5.11: Deformación intraplaca
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La deformación intraplaca es el plegado, rotura o flujo de la corteza terrestre dentro de las placas en lugar de en sus márgenes. Este proceso suele ocurrir en zonas con costra y manto superior especialmente débiles, como la Meseta Tibetana (Figura 1). La deformación intraplaca aporta otro aspecto a la teoría tectónica de placas.
Figura 1. Mapa topográfico de Asia Oriental. La gran zona marrón es la meseta tibetana y las montañas Tien Shan al noroeste. Casi toda la masa terrestre central a la vista se deforma por la colisión de la India con Asia hace aproximadamente 50 millones de años.
PROCESOS DE DEFORMACIÓN DE LA CORTEZA
La teoría de la tectónica de placas establece que la corteza terrestre está compuesta por placas rígidas que “flotan” sobre el manto y se mueven unas con respecto a otras. A medida que las placas se mueven, la corteza se deforma predominantemente a lo largo de los márgenes de las placas. La deformación intraplaca difiere de ese respecto por la observación de que la deformación puede ocurrir en cualquier lugar donde la corteza sea débil y no solo en los márgenes de la placa.
La deformación es el plegado, rotura o flujo de rocas. Existen muchos tipos diferentes de deformación de la corteza dependiendo de si las rocas son quebradizas o dúctiles. Los aspectos que determinan estas propiedades se deben a ciertas temperaturas y presiones que experimentan las rocas dentro de la Tierra. Por lo tanto, la temperatura y presión controlan los procesos de deformación. Las rocas dúctiles tienden a doblarse, plegarse, estirarse o fluir debido a fuerzas de compresión o extensión. Las rocas quebradizas, por otro lado, tienden a romperse. La zona donde se rompe la corteza se llama falla. Hay tres tipos principales de fallas: fallas normales, fallas inversas y fallas de deslizamiento de golpe (transformación). Todas estas son formas en que la corteza puede deformarse debido a los diferentes tipos de márgenes de placa, que son: límites divergentes, límites convergentes y límites de transformación.
Estos tres límites no siempre se forman perfectamente y esto puede conducir a un límite mixto. Los límites mixtos pueden ser una combinación de una transformación con convergencia o una transformación con divergencia.
UN EJEMPLO DE DEFORMACIÓN INTRAPLACA
Asia centro/oriental es posiblemente el mejor ejemplo de deformación intraplaca a gran escala. La formación y elevación de la meseta tibetana y la cordillera del Himalaya comenzó en la era cenozoica hace unos 50 millones de años cuando la placa india chocó con la placa euroasiática. La colisión provocó mucho acortamiento de la litosfera, lo que se sumó al aumento del grosor de la corteza y a un alto estrés en la región del Himalaya/Tíbet.
Figura 2. Misma imagen que la Figura 1 pero sin ninguna deformación intraplaca en toda Asia a partir de la colisión India-Asia.
Muchas observaciones geofísicas en el Tíbet muestran una zona cortical débil y sugieren que la corteza media a inferior puede contener fluidos y estar parcialmente derretida. A medida que la región Himalayo-Tíbet comenzó a elevarse, la extrusión lateral de la corteza en la meseta tibetana se convirtió gradualmente en el mecanismo dominante para acomodar la colisión y el acortamiento de la corteza. La extrusión lateral se desliza dominantemente hacia el este y fuera del camino de la India. El Tíbet oriental se interpreta tradicionalmente como parte de una amplia zona de acomodación. Gran parte del movimiento oriental se debe a importantes fallas de huelga-deslizamiento. Sin embargo, estas fallas de huelga-deslizamiento, junto con las otras fallas en el Tíbet, aún podrían interpretarse como en un margen de placa. La verdadera deformación intraplaca ocurre más al norte en áreas como Mongolia o las montañas Tian Shan. Estas áreas muestran una verdadera deformación intraplaca porque todavía hay muchas fallas y plegamientos para acomodar parte del acortamiento de la corteza de la colisión India/Eurasia a cientos de kilómetros del margen de la placa.
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