5.3: Conceptos básicos de la tectónica de placas
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INTRODUCCIÓN
La teoría de la tectónica de placas revolucionó la geología en la década de 1960. Para 1970, a los estudiantes universitarios de geología se les enseñó un conjunto de ideas que la mayoría de los estudiantes de geología no habían escuchado antes de 1960. La base de la nueva forma de comprender los procesos de la tierra es la comprensión de que la capa externa de la tierra es la litosfera más que simplemente la corteza.
LAS CAPAS DE LA TIERRA
La tierra está estratificada en términos de composición química de la siguiente manera:
- La capa externa es la corteza. La corteza continental es gruesa (25—50 km de espesor), baja en densidad y tiene una composición media intermedia; la corteza oceánica es delgada (típicamente de 5—10 km de espesor), mayor en densidad y tiene una composición promedio máfica.
- El manto consiste en roca densa y ultramáfica.
- El núcleo consiste en una mezcla de hierro y níquel.
La tierra también está estratificada en términos de comportamiento físico o mecánico. En esos términos, la capa externa de la tierra es la litosfera, que es una capa rígida que se descompone en placas tectónicas y tiene un grosor promedio de unos 100 km (60 millas). La capa debajo de la litosfera es la astenosfera débil y suave, que tiene aproximadamente 300 a 400 km de espesor. Para comprender la tectónica de placas, se deben tener en cuenta las diferentes formas de clasificar las capas de la tierra, por composición y por comportamiento mecánico.
LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS
La teoría tectónica de placas permitió a los geólogos comprender los orígenes y las relaciones entre: los arcos volcánicos del mundo y las zonas de terremotos profundos; terrenos exóticos y zonas de fallas de empuje; y transformar fallas y zonas sísmicas poco profundas. La tectónica de placas también permitió a los geólogos explicar los orígenes de la corteza oceánica y los continentes.
Según la teoría tectónica de placas, la litosfera se divide en placas rígidas que interactúan entre sí en sus límites. Sismos, fallas y pliegues ocurren en estos límites. Intrusiones ígneas voluminosas y erupciones volcánicas frecuentes ocurren en dos de los principales tipos de límites de placas. En resumen, la mayoría (aunque no todos) de los sismos y erupciones volcánicas que tienen lugar en el mundo ocurren en asociación con los límites de las placas. Gran parte de la acción en geología que llama la atención de la gente, erupciones volcánicas, terremotos devastadores, ocurre debido a cómo las placas interactúan entre sí a lo largo de sus límites.
El noroeste del Pacífico se encuentra cerca de los límites de varias placas tectónicas. La influencia de estas placas y sus interacciones limítrofes subyace a los principales temas geológicos de la región, incluyendo la elevación de las Cordilleras Costeras, la formación de las tierras bajas Puget-Willamette y el vulcanismo de la Cordillera Cascade. Los procesos de límites de placas también explican cómo la mayor parte de la tierra de Washington y Oregón ha llegado a formar parte de América del Norte en los últimos 200 millones de años. Antes de la adición de continente, el área al oeste de Idaho era una cuenca oceánica.
PALEOMAGNETISMO
La tierra, como ustedes saben, tiene un campo magnético. Algunos tipos de roca, cuando se originan, registran el magnetismo de la tierra en el momento en que se formó la roca. Esto sucede porque los minerales magnéticos en la roca se orientan, como pequeñas brújulas, en la dirección del campo magnético de la tierra, luego se bloquean en su lugar a medida que la roca es litificada. Después de que la roca se haya formado, mientras no se caliente hasta casi su punto de fusión —siempre y cuando no supere lo que se llama el punto Curie, la temperatura a la que se destruye el magnetismo en los minerales—, conservará ese registro del magnetismo de la tierra en el momento en que se formó la roca. Esto proporciona la base del paleomagnetismo, el estudio del registro magnético de la tierra preservada en las rocas. El paelomagnetismo ha sido clave para desbloquear gran parte de nuestro conocimiento moderno de la geología de la tierra, especialmente la teoría de la tectónica de placas.
El Polo Norte Magnético en la tierra hoy se encuentra en el extremo norte de Canadá, solo aproximadamente en dirección al Polo Norte Geográfico. El Polo Norte Geográfico, que también se llama el Verdadero Polo Norte, es el extremo norte del eje de rotación de la tierra. El Polo Norte Geográfico o Verdadero no es lo mismo que el Polo Norte Magnético y no debe confundirse con él. El Polo Norte Geográfico se encuentra a 90° N de latitud, en la parte superior de la tierra. El Polo Norte Magnético se encuentra actualmente en unos 85° de latitud, pero vaga hasta cierto grado cada pocos años.
El magnetismo de la tierra es creado por convección y otros movimientos del núcleo exterior de la tierra. El núcleo externo consiste en metal caliente fundido, principalmente hierro y níquel, en el que muchos de los electrones se mueven libremente entre los átomos. El giro diario alrededor de este mar de metal fundido y sus electrones prácticamente libres, combinado con la convección del núcleo fundido, crea el campo magnético de la tierra. A diferencia del magnetismo de una barra magnética, el campo magnético de la tierra no es muy estable. La ubicación del Polo Norte Magnético deambula muchas millas cada año. Aún más sorprendente, cada varios cientos de miles a varios millones de años, el magnetismo producido por el núcleo de la tierra se vuelve tan inestable, o “enredado”, que termina invirtiendo sus polos magnéticos norte y sur. No hay tiempo regular para cuando el campo magnético de la tierra se invierte. La última inversión magnética fue hace 780.000 años.
Por cierto, el campo magnético de la tierra no es muy poderoso en términos de sus efectos directos sobre los seres vivos. Si se apagara ahora mismo, no sentirías nada. Si has jugado con barras magnéticas o has tocado televisores anticuados con tubos de rayos catódicos —el tipo común de TV y monitor de computadora antes que las pantallas planas— mientras estaban encendidas, entonces has estado expuesto a un magnetismo mucho más poderoso que el magnetismo de la tierra, sin embargo, no te sentiste mucho más fuerte magnetismo, tampoco. Por lo que indica el registro geológico, ninguna especie se ha extinguido en ninguno de los momentos en que el campo magnético de la tierra se invirtió.
Estas inversiones del campo magnético de la tierra, y cuánto tiempo hace que ocurrieron, han sido detectadas y medidas a partir de muchas rocas en la tierra que conservan un registro del magnetismo terrestre, incluyendo rocas ígneas y rocas sedimentarias del fondo del océano. Los flujos de basalto son los registradores más fuertes del magnetismo de la tierra, pero otros tipos de roca ígnea y ciertos tipos de roca sedimentaria también registran el campo magnético de la tierra a medida que se forman. El fondo oceánico consiste en gran parte en flujos de basalto, que proporcionan un registro suficientemente fuerte del paleomagnetismo terrestre que puede medirse a partir de un barco que pasa por encima. El fondo oceánico contiene muchas capas de sedimentos y rocas sedimentarias que son relativamente fáciles de recuperar de los núcleos de perforación, que también registraron el campo magnético cuando se originaron. También se han utilizado rocas ígneas y sedimentarias de los continentes, junto con registros fósiles, para estudiar el pasado magnético de la tierra.
En conjunto, estas diversas formas de estudiar el paleomagnetismo han verificado y refinado nuestro conocimiento de cómo los polos magnéticos han vagado en el pasado, y cuándo ha tenido lugar cada inversión del campo magnético terrestre. Esto nos ha permitido construir una línea de tiempo de inversiones magnéticas a lo largo de la historia de la Tierra. La precisión y precisión de la línea de tiempo de inversión magnética se vuelve mucho más débil para edades geológicas de más de aproximadamente 200 Ma (hace millones de años). Esto se debe a que casi todos los fondos oceánicos antiguos han sido subducidos (reciclados) de nuevo a la tierra, y el registro paleomagnético de rocas en los continentes es más nítido, menos continuo, que el registro paleomagnético derivado de las mediciones de la corteza oceánica.
El paleomagnetismo de las rocas en el fondo del océano fue la clave para desbloquear la teoría de la dispersión del fondo marino, componente esencial de la teoría de la tectónica de placas. A medida que la corteza oceánica se forma en los límites de las placas divergentes y se extiende desde allí, actúa como una grabadora magnética, difundiendo un registro del magnetismo de la tierra a través del fondo del océano. Las inversiones magnéticas registradas en las rocas en el fondo oceánico todavía se llaman anomalías magnéticas porque, cuando se descubrieron por primera vez en la década de 1950, aún se realizó ni la propagación del fondo marino ni el hecho de que el campo magnético de la tierra a menudo se haya revertido. Al saber cuánto tiempo hace que ocurrió una inversión magnética particular, junto con la distancia de esa isócrona magnética a la cresta donde se originó, se puede determinar la velocidad a la que la placa se ha ido extendiendo lejos de la cresta. Esto se hace dividiendo la distancia de la isócrona a la cresta, por el número de años que han pasado desde que ocurrió esa inversión magnética. Además, la dirección en la que se ha estado moviendo una placa también se puede determinar analizando los patrones cartográficos de sus anomalías magnéticas en el fondo oceánico.
De igual manera, el paleomagnetismo de las rocas en los continentes ha sido la clave para desbloquear la deriva continental, otro bloque de construcción de la teoría de la tectónica de placas. El paleomagnetismo de las rocas en los continentes se utiliza para reconstruir los movimientos de los continentes a través de la faz de la tierra.
El paleomagnetismo también ha sido una de las claves para desbloquear los orígenes de muchos terrenos acumulados. Si se sospecha que una parte de un continente es un terreno acrecido, y contiene rocas con paleomagnetismo medible, el paleomagnetismo puede determinar si las rocas realmente se originaron lejos de su ubicación actual, en una placa tectónica separada del continente, solo para ser trasladadas y acrecidas al continente más tarde. Consulta también, la página de Conceptos básicos sobre Terranos exóticos.
LÍMITES DE PLACA
Hay tres tipos generales de límites de placa:
- límites de placa divergentes, donde dos placas se alejan entre sí
- transformar los límites de las placas, donde dos placas se mueven horizontalmente una al lado de la otra en direcciones opuestas
- límites convergentes de placas, donde dos placas se mueven una hacia la otra y colisionan entre sí o una placa se dobla hacia abajo y va por debajo de la otra
Límites de placa divergentes
La mayoría de los límites de placas divergentes del mundo se encuentran en el fondo del océano, en forma de cresta que se extiende a mitad del océano. En límites divergentes, las dos placas se separan continuamente, dirigiéndose en direcciones opuestas alejándose una de la otra. La divergencia hace que faltas normales y valles de grieta (grabens) se formen ahí como resultado de la tensión en la corteza. En otras palabras, en respuesta a que las fuerzas tectónicas se desgarran, la corteza se agrieta y secciones de la misma caen hacia los valles de la grieta.
En un límite de placa divergente, la corteza que se extiende forma canales a través de los cuales el magma se eleva desde el manto. Parte del magma entra en erupción en el fondo del océano y acumula montones de basalto de almohada. Parte de ella se solidifica dentro de las grietas, debajo de la superficie de la corteza, formando ígneousdiques. Parte de ella se solidifica como intrusiones gabro más profundas en la corteza. En los lugares donde el magma se acuña dentro de la corteza, el olivino y otros minerales densos se asientan en capas en el fondo de las charcas y forman rocas ígneas máficas y ultramáficas estratificadas.
Todas estas erupciones e intrusiones se solidifican y se convierten en una nueva corteza oceánica, que se aleja de la cresta que se extiende en medio del océano y da paso a que aún más magma suban y continúen el proceso. La creación de corteza oceánica es parte de un proceso continuo que ocurre en los límites de placas divergentes en el fondo oceánico. La nueva corteza oceánica forma parte de una placa tectónica móvil. Continúa moviéndose como parte del fondo oceánico y eventualmente recogerá capas de sedimentos que descienden del agua de arriba.
Transformar límites de placa
Los límites de las placas de transformación son fallas de deslizamiento que separan las placas tectónicas que se mueven paralelas entre sí pero en direcciones opuestas. Placas tectónicas promedio de unos 100 km de espesor. A medida que las dos placas se deslizan una al lado de la otra, tratando de moverse en direcciones opuestas, hay mucha fricción y tensión entre ellas. Como resultado, los límites de las placas transformadas son zonas de sismos frecuentes.
La mayoría de los límites de las placas transformadas están en el fondo oceánico, en la corteza oceánica, conectando segmentos de crestas que se extienden en medio del océano Sin embargo, en algunos lugares transformar los límites de las placas cortadas a través de la corteza continental. El ejemplo más famoso es la Falla de San Andrés en California, que es un límite de placa de transformación que separa la Placa Norteamericana de la Placa del Pacífico.
Límites de placa convergentes
Los límites convergentes de las placas son donde dos placas se mueven una hacia la otra. La subducción es un proceso que ocurre en los límites de las placas convergentes. La parte occidental del noroeste del Pacífico se encuentra en un límite de placa convergente, y los efectos de la subducción han llegado a través de las Montañas Rocosas hasta el borde de las Grandes Llanuras.
Dependiendo del tipo de corteza que compone la parte superior de cada placa, existen tres tipos de límites convergentes de placas: continente-continente, océano-océano y océano-continente.
Límites de placa convergente continente-continente
La corteza continental es demasiado baja en densidad para bajar al manto y permanecer ahí. Los límites de las placas convergentes continente-continente no son zonas de subducción en el sentido normal. En cambio, los dos continentes chocan entre sí, plegándose, fallando de empuje y construyendo hacia arriba en una cordillera alta y ancha. Los Himalayas en el centro sur de Asia son un ejemplo de un límite de placa convergente continente-continente.
Aunque los grandes terremotos ocurren en asociación con los límites de las placas convergentes continente-continente, no hay volcanes. Cordilleras como el Himalaya no tienen volcanes porque no hay placa oceánica subduciendo debajo de ellas.
Límites de placas convergentes entre océanos y océanos
En los límites de las placas convergentes oceánicas, a medida que convergen las dos placas con corteza oceánica, una baja por debajo de la otra y hacia el manto. Esta zona donde una placa se sumerge de nuevo en el manto, debajo del borde de la placa adyacente, se llama zona de subducción.
El borde exterior de una zona de subducción es una zanja oceánica, que se forma donde la placa de subducción se dobla y empuja hacia abajo a medida que ingresa al proceso de subducción. Las trincheras oceánicas en las zonas de subducción oceánicas son los lugares más profundos del océano. Los arcos isleños, que son volcanes de cono compuesto dispuestos en forma de cadena de islas, también están asociados con los límites de las placas convergentes oceánicas. Las Islas Aleutianas de Alaska son un ejemplo de arco insular.
Límites de placas convergentes entre océanos y continentes
En un límite de placa convergente entre el océano y el continente, la placa que lleva la corteza oceánica se subducta hacia el manto debajo del borde del continente. Los límites de las placas convergentes océano-continente son similares a las zonas de subducción océano-océano, pero la corteza continental mucho más gruesa conduce a una mayor gama de características geológicas, incluido un arco volcánico que se forma sobre la región en la corteza en la que la placa subductora alcanza una profundidad de 65 a 80 millas por debajo la superficie y un complejo acrecionario.
| Tipo | Ejemplos | Mordajes | Procesos geológicos |
|---|---|---|---|
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océano-océano |
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| oceano-continente |
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| continente-continente |
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ZONAS DE SUBDUCCIÓN
Debido a que el límite de placa convergente a lo largo de la costa noroeste es una zona de subducción, necesitamos examinar las partes de una zona de subducción con un poco más de detalle.
La Fosa Oceánica
La mayoría de las zonas de subducción comienzan en una zanja oceánica, donde la placa de subducción inicia el proceso de flexión y empuje hacia abajo. La aparente falta de una zanja oceánica frente a la costa noroeste es una anomalía. Hasta cierto punto, puede haber una trinchera que se ha llenado con los abundantes sedimentos arrojados a la plataforma continental por el río Columbia y otros ríos que desembocan en la costa del Pacífico.
Terremotos Profundos (Terremotos de Subducción)
Otra característica de las zonas de subducción es que tienen grandes sismos que ocurren dentro de la placa de subducción, ya que fuerza su paso hacia abajo en el manto. Los sismos más poderosos en la tierra son estos sismos en placas subductoras. El estrés del proceso de subducción también provoca sismos menos profundos en la corteza continental [GLOSS] de la placa suprayacente.
El Complejo Accrecionario
En las zonas de subducción oceano-continente, el borde de ataque del continente es el sitio de un complejo acrecionario, también llamado prisma acrecionario o cuña acrecionaria. Un complejo acrecionario es una zona elevada construida por trozos de corteza oceánica o litosfera que se acumularon desde la placa subductiva hasta el borde del continente a lo largo de fallas inversas. Los complejos acrecionales tienden a acumularse lo suficientemente altos como para formar cadenas montañosas costeras. Sin embargo, a diferencia de la cordillera principal del arco volcánico, las cadenas costeras complejas de acreción no son volcánicas.
La Cuenca del Antearco
Entre la cordillera acrecionaria y el arco volcánico se encuentra la cuenca del antebrazo, una zona baja en la que drenan los ríos y que puede contener un brazo del océano.
El Arco Volcánico
Todas las zonas de subducción tienen, a cierta distancia del borde de la placa superior, arcos o cadenas de volcanes de cono compuesto. La placa de subducción, a medida que baja profundamente en el manto, libera agua. Esto cambia la química de las rocas ya calientes en el manto y hace que se derritan, formando magma. El magma es menos denso que las rocas sólidas que lo rodean, por lo que se eleva hacia arriba, culminando en erupciones volcánicas en la superficie terrestre.
El arco volcánico en una zona de subducción oceano-continente no es sólo una cadena de volcanes. La tensión de convergencia de la placa comprime la corteza allí, haciendo que se espese a través de una combinación de pliegues y fallas de empuje. Las intrusiones ígneas y las erupciones volcánicas también espesan la corteza allí. En lo profundo de la corteza, las intrusiones ígneas se solidifican en batolitos de rocas como el granito, y las rocas preexistentes que son entrometidas por los batolitos se metamorfosean regionalmente en nuevas rocas. El resultado es una alta cordillera con roca granítica y metamórfica en su núcleo, sedimentaria y volcánica plegada y con fallas alrededor de sus márgenes, y una cadena de volcanes de cono compuesto distribuidos a lo largo de la cresta de la cordillera.
Terrane Acreción
Una placa tectónica grande, como la Placa del Pacífico, lleva más que la corteza oceánica. También lleva arcos isleños y mesetas oceánicas, que son zonas de corteza oceánica inusualmente gruesa. Grandes complejos insulares como las islas de Japón, que fueron construidas por el ensamblaje de varios arcos isleños, también cabalgan sobre placas tectónicas. Otros pasajeros de placa incluyen islas oceánicas como las islas hawaianas, que se construyen a partir de erupciones volcánicas que emanan de puntos calientes del manto.
A medida que la placa oceánica que lleva estos trozos más grandes de corteza entra en una zona de subducción oceano-continente, los arcos isleños, las mesetas oceánicas, los complejos insulares y las islas oceánicas no bajarán por la zona de subducción. En cambio, serán enyesados hasta el borde del continente, convirtiéndose en terrenos acumulados. Ejemplos de todos estos tipos de costras, barridas y acrecidas a Norteamérica por una placa oceánica subducente, se pueden encontrar en el noroeste del Pacífico.
PREGUNTAS DE REFLEXIÓN
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