentes, bajo el nombre de la teoría de la tectónica de placas. Esta teoría se fundamenta principalmente en las observaciones de la topografía y edad de los sedimentos de los fondos oceánicos

Placas tectónicas

 ( Fondos oceánicos )

de una más exacta localización de los epicentros y profundidades de los terremotos, su mecanismo y estructura de velocidades y atenuaciones de las ondas sísmicas, la aportación del paleomagnetismo, el estudio de las anomalías gravimétricas y magnéticas a escala regional, por sólo citar algunos datos. El primer paso hacia la tectónica de placas lo constituye la teoría de la extensión del suelo oceánico, resultado de los trabajos de geología marina de H. Hess, y sus colaboradores, publicados hacia 1962. El nombre mismo de extensión del suelo oceánico fue en realidad propuesto por R. S. Dietz, que junto con H. Menard, M. Ewing y B. Heezen estudiaron el fondo de los océanos en los años cincuenta, descubriendo la importancia de las dorsales oceánicas y las zonas de fracturas. Hess, en su trabajo, expuso que el suelo del océano se crea a partir de las dorsales oceánicas por la aportación de nuevo material, que aflora en la superficie procedente de corrientes de convección térmica en el manto. La corteza oceánica que se crea en las dorsales desaparece debajo de los continentes en las zonas de arcos de islas, donde están situadas las corrientes descendientes de convección. El movimiento de los continentes se produce en este esquema, al ser arrastrados pasivamente por este movimiento del material del manto.

La reconstrucción de la situación de los continentes en el pasado recibió un instrumento clave con el desarrollo del paleomagnetismo. El estudio de la situación de los polos virtuales, a lo largo del tiempo geológico, para distintos continentes, demostró las distintas posiciones relativas que éstos han tenido en el pasado. K. Runcorn y D. Irving demostraron ya en 1956 que los polos de las rocas de distintas eras geológicas de Europa y América del Norte coincidían si se cerraba el océano Atlántico. El trabajo de McElhinny y J. Briden permitió reconstruir la posición de los continentes del hemisferio sur para cada época. Una reconstrucción puramente geométrica de todos los continentes, usando la línea barimétrica de 1000 m, realizada por E. Bullard, J. Everett y A. Smith, en 1965, demostró que su área se ha mantenido sensiblemente constante a lo largo de la evolución geológica.

En 1929, M. Matuyama había propuesto la idea de la existencia de inversiones de polaridad del campo magnético terrestre, durante el Pleistoceno, para explicar las observaciones del magnetismo de las lavas en Japón. Estos resultados fueron confirmados en los años sesenta por A. Cox y otros autores, estableciéndose una secuencia de épocas de magnetismo normal e invertido. F. Vine y D. Matthews descubren, en 1963, la presencia de bandas alternantes de anomalías magnéticas positivas y negativas a ambos lados de las dorsales oceánicas, que interpretan a la luz de la teoría de la extensión del suelo oceánico, como formadas por franjas alternantes de material con magnetización normal e invertida de acuerdo con los datos del paleomagnetismo.

En 1965, J. T. Wilson, de la Universidad de Toronto, estudiando la naturaleza de las fracturas con movimiento horizontal que desplazan las crestas oceánicas, propuso el concepto de fallas de transformación, en las que el movimiento es de sentido opuesto al de una falla transcurrente. Con este concepto conectó el movimiento en las crestas oceánicas con el de subducción en los arcos de islas.

A partir de todas estas ideas, hacia 1967 y 1968, nace la teoría de la tectónica de placas con los trabajos de J. Morgan, X. Le Pichon y D. McKenzie, entre otros autores. En ella se postula la división de la corteza terrestre en un número de placas rígidas, de las que las más importantes son seis, que se desplazan con movimientos horizontales que se pueden representar como rotaciones con respecto a un eje que pasa por el centro de la Tierra. La parte rígida que es arrastrada en este movimiento se extiende hasta 100 km de profundidad y se denomina litosfera. El trabajo de los sismólogos B. Isaacks, J. Oliver y L. R. Sykes demostró en 1968 que la teoría satisfacía las observaciones de la distribución de los terremotos, su profundidad y mecanismo. La distribución de terremotos coincide en su mayor parte con los bordes de las placas, estando situados los sismos profundos en las zonas de subducción. Las zonas postuladas de tensión y compresión coinciden también con los datos del mecanismo de los terremotos. El resultado final de todas las observaciones fue el establecimiento de las líneas generales de la tectónica global.

 

IDEAS FUNDAMENTALES DE LA TECTÓNICA DE PLACAS

La unidad de comportamiento mecánico lo forma la litosfera y no la corteza sola. La litosfera, está formada por los primeros 100 km, incluyendo la corteza y parte del manto superior. El límite inferior de la litosfera corresponde a una isoterma de valor aproximado de 1300 ºC. El material por encima de ella está suficientemente frío para comportarse de forma rígida, mientras que por debajo puede deformarse fácilmente debido a su temperatura. La litosfera se comporta como una unidad rígida en contraste con la capa subyacente, la astenosfera, capa débil, y en estado de semifusión. Esta capa permite el desplazamiento sobre ella, o arrastrada por ella, de la litosfera a velocidades que oscilan entre 1 - 6 cm / año. La litosfera está dividida en una serie de placas que incluyen parte de corteza continental y oceánica

Placas tectónicas

( Distribución de las Placas Tectónicas )

de las que las más importantes son seis: Pacífico, América, Eurasia, Australia - India, África y Antártida. A éstas hay que añadir las placas menores de Nazca, Cocos, Filipinas, Caribe, Arabia, Somalia y Juan de Fuca. Placas de dimensiones aún menores son a veces denominadas subplacas o microplacas que pueden no ser del todo independientes. El número de estas subplacas varía con las interpretaciones de los diversos autores. Sólo para la zona del Mediterráneo se han propuesto más de seis subplacas.

A pesar de la variedad de las placas, los tipos de contactos, márgenes o fronteras entre las placas se reducen fundamentalmente a tres: márgenes de divergencia o extensión, márgenes de convergencia o subducción y márgenes de fractura de deslizamiento horizontal o de transformación. En los márgenes de divergencia o extensión, las placas se separan una de la otra, creándose en el espacio que resulta nueva litosfera de carácter oceánico. En las de convergencia o subducción, la litosfera de una placa se introduce en el manto por debajo de la otra, produciéndose en estos márgenes una destrucción de litosfera. En los márgenes de fracturas, las placas se deslizan horizontalmente una con respecto a la otra sin que haya creación ni destrucción de litosfera

 

Placas tectónicas

( Esquema de una zona de subducción )

Desde el punto de vista de los bloques continentales, sus márgenes se dividen en dos tipos, activos y pasivos. Los márgenes activos son aquellos en los que la colisión con una placa oceánica produce una zona de subducción. El margen continental es a la vez un margen de placa. En los márgenes pasivos, el continente está unido a una parte oceánica formando una misma placa, como por ejemplo, el margen oriental de América y el occidental de Eurasia y África. En estos casos, el margen del continente queda alejado de un margen de placa. Este tipo de margen se forma al separarse dos continentes con la creación de la corteza oceánica entre ellos. Un margen pasivo se convierte en activo cuando la apertura del océano alcanza su máxima dimensión. A partir de ese momento se activan los márgenes continentales consumiéndose en ellos la corteza oceánica.

El movimiento de las placas puede definirse de acuerdo con el teorema de Euler, por rotaciones en torno a un eje o polo que pasa por el centro de la Tierra. El problema geométrico del movimiento de las placas consiste en establecer los polos de rotación de cada una de ellas y su velocidad angular. A lo largo del proceso de fracturación y traslación de las placas, la corteza continental permanece prácticamente constante en extensión, mientras la corteza oceánica se va renovando continuamente, creándose en los márgenes de extensión y destruyéndose en los de convergencia. La actual división de los continentes es debida a una fracturación que comienza hacia el periodo Triásico, hace unos doscientos millones de años. Antes de esta fracturación, los continentes estaban reunidos en un único bloque continental o continente primitivo, Pangea. Es bastante probable que con anterioridad a esta fracturación hayan existido otras, cuyos márgenes no tienen por qué coincidir con los actuales, pero las pruebas son difíciles de establecer. Durante este proceso que hemos descrito se producen las fases de orogenia, que ocurren principalmente en los márgenes de las placas de colisión, por plegamiento de los sedimentos depositados en las plataformas continentales. Además de los movimientos relativos de unas placas con respecto a otras, las posiciones de las distintas placas han variado mucho con respecto tanto al eje de rotación de la Tierra, como a sus polos magnéticos, a lo largo de la historia geológica. De esta forma se explican las situaciones climatológicas del pasado geológico, muy distintas de las actuales y la aparente migración de los polos magnéticos.

Respecto al problema del movimiento absoluto de las placas, ha adquirido una gran importancia los fenómenos denominados como puntos calientes o “ plumasconvectivas de material caliente del manto

Placas tectónicas

( Puntos calientes de la Tierra )

Estas plumas de material se extienden a través de todo el manto hasta posiblemente la frontera con el núcleo. Debido a su gran profundidad son fenómenos muy estables que han podido permanecer constantes a lo largo del tiempo geológico. La importancia de estos puntos calientes en la tectónica de placas fue puesta de manifiesto por Wilson y Morgan. Algunos de estos puntos calientes están situados cerca de un margen entre placas, como el situado cerca de la isla de Tristán da Cunha y otros en el centro de una placa, como el de Hawaii. El desplazamiento de la placa sobre el punto caliente estacionario deja una huella de una fila de volcanes, de la que sólo los últimos son activos. Esta hilera de volcanes permite establecer el movimiento absoluto de la placa con respecto al punto caliente que se ha mantenido fijo. El conjunto de puntos calientes permite establecer un sistema de referencia, respecto al cual se puede referir el movimiento absoluto de las placas. Sin embargo, esto no es del todo claro, ya que algunos autores han encontrado movimientos relativos entre algunos de ellos. La estabilidad del sistema formado por los puntos calientes debe considerarse sólo en el sentido de que su desplazamiento es lento en comparación con el de las placas. Para Wilson, este sistema está formado por 60 puntos. Morgan ha reducido su número a 20, y Minster y Jordan a solamente 16, que han estado activos por lo menos en los últimos diez millones de años.

NATURALEZA Y PROCESOS DE LOS MÁRGENES DE PLACAS

Los márgenes entre placas pueden reducirse a tres tipos. La litosfera que se crea en los márgenes de divergencia se consume en los de convergencia, ya que la superficie de la Tierra es limitada y no puede crearse nueva litosfera en una zona si no se consume en otra. Además, para que este proceso sea posible es necesario que las placas se deslicen lateralmente en ciertos márgenes. Los procesos geofísicos que se dan en cada uno de estos tipos de márgenes son distintos. Nos fijaremos ahora brevemente para cada tipo de margen en las observaciones sismológicas, gravimétricas, magnéticas y de flujo térmico.

 

MÁRGENES DE EXTENSIÓN O DIVERGENCIA

Un caso típico de este tipo de márgenes es el de una dorsal oceánica, como puede ser la de la cordillera Centro - Atlántica. Topográficamente, la dorsal está formada por una cadena montañosa de origen volcánico, en cuyo centro se suele dar una depresión o valle de rift, aunque no siempre sea así Placas tectónicas ( Valle de Rift )

El grosor de los sedimentos marinos aumenta con la distancia al eje de la dorsal, así como su edad. Esto indica que la zona de extensión actúa como centro a partir del cual se va generando la nueva litosfera oceánica. Al separarse las dos placas, el material fundido del manto surge en forma de lava a la superficie y se enfría incorporándose a la corteza. Al continuar separándose las placas, este material va ocupando el espacio abierto, creándose nueva corteza oceánica a partir del eje de la dorsal. Estas constituyen así una importante proporción de las zonas volcánicas. Cuando en ellas el volcanismo es muy intenso pueden llegar a formarse nuevas islas.

Los datos sísmicos muestran que la distribución de epicentros está alineada en una franja estrecha que sigue el eje de la dorsal

Placas tectónicas
( Distribución de las zonas sísmicas )

con terremotos de magnitud moderada ( M < 6,5 ) y profundidad superficial ( h < 30 km ). Estas alineaciones marcan, con asombrosa exactitud, la situación de las zonas de extensión a lo largo de la superficie de los océanos. El mecanismo de los terremotos es predominantemente de fallas normales, correspondiendo a esfuerzos tensionales horizontales y perpendiculares al eje de las dorsales. En muchas partes, la dorsal está interrumpida por una falla perpendicular a su eje debida a una cierta diferencia relativa en la velocidad de extensión. Estas fallas reciben el nombre de fallas de transformación o transformadas. Los valores obtenidos para las velocidades de las ondas sísmicas bajo las dorsales indican una disminución de hasta un 20 por 100. Para el manto superior, las velocidades son entre 7,3 y 7,7 km / sg, valores que se deben comparar con los de aproximadamente 8 km / sg, en zonas oceánicas alejadas de las dorsales. Esta disminución se explica por el aumento de temperatura y presencia de numerosas fracturas en el material debajo de las dorsales. Esta situación explica también el que los valores del coeficiente de fricción interna Q -1 de las ondas sísmicas, a lo largo de las dorsales, sean más altos que los observados en regiones oceánicas fuera de las dorsales.

Las medidas de las anomalías de la gravedad a lo largo de líneas que cruzan las dorsales oceánicas muestran una anomalía de Bouguer negativa muy extendida situada sobre su eje, indicando que el material caliente ascendente del manto tiene una densidad menos que el más frío. El hecho de la forma suave de la curva indica que la deficiencia de masa se extiende a bastante profundidad, aumentando el grosor de la astenosfera bajo el eje de la dorsal, sin que exista una verdadera raíz cortical que corresponda a la altura entre 3000 y 4000 m de la cresta oceánica sobre los planos abisales. Las anomalías de aire libre son suaves positivas o prácticamente nulas, indicando que en efecto, la elevación de la dorsal está compensada isostáticamente. Ambas observaciones muestran que el mecanismo responsable de las cordilleras submarinas es de distinto carácter del de las montañas continentales, cuyas alturas están compensadas isostáticamente con mayores grosores corticales. La compensación de las dorsales oceánicas es más profunda, afectando a toda la astenosfera con contrastes muy pequeños de densidad. Debajo de ellas la litosfera es delgada ( menos de 50 km ) y va engrosando a medida que se separa de su eje.

Las anomalías magnéticas a lo largo de cortes transversales a las dorsales proporcionan una de las evidencias más claras del mecanismo de creación de nueva corteza oceánica. Estas anomalías presentan máximos y mínimos con valores de hasta 500 nT, alternativamente positivos y negativos, simétricos con respecto al eje de la dorsal. Sobre el plano, las anomalías están distribuidas en franjas alternantes de anomalías positivas y negativas paralelas al eje de la dorsal. La única explicación posible de estas distribuciones es la de creación de nueva corteza oceánica a partir de las dorsales, mientras se producen inversiones periódicas de la polaridad del campo magnético terrestre, con lo que las rocas quedan magnetizadas en dirección alternante normal e invertida. La correlación de la anchura de estas bandas entre 30 y 50 km y la duración de las épocas entre inversiones del campo magnético, aproximadamente un millón de años, resultan en una velocidad de apertura entre 1 y 6 cm / año, velocidad que coincide con la deducida por otros métodos para el desplazamiento de las placas. Un estudio más detallado de esta velocidad en distintas dorsales ha dado los siguientes resultados: Centro - Atlántica, 1 cm / año; Juan de Fuca, 2,9 cm / año; y Este del Pacífico, 4,4 cm / año. En la mayoría de las dorsales oceánicas se aprecian con mayor claridad las franjas de anomalías correspondientes a las últimas inversiones magnéticas.

Las medidas de flujo térmico en un corte a través de una dorsal oceánica presentan un rápido aumento cerca de su eje. El máximo de flujo sobre la dorsal misma llega a valores de 300 m W / m2, es decir, varias veces el valor normal medio en zonas no anómalas. La presencia de estos valores altos de flujo térmico evidencia las corrientes ascendentes de material caliente del manto, a partir del cual se forma la nueva litosfera oceánica.

MÁRGENES DE SUBDUCCIÓN O CONVERGENCIA

Los márgenes de subducción marcan aquellos en los que las placas convergen unas contra otras. Este movimiento obliga a una de ellas a introducirse por debajo de la otra, resultando que la litosfera se consume o destruye. Cuando una de las dos placas es de naturaleza continental, la placa oceánica es la que se introduce por debajo de la continental debido a la baja densidad de esta última, que opone una gran resistencia a penetrar en el manto de mayor densidad. De esta forma, la litosfera continental se ha conservado prácticamente constante, mientras la oceánica se crea y se destruye. En los márgenes en que se intenta destruir la litosfera continental se produce un cambio en el sentido del movimiento y se hunde la placa oceánica opuesta, o se produce un cambio en las características del margen de las placas. La estructura de un margen de subducción está representada esquemáticamente en la.

En general, el frente de la placa buzante tiene una cierta curvatura penetrando desde la parte convexa. En muchos casos, el frente de margen de subducción se halla a cierta distancia de la costa continental, formando un arco de islas y existiendo entre dicho arco y el continente una cuenca marina. Esta cuenca se forma a partir de un centro de extensión situado detrás ( parte cóncava ) del arco de islas, en el que se genera corteza oceánica de la misma manera que en una dorsal. El mecanismo de su formación no es bien conocido y se supone que el frente de subducción se separa del continente que permanece estacionario, dando origen a la cuenca marginal que ocupa el lugar que se va creando entre ellos. Un ejemplo de esta situación es el mar de Japón. En otros casos, como en la costa occidental de América del Sur, la zona de subducción está directamente adosada a la costa y la placa oceánica se introduce con un ángulo pequeño bajo la litosfera continental. Esta situación se produce por un movimiento del continente hacia el frente de subducción que impide la formación de una cuenca marginal.

En general, en las zonas de subducción, el hundimiento de la placa produce una pronunciada sima oceánica. Parte del material introducido en el manto asciende hacia la superficie formando zonas de volcanismo, si el frente está muy separado de la costa, forma un arco de islas, como en la costa asiática del Pacífico. En caso contrario, aparece en el mismo continente, como a lo largo de la costa americana. Generalmente, la línea de volcanes, paralela a la fosa oceánica, está situada a unos 150 km por encima de la placa buzante. La producción de este fenómeno se supone que es debida a la migración hacia la superficie del material menos denso contenido en la placa litosférica que ha penetrado dentro del manto; aunque su exacto mecanismo no es todavía del todo bien conocido.

Uno de los indicios más importantes de la existencia de estas placas de material litosférico introducidas en el manto es la distribución de focos sísmicos en profundidad. Estos forman alineaciones desde la superficie hasta unos 700 km de profundidad con un ángulo con la horizontal que varía en inclinación, en muchos casos del orden de 45 º, y que se denominan zonas de Benioff. El espesor de la zona sísmica está limitado en general a la parte superior de la placa litosférica. El hecho de que su profundidad no pase de los 700 km indica que a esta profundidad la placa litosférica hundida en el manto ha perdido su rigidez y probablemente ha quedado asimilada al material del manto. El mecanismo de los terremotos en la superficie es de fallas inversas, con la parte oceánica desplazándose bajo la continental y presiones horizontales y perpendiculares al frente del arco. En la zona donde la placa se dobla se producen en la superficie superior fallas de tensión, mientras que en la inferior éstas son de compresión. El interior de la capa buzante a profundidades medias está sometido a tensiones a lo largo de la placa, mientras que en la parte más profunda lo está a compresiones, debido a la resistencia que opone el material del manto a la penetración de la placa. La distribución de velocidades y atenuaciones de las ondas sísmicas muestra que el material de la placa buzante es más consistente ( velocidades altas y atenuaciones bajas ) que el de la región del manto en su entorno.

Las anomalías gravimétricas a lo largo de un corte transversal al margen de subducción muestran un mínimo muy pronunciado y abrupto sobre la sima oceánica, seguido por una anomalía positiva suave. Esta parte positiva de la anomalía se explica por el aumento en la densidad de la placa con la profundidad por compactación del material en su interior. Esta anomalía positiva es la característica gravimétrica más importante, mientras que la anomalía negativa, a pesar de su valor alto, responde a fenómenos más superficiales, tales como la formación de la sima oceánica y la fracturación del material de la litosfera oceánica en la zona donde empieza a doblarse hacia el interior.

Las anomalías magnéticas no ofrecen datos de especial interés en estas zonas. Los valores de flujo térmico si reflejan la estructura profunda de las placas buzantes, dando valores menores que la media. La disminución de flujo térmico es aquí debida a la presencia de la placa litosférica, más fría que el material del manto en el que se introduce.

 

MÁRGENES DE FRACTURA, O DESLIZAMIENTO HORIZONTAL

Desde hace mucho tiempo se conoce la existencia de grandes fallas de movimiento predominantemente horizontal, cuyo ejemplo más notable es la falla de San Andrés, en California. La explicación del movimiento en estas fallas no se hizo clara hasta el trabajo de J. T. Wilson, de 1965, en el que explicó su función y les dio el nombre de fallas de transformación. Una de las características que más impresionó a Wilson fue que en estas fallas el desplazamiento termina súbitamente a los dos extremos de la falla. La explicación ofrecida es que las fallas conectan zonas de extensión y subducción entre sí o unas con otras. Las fallas son necesarias para explicar el movimiento de las placas, que no sería posible sin la existencia de este tipo de margen. En todos los tipos, el movimiento horizontal se transforma en los extremos, bien en movimiento de expansión o de subducción, lo que explica su nombre. En la práctica, la situación no es tan, aunque existen ejemplos muy claros: como la falla de San Andrés, que conecta dos zonas de extensión, y la del Caribe, que una las zonas de subducción del arco de las Antillas y de la costa de México.

Los terremotos en estas fallas llegan a tener magnitudes muy grandes ( M > 8 ), baste recordar el de San Francisco, ocurrido en la falla de San Andrés, en 1906, en el que la ruptura se extendió a más de 300 km, o los ocurridos a lo largo de la falla Azores - Gibraltar. Su mecanismo es de fallas casi verticales de movimiento horizontal, es decir, de desgarre o salto en dirección .

Placas tectónicas
 
( Esquema de una falla de desgarre )

El sentido del movimiento, determinado en los mecanismos de estos terremotos, coincide con el que corresponde al producido por el mecanismo de transformación, y no al de fallas transcurrentes que hubieran desplazado las dorsales. La presencia y sentido del movimiento de estas fallas en las dorsales oceánicas se puede apreciar también en los desplazamientos de las franjas de las anomalías magnéticas.

 

CONCLUSIONES

 

-Aprendimos que La teoría de tectónica de placas propone un modelo por el cual la litosfera está compuesta por un número de placas en movimiento unas con respecto a otras, y en cuyos límites se registran los fenómenos sísmicos, tectónicos y magmáticos del planeta.

-Dejamos claro que la teoria de Wegener, se baso en documentos geofísicos o datos geológicos y observó una similitud de las costas a ambos lados del Atlántico. Según Argumentos biológicos entre distintos continentes, se sugirió que durante el paleozoico superior existía una sola placa que se llamó Pangea ( toda la tierra ), que empezó a dividirse en el jurásico, separándose unos fragmentos de otros. Y en 1961, surgió la idea de que en la zona central de las dorsales se producen el ascenso de material del manto por métodos convectivos, lo que conlleva a que la corteza oceánica se desplace en ambas direcciones para permitir la acomodación de la nueva corteza creada.

 

BIBLIOGRAFÍA

 

-“Geologia Bermuda Meléndez”

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