DERIVA CONTINENTAL Y TECTÓNICA

Tema 8- Deriva Continental y Tectnica de PlacasUniversidad de Salamanca Curso 2002/2003

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8.-DERIVA CONTINENTAL Y TECTNICADE PLACAS

8.1.-LA TEORIA DE LA DERIVA CONTINENTAL: LOS PRECURSORESY SUS ARGUMENTOS

El debate sobre la deriva continental, que ha enfrentado a movilistas y estabilistas o fijistas enel presente siglo, es uno de los tres grandes debates que ha registrado la Geologa como ciencia, comparableen intensidad e importancia a los que tuvieron lugar en los dos siglos precedentes: el que enfrent aneptunistas y plutonistas entre 1775 y 1825 y el que enfrent a catastrofistas y uniformitaristasentre 1775 y 1835. Los plutonistas (por Plutn, dios de los infiernos en la mitologa romana) consiguierondemostrar que existen rocas, las plutnicas, que han estado fundidas en algn momento de su historia,imponiendo su teora a los neptunistas (por Neptuno, dios del mar), defensores de un origen sedimentariomarino para tales rocas. El uniformitarismo es la teora que defiende que los procesos geolgicos ocurridosen el pasado han tenido lugar de manera continua y aproximadamente uniforme, a diferencia delcatastrofismo, que sustenta la existencia de una serie de cataclismos localizados en el tiempo a lo largode la historia de la Tierra. Los uniformitaristas, llamados tambin actualistas, defienden que los procesosgeolgicos siguen ocurriendo en la actualidad y que el estudio de los fenmenos actuales sirve parainterpretar los antiguos. Su famosa frase el presente es la clave del pasado resume magistralmentesu teora, que finalmente se impuso, aunque no en la forma tan estricta con que lleg a ser formulada: hayfenmenos que operan hoy de forma diferente a como lo hicieron en el pasado, debido a la progresiva

Geologa Estructural y Dinmica GlobalJos Ramn Martnez Cataln

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evolucin del planeta y a la prdida parcial de su energa interna y, por otra parte, ha habido intervalos enla historia de la Tierra en los cuales un determinado tipo de procesos, como p. ej., la creacin decinturones orognicos, tuvo lugar con mayor intensidad que en otros.

La teora de la deriva de los continentes se bas, al principio, en el encaje que se observabaentre las lneas de costa a ambos lados del Atlntico. Este encaje haba sido observado y publicado porSnider en 1858 en su libro La creacin y sus misterios revelados: un trabajo que explica claramentetodas las cosas incluyendo el origen de los primitivos habitantes de Amrica. Es destacable que el ajustede las costas propuesto por Snider en 1858 (Fig.8-1) es perfecto, algo que ni siquiera con los modernosordenadores se ha conseguido todava. No obstante, el principal defensor e impulsor de la teora de quelos continentes se han movido unos con respecto a otros a lo largo de la historia de la Tierra fue unmeteorlogo alemn llamado Alfred Wegener. La coincidencia de las costas atlnticas fue tambininspiradora para Wegener quien, a partir de la idea inicial, se dedic despus de la 1 Guerra Mundial arecopilar argumentos y pruebas en favor de que los continentes haban estado juntos en el pasado y, en1922, public su famossimo libro El origen de los continentes y ocanos. Los argumentos deWegener eran de cinco tipos principales: geodsicos, geofsicos, geolgicos, paleontolgicos ypaleoclimticos.

La Geodesia es la ciencia dedicada al estudio de la forma y tamao de la Tierra y a la localizacinprecisa de puntos en su superficie. Los argumentos geodsicos que present se basaban en lasmediciones efectuadas en distintos puntos con un intervalo de tiempo y, especialmente, en las realizadasen dos islas de Groenlandia (Bear y Sabine) en sendas expediciones llevadas a cabo respectivamente en1823 y 1873. Calcul velocidades de movimiento de entre 11 y 21 m/ao para esas islas y de entre 03y 36 m/ao para otros puntos de la Tierra, velocidades que estaban fuertemente afectadas por erroresde medida (hoy sabemos que estaban sobrevaloradas en unos dos rdenes de magnitud).

Figura 8-1- Ajuste de los bordes del Atlntico realizado por Snider en 1858. El encaje de las costas a ambos ladosfue un argumento importante en favor de la deriva continental.


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Los argumentos geofsicos se basan en lateora de la isostasia, que surgi de la observacinde que en las grandes cordilleras, la atraccingravitatoria no era la que caba esperar si la densidadde las mismas fuera igual a la de las partes llanas de loscontinentes, sino menor. Esto condujo a la idea de queall donde haba una cordillera, haba tambin una granacumulacin de rocas ligeras, granticas, esencialmenteconstituidas por silicatos de aluminio (SIAL) queexplicaban la anomala, es decir, el hecho de que lagravedad fuera menor de la esperada. Esa acumulacindeba formar una especie de raz de la cordillera (Fig.8-2). Si las cordilleras tenan raz, sta deba compensar,en cierto modo, sus elevados relieves, de forma similara como un iceberg emerge ms de la superficie delagua cuanto mayor es su parte sumergida: el excesode volumen encima es compensado por el dficitde densidad debajo. Se puede establecer un smil con

un conjunto de bloques de diferente espesor flotandoen un lquido, p. ej., bloques de madera en agua o de cobre en mercurio (Fig.8-2). Los bloques msgruesos tendrn su base a mayor profundidad y su parte superior a mayor altura sobre el nivel del agua.Si superponemos un bloque sobre otro, este ltimo se hundir, pero el conjunto emerger ms que antes,aunque la diferencia de alturas ser menor que la altura del bloque aadido.

La comprobacin de que ese fenmeno se daba en la Tierra se efectu en primer lugar enEscandinavia, que haba estado sumergida bajo un casquete de hielo de varios kilmetros de espesor enla ltima glaciacin, hace 10.000 aos. La elevacin que la pennsula escandinava experimenta anualmente,de entre 1 y 10 mm/ao segn las zonas, se relacion con la fusin del casquete glaciar, que habra

Figura 8-2- El principio de la isostasia ilustrado con bloques de cobre flotando en mercurio (izquierda) y en loscontinentes, donde la masa silica flota sobre un substrato fluido (en gris). las montaas tienen una raz silicaque les permite estar en equilibrio con el substrato fluido.

Alfred Wegener.


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dejado a la corteza desequilibrada. El fenmeno descrito se denomin isostasia y consiste en el equilibriode las diferentes masas de la corteza o de la litosfera terrestre. El movimiento de Escandinavia es unreajuste isosttico tendente a alcanzar el equilibrio isosttico. Ahora bien, para que la isostasiaexista, los continentes deben de estar flotando en una especie de lquido. Como de hecho se producenreajustes isostticos, el manto o parte de l debe de estar en un estado que le permite fluir y, entonces,los continentes, que flotan sobre l, podran moverse libremente. El argumento geofsico de Wegener noes en realidad una prueba de que los continentes se muevan, pero suministra una prueba fsica de quepueden moverse y cmo. Wegener mencionaba la posibilidad de que existiera el canal de baja velocidady de la existencia de corrientes de conveccin de origen trmico en el manto lquido.

Los argumentos geolgicos se basan principalmente en la correlacin de estructuras geolgicasa ambos lados del Atlntico. La Fig.8-3 muestra los principales escudos o cratones viejos (gris oscuro),con ms de 2.000 Ma y los cinturones orognicos ms jvenes de 2.000 Ma (lneas finas) en Africa ySudamrica. Puede apreciarse cmo, una vez que ambos continentes son llevados a la que se supone suposicin inicial (hace 200 Ma), escudos y cinturones pasan de uno a otro mostrando una correlacinperfecta. Las estructuras y formaciones geolgicas de otros continentes pueden ser, asimismo,correlacionadas, lo que sirve para reconstruir sus posiciones iniciales. Para este tipo de argumentos, ascomo para los de tipo paleontolgico, Wegener se bas en el trabajo y las ideas del gelogo sudafricanoA.L. Du Toit, expresadas en su publicacin de 1921 La glaciacin carbonfera en Sudfrica.

Figura 8-3- Las estructuras geolgicas son como lneas impresas a traves de los continentes. En gris: cratonescon ms de 2000 Ma. Rayas: cinturones orognicos ms jvenes.


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Los argumentos paleontolgicos o de tipo biolgico se basan en la existencia de asociacionesde floras y faunas fsiles similares, en reas continentales que hoy estn muy alejadas entre s y aisladaspor anchos mares. La explicacin que los paleontlogos daban a esas asociaciones comunes se basabaen la teora de los puentes intercontinentales, franjas de tierra que haban estado emergidas en algunosmomentos y que haban permitido el paso de gran nmero de especies de unos continentes a otros.Especialmente llamativa era la presencia en Sudamrica y Africa de una asociacin de flora y faunaPermo-Carbonfera (360-250 Ma) similar que haba sufrido, adems, una evolucin semejante. Wegenerhaca particular hincapi en la extensin de la flora de Glossopteris y de la familia de reptiles Mesosauridae.Ms adelante, en 1937, en su libro Nuestros continentes a la deriva, Du Toit propuso que habaexistido en esa poca una masa continental que inclua, adems, Australia, la India y la Antrtida. Ladenomin Gondwana, un trmino empleado originalmente por otro de los grandes pioneros, E. Suess yderivado de un conjunto de estratos de la India compuesto por sedimentos carbonferos a jursicos queincluye rocas de origen glaciar en la base y capas de carbn ms arriba.

Los argumentos paleoclimticos son uno de los puntos fuertes de la argumentacin de Wegener,que por algo era meteorlogo. Se basan en la existencia de rocas que son caractersticas de un climadeterminado. P. ej., las tillitas son rocas compuestas por cantos o bloques redondeados, a menudoestriados, englobados en una matriz arcillosa, que son caractersticas del medio glaciar y que se formanen cantidades importantes durante las glaciaciones en las proximidades de los polos. La hulla se forma enzonas con mucha vegetacin y es, por tanto, caracterstica de los climas templado hmedo y ecuatorial.Los depsitos evaporticos son, por otra parte, tpicos del clima rido y se dan en los dos cinturonesridos de la Tierra a ambos lados de la zona ecuatorial. La presencia de tillitas cerca de ecuador actualo de yeso o sal cerca de los polos poda, en principio, ser explicada por una migracin de los polos. Sinembargo, cuando se estudia su distribucin a escala mundial se aprecia que, para un determinado periodo,la migracin de los polos no puede explicar la distribucin de los climas. La Fig.8-4 muestra, a laizquierda, la distribucin actual de las rocas de la glaciacin Carbonfera y la direccin del movimiento delos hielos (flechas). A la derecha, los continentes se han llevado a la posicin que se supone ocupaban en

Figura 8-4- Distribucin de las formaciones permo-carbonferas con depsitos glaciares en la actualidad (izquierda)y en el Carbonfero-Prmico (derecha). Las flechas indican el movimiento del hielo.


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aquel momento, con lo que las rocas de origen glaciar caen en un rea restringida alrededor del polo Sur.La Fig.8-5 muestra otra reconstruccin para el Carbonfero, con los diferentes tipos de roca indicadoresdel paleoclima: Gl-tillitas y cantos estriados de origen glaciar. C-carbn. D-rocas de origen desrtico,con cantos facetados producidos por el viento. S-sal gema. Y-yeso.

La Fig.8-6 muestra la reconstruccin de los continentes propuesta por Wegener en el CarbonferoSuperior y su evolucin subsecuente. Los continentes habran formado una sla masa continental,denominada la Pangea, que significa toda la Tierra, a partir de la cual se habran dispersado. La teora

de la deriva continental fue rpidamente conocida por los gelogos,aunque no fue aceptada unnimemente, mientras que los geofsicosla recibieron con gran excepticismo. Jeffreys, p. ej., que alcanz unenorme prestigio como geofsico por el clculo riguroso de las tablasde velocidad de las ondas ssmicas, defenda que tanto la cortezacomo el manto eran demasiado rgidos como para permitir grandesdesplazamientos. En las tres dcadas siguientes a la publicacin dellibro de Wegener, los movilistas dieron por probada la teora y sededicaron a a buscar explicaciones a la misma y a estudiar cmohaban sido los movimientos continentales, mientras que los estabilistasargan que no haba un mecanismo capaz de explicar que loscontinentes pudieran deslizarse sobre el manto y, por tanto, la teoradeba ser forzosamente falsa.

Obviamente, los continentes no pueden desplazarsedirectamente sobre el manto fluido porque por debajo del agua delos ocanos hay rocas rgidas. El gelogo A. Holmes propuso al finalde la dcada de los veinte que la deriva se deba a la actuacin de

Figura 8-5- Distribucin de las formaciones con pruebas climatolgicas en el Carbonfero, en un mapa con laposicin de los continentes reconstruida.

Arthur Holmes, postul la existencia decorrientes de conveccin trmica en elmanto.


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Figura 8-6- La Pangea (arriba) y la deriva continental tal como fue propuesta por Wegener en 1922. Las reaspunteadas representan mares de poca profundidad sobre corteza continental.

Figura 8-7- Hiptesis de Holmes de las corrientes de conveccin en el manto para explicar la corteza continental.


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corrientes de conveccin trmica en el manto, una idea apoyada por el geofsico Vening Meinesz, unode los pocos que ecept la teora. La Fig.8-7 muestra la hiptesis de Holmes. Segn ella, las corrientesde conveccin ascendentes y divergentes provocaran la separacin de la masa continental silica (rayada)y entre las masas separadas se producira la efusin de rocas baslticas formando una capa simtica (grisoscuro). Las corrientes descendentes y convergentes llevaran hacia abajo parte de la capa simtica, lacual se transformara en eclogita (negro) por efecto de la presin.

8.2.-MAGNETISMO REMANENTE Y PALEOMAGNETISMO

La prueba definitiva de la deriva continental fue aportada por los geofsicos, a los que tambindebemos la comprensin de los mecanismos que la permiten. Los argumentos ms slidos en favor dela teora provienen del estudio del magnetismo natural que tienen las rocas y que es una consecuencia delcampo magntico terrestre.

La Tierra se comporta como un imn con dos polos, que no coinciden exactamente con losgeogrficos, los cuales se definen como los puntos donde el eje de giro de la Tierra sale a la superficie.La Fig.8-8, a la izquierda, muestra esquemticamente el ngulo entre el eje de rotacin y el eje magntico,as como la orientacin de las lneas de flujo del campo magntico en un perfil transversal. En realidad, loque se suele denominar Norte magntico es el polo Sur del campo magntico terrestre y hacia l apuntael norte de la brjula, que es ella misma un imn (Fig.8-8, derecha). Las causas del campo magnticoterrestre no se conocen exactamente. Los modelos ms modernos lo atribuyen a que la Tierra actacomo una dnamo autoexcitable: el ncleo externo, metlico y lquido, se mueve continuamente por

Figura 8-8- Esquema del campo magntico dipolar terrestre (izquierda) y posicin real de los polos magnticos enla Tierra (derecha).


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corrientes helicoidales, llamadas ciclnicas.Segn el principio de la dnamo, un conductorque se mueve dentro de un campo magnticoproduce corrientes elctricas, pero stas, alcircular por el ncleo, produciran tambin uncampo magntico. Por eso se denominaautoexcitable, porque las corrientes producidaspor el campo magntico existente contribuyena su vez a crearlo o mantenerlo. El campomagntico original, necesario para poner enmarcha la dnamo, puede deberse a corrienteselctricas muy dbiles creadas portermoelectricidad: corrientes producidas pordos conductores que estn en contacto y adiferente temperatura, lo que puede ser el casodel ncleo externo e interno.

Se llama declinacin magntica al nguloque forman las lneas que unen un determinado punto de la Tierra con el norte magntico y con el nortegeogrfico o, dicho de otra forma, al ngulo que se desva la brjula en ese punto con respecto al nortegeogrfico. La declinacin puede ser hacia el este o hacia el oeste y su valor para los diferentes puntosdel globo puede epreciarse en a Fig.8-9. Inclinacin magntica es la inclinacin de las lneas de flujoen cada punto y sus valores pueden verse en la Fig.8-10. En principio, su valor sera cero en el ecuadormagntico, aumentando progresivamente hacia los polos mgnticos hasta valer 90 en ellos (Fig.8-8).Como puede apreciarse en las Figs.8-9 y 8-10, las lneas de igual declinacin e inclinacin son irregularesy esta ltima no coincide con los paralelos magnticos, lo que sera de esperar si la Tierra fuera un imndipolar perfecto. En realidad, el campo magntico terrestre no corresponde a un dipolo perfecto, debido

Ilustracin de la orientacin del campo magntico en la Tierra.

Figura 8-9- Distribucin de las lneas de igual declinacin magntica en 1945.


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a causas como la diferente permeabilidad magntica de las rocas y a la existencia de rocas magnetizadascerca de la superficie terrestre, cuyo campo interfiere con el producido en el ncleo. El campo magnticoterrestre puede describirse como formado por dos componentes: el campo dipolar, que es terico yrepresenta la media del campo terrestre, y el campo no dipolar, tambin llamado anomala magntica,que es la diferencia entre el campo terico y el campo real en cada punto.

El campo magntico es variable con el tiempo en intensidad, inclinacin y declinacin. En generalderiva hacia el oeste unos 018 por ao, con lo que en unos 2.000 aos habr dado la vuelta a la Tierra.Eso es lo que se llama la variacin secular, existiendo tambin una variacin diurna y variaciones ocasionalesrelacionadas con las llamadas tormentas magnticas, que suelen durar varios das. La posicin de lospolos magnticos, sin embargo, cambia bastante poco, al menos en la actualidad. En Espaa, la declinacinactual es de unos 8 al oeste y la inclinacin de unos 60 al norte.

Algunas sustancias sufren una imantacin cuando son sometidas a un campo magntico, es decir,desarrollan su propio campo magntico. Se llaman sustancias ferromagnticas a aquellas que se imantande forma que su extremo prximo al polo N del campo externo se convierte en polo S del imn que seforma en ellas y viceversa. Son ejemplos de este comportamiento metales como hierro, nquel y cobaltoy minerales como magnetita y hematites. Sustancias paramagnticas son las que se imantan como lasanteriores pero muy dbilmente, y sustancias diamagnticas son las que se imantan en sentido contrarioa la ferromagnticas: el extremo prximo al polo N se imanta como polo N, con lo cual son repelidas porel campo magntico externo. Ejemplos de estas ltimas son metales como cobre, plomo, plata y oro yfluidos como el agua y el dixido de carbono. La imanacin diamagntica suele ser de muy dbil intensidad.

Figura 8-10- Distribucin de las lneas de igual inclinacin magntica en 1945.


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Las rocas contienen a menudo mineralesferromagnticos, los principales de los cuales sonmagnetita, titanomagnetita, hematites ytitanohematites. Estos minerales pueden imanarsea causa del campo magntico terrestre existenteen un momento dado. El magnetismo queadquieren se denomina magnetismo naturalremanente (NRM) y puede permanecersiempre que la roca no sufra otro campomagntico de igual o mayor intensidad y sentidocontrario o que se caliente. Las sustanciasimanadas pierden su magnetizacin por encimade una T determinada, que se llama punto deCurie y que es de alrededor de 500C para lasrocas. Una roca que est a mayor T y se enfre,al pasar justo por debajo del punto de Curieadquiere una magnetizacin que es mucho msintensa que el NRM y que se denominamagnetismo termorremanente (TRM). Elmagnetismo termorremanente se adquiere a partirdel campo magntico terrestre y la intensidad conque se imantan las rocas es menor que la delpropio campo. No obstante, es muy superior enintensidad al magnetismo natural remanente y nose borra con un campo igual y de sentidocontrario a no ser que las rocas estn de nuevocerca de su punto de Curie.

En consecuencia, las rocas volcnicas, quesalen a la superficie a temperaturas muy superiores a su punto de Curie y se enfran rpidamente, adquierenuna magnetizacin intensa que depende del campo magntico terrestre en ese punto en el momento de suefusin. Con la ayuda de aparatos sensibles se puede medir la magnetizacin de las rocas y deducir calera el campo magntico en el momento de su efusin. Como, por otra parte, se pueden datarradiomtricamente las rocas, podemos conocer cmo era el campo magntico en la antigedad. Elestudio del campo magntico terrestre en el pasado se denomina paleomagnetismo y su utilidad esextraordinaria. La determinacin del campo magntico en una roca de determinada edad nos dice enqu direccin se encontraba el polo N magntico y, gracias a su inclinacin magntica, a qu distanciaaproximada. Varias determinaciones en rocas de igual edad en puntos separados de un continente nosdan varias direcciones que convergen en un punto, lo que ayuda a precisar mucho la posicin de lospolos para esa edad. Cuando se estudian rocas de distintas edades se van obteniendo una serie de

Figura 7-11- Deriva polar aparente del polo Norte paraEuropa desde el Precmbrico.

Figura 7-12- Deriva polar aparente del polo Norte para losprincipales continentes desde el Precmbrico.


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posiciones de los polos que, una vez unidas, dan una curva que se llama deriva polar aparente. LaFig.8-11 muestra la curva correspondiente al polo N de Europa desde el Precmbrico Superior hasta laactualidad.

Podra pensarse que esa curvarepresenta la posicin absoluta del polo,que ha cambiado a lo largo de la historia,mientras que el continente se mantena fijo.Sin embargo, cuando se trazan las curvasde deriva polar para varios continentes, seve que no coinciden en absoluto (Fig.8-12). Como no puede pensarse que cadacontinente tena sus propios polosmagnticos, hay que admitir que lo que seha movido no han sido los polos, sino loscontinentes con respecto a ellos. Por eso,las curvas de deriva se llaman aparentes ypor eso es tan importante elpaleomagnetismo: suministra unaprueba absolutamente objetiva de laderiva continental. Es ms, ayuda areconstruir la posicin de los continentesen el pasado.

Figura 8-13- Inclinacin magntica a lo largo de una transversal (izquierda) y su aplicacin al caso de la India(centro y derecha). La flecha a trazos en la figura del centro, arriba, es una paleoinclinacin que indica la posicinde la India en el Jursico.

Figura 7-14- Reconstruccin de la Pangea carbonfera utilizandocomo criterio de ajuste, no la lnea de costa, sino la isobata de 1000m. Las superposiciones estan dibujadas en negro.


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La Fig.8-13 representa las lneas de flujo del campo magntico en una seccin de la Tierra y, en elcentro, dos posiciones sucesivas de la India, en el Jursico (210-145 Ma) y en la actualidad. Mientrasque en la actualidad la inclinacin magntica es de unos 20N, en el Jursico (J) era de unos 40S y,ahora, en su posicin actual, las rocas volcnicas jursicas tienen un campo magntico remanente conuna inclinacin de unos 40S (flecha a trazos), lo que permite calcular su paleolatitud. Las inclinacionesmagnticas se mantienen siempre que la roca no se deforme ni se caliente por encima del punto de Curie,lo que permite calcular sus paleolatitudes aun en el caso de que los continentes hayan girado. Lasorientaciones de un continente en la antigedad se calculan a partir de la direccin de los paleopolos. Nopueden calcularse paleolongitudes porque lo que se obtiene es la orientacin y la latitud, pero el continenteen cuestin pudo estar, en principio, en cualquier longitud dentro de esa latitud. Para calcularpaleolongitudes se utilizan criterios adicionales como conocimientos sobre las posiciones relativas de loscontinentes entre s y con respecto a los ocanos.

La Fig.8-14 muestra una de las reconstrucciones ms conocidas de la Pangea carbonfera, realizadapor Bullard y sus colaboradores en 1965 utilizando un ordenador para buscar el mejor ajuste entre loscontinentes. En lugar de utilizar las lneas de costa para el ajuste, usaron las isobatas (curvas de igualprofundidad) de 1.000 m, que se supone que marcan el borde de la corteza continental. Como puedeapreciarse, el ajuste no es perfecto, existiendo superposiciones (en negro) y huecos. La Fig. 8-15 muestrauna reconstruccin reciente de las sucesivas posiciones de los continentes a lo largo del Fanerozoico(540 Ma hasta la actualidad). La serie de mapas de la izquierda corresponde a la deriva durante elPaleozoico o Era Primaria (540-250 Ma) y es menos exacta, por la mayor escasez de datos, que la seriede la derecha, correspondiente al Mesozoico o Era Secundaria (250-65 Ma), y Cenozoico o ErasTerciaria y Cuaternaria (65-0 Ma). Al final del Paleozoico, prcticamente todas las masas continentalesse unieron, formando la Pangea, rodeada de un nico ocano denominado Pantalasa. La Pangeacarbonfera no es probablemente la nica que ha existido en la historia de la Tierra. Hay ya evidencias deque al final del Precmbrico, justo antes del comienzo del Fanerozoico, la mayor parte de las masascontinentales tambin estaban juntas, siendo el Cmbrico (540-505 Ma) un periodo de dispersin. Estoha dado lugar recientemente a la llamada teora del supercontinente segn la cual, las masas continentalesterrestres se unen peridicamente y, a continuacin, se dispersan rompindose, a veces por las viejassuturas y, a veces, a lo largo de nuevas lneas.

A partir de hace unos 180 Ma, en el Jursico, comenz la ltima dispersin continental. Primero,hasta hace unos 120 Ma, se separaron, por un lado, Sudamrica, Africa, la Antrtida, la India y Australia,que formaban la gran masa continental denominada Gondwana y, por otro, Laurasia, contiente compuestopor Norteamrica, Europa y Asia (el continente Norteamericano se suele denominar Laurencia a partirde una cadena de montaas que se form hace unos 1.000 Ma en su parte oriental: las Montaas deLaurencia). Esta evolucin es similar a la propuesta por Du Toit en 1937 en su libro Nuestroscontinentes a la deriva. La apertura del Atlntico se efectu en el Cretcico (145-65 Ma) y continaen la actualidad. La Antrtida, la India y Australia se separaron, migrando las dos ltimas hacia el norte.


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Figura 8-15- La deriva continental a lo largo del Fanerozoico.


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La migracin de la India es de las ms espectaculares, pues este continente recorri unos 5.000 kmdesde hace 180 hasta hace 55 Ma, momento en el cual choccon Asia comenzando a formar la cordillera del Himalaya.

LA EXPANSIN DEL FONDO OCENICO

Adems de indicar en qu direccin se encontraban lospolos y, aproximadamente, a qu distancia, las determinacionespaleomagnticas permiten determinar dnde estaban el Nortey el Sur magnticos. Se observ enseguida que algunasdeterminaciones indicaban que los polos magnticos no siemprese encontraban en la misma posicin, sino que se habanproducido inversiones. La Fig.8-16 representa una serievulcano-sedimentaria del Terciario en el Japn con la orientacinde las lneas de flujo marcada por flechas, cuya longitud esproporcional al megnetismo remanente. Las flechas apuntan alpolo Norte magntico. El campo magntico actual estrepresentado por las flechas superiores y puede observarse quelas capas inferiores muestran la misma inclinacin magntica perocon la polaridad invertida. Como en el corto intervalo de tiempo transcurrido entre la formacin del muroy del techo de la serie no puede pensarse que el Japn girase 180, hay que admitir que se produjo unainversin de la polaridad del campo magntico terrestre.

Se observa en este caso y en muchos otros, que la inversin se realiza de modo que el campomagntico terrestre disminuye su intensidad y, al mismo tiempo, cambia la posicin de los polos y,despus, aumenta de nuevo a la vez que la posicin de los polos vuelve a ser aproximadamente la misma.La inversin se realiza de forma relativamente rpida, en unos pocos miles de aos y, una vez efectuada,el campo permanece con su polaridad estable durante varios centenares de miles de aos. La media delos periodos normales, es decir, con la polaridad actual, es de 420.000 aos y la de los periodosinversos de 480.000. Sin embargo, el actual periodo normal dura ya 700.000, lo que puede indicarque un cambio est prximo. Dentro de los periodos tambin se registran algunas inversiones cortas, deunos 10.000 aos de duracin.

La Fig.8-17 muestra la historia del campo magntico desde el Cretcico Superior hasta nuestrosdas, con las franjas en negro representando la polaridad actual y las blancas la inversa. El cambio depolaridad debe tener que ver con cambios en las corrientes dentro del ncleo externo. El hecho de quela situacin de los polos se mantenga aproximadamente igual aunque se invierta su polaridad, se debe a

Figura 7-16- Magnetismo remanente de unaserie vulcano-sedimentaria terciaria delJapn mostrando una inversin del campomagntico en las capas inferiores.


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que las corrientes estn en gran parte condicionadas por el movimiento del ncleo interno, slido, conrespecto al manto inferior, que se comporta como un fluido de enorme viscosidad, casi un slido. Elmovimiento est relacionado con la rotacin diurna de la Tierra y probablemente se debe a un ciertoretraso en la rotacin del ncleo interno con respecto al manto, que es favorecido por la baja viscosidadrelativa del ncleo externo. La causa del retraso o precesin parece ser que la elipticidad del ncleo

interno es diferente de la de la Tierra en su conjunto. La atraccin solar ylunar produce entonces una especie de frenado en el ncleo, que no es niuna esfera ni un elipsoide aplastado perfecto y que puede moverse bastantelibremente en el interior. Eso genera corrientes toroidales o ciclnicas enel ncleo externo, con el eje de las espirales orientado aproximadamentenorte-sur. El retraso en el giro de ncleo es responsable, adems, de lavariacin secular del campo magntico, con su giro de unos 018 porao. Aparentemente, el ecuador del ncleo interno gira hacia el oeste variosmetros al da con respecto a la superficie de la Tierra.

Figura 7-17- Historia del campomagntico terrestre desde elCretcico Superior. En negro:periodos de polaridad normal. Enblanco: periodos de polaridadinversa.

Figura 7-18- Las anomalas del pacfico oriental a ambos lados de lasdorsales de Juan de Fuca y Cordillera Gorda.


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Las corrientes ciclnicas, por su parte, no sonestables, sino que cambian lentamente pero de formacontinua, con lo cual, el campo magntico se modifica:a veces se mueven de forma que el campo magnticoque crea se suma al existente y a veces de forma quese restan. En este ltimo caso, el campo magntico vadisminuyendo en intensidad hasta desaparecer. A partirde ese momento, el campo magntico que se crea esde polaridad opuesta y va aumentando en intensidad,por el mecanismo de la dnamo autoexcitable, hastaque alcanza un valor ms o menos estable durante uncierto intervalo de tiempo.

Las inversiones en el campo magntico fuerondescubiertas hacia 1950 y, en 1958, Mason y Raffcomprobaron la existencia de anomalas magnticas enbandas paralelas en el fondo de los ocanos. No slolas bandas eran aproximadamente paralelas entre s, sino que se distribuan simtricamente a amboslados de unas curiosas cordilleras submarinas que se haban descubierto poco antes y se denominandorsales ocenicas (ocean ridges). La Fig.8-18 muestra las anomalas positivas (en negro) y negativas(en blanco) alrededor de las dorsales de Juan de Fuca (lnea B-C) y Cordillera Gorda (lnea D-E), queson segmentos de la gran dorsal del Pacfico y se encuentran en la costa del Pacfico entre Canad yE.E.U.U. La Fig.8-19 representa, en el centro, un fragmento de las anomalas en la dorsal de Fuan deFuca. Debajo, se muestra un perfil del campo magntico en una transversal donde se aprecia una seriede mximos (anomalas positivas) y mnimos (anomalas negativas). Dado que el fondo de los ocanosest constituido por rocas volcnicas baslticas debajo de una delgada capa de sedimentos, las anomalasdeben estar relacionadas con la magnetizacin remanente de las rocas volcnicas. All donde lamagnetizacin se produjo en un campo magntico como el actual, ambos se suman, dando una anomalapositiva, mientras que donde la magnetizacin se produjo en un campo magntico invertido, el campomagntico remanente se resta del actual, produciendo una anomala negativa.

En 1961, R.S. Dietz introdujo el concepto de la expansin del fondo ocenico, basndose enuna idea original de H.H. Hess. Dado que las anomalas se distribuan simtricamente, en bandas paralelasy de la misma anchura a ambos lados de las dorsales y que se saba que cada varios cientos de miles deaos se producan inversiones en la polaridad magntica, Hess intuy que la corteza de los ocanos seformaba de manera continua en las dorsales. La corteza se formara porque en las dorsales el mantoperidottico saldra a la superficie en las dorsales y se hidratara, serpentinizndose, lo cual no es correcto,como ms adelante veremos. Pero lo importante es que, una vez formada, la corteza se ira separandoprogresivamente de la dorsal, a medida que se formaba nueva corteza ocenica en ella y, en cadamomento, se imantara segn la polaridad del campo magntico. La Fig.8-20 representa el modelo de

Figura 7-19- Fragmento de las anomalas de la dorsalde Juan de Fuca y su perfil.


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Hess y la Fig.8-21 la formacin de corteza en la dorsal a partir de material del manto y el alejamientoprogresivo hacia los dos lados de la dorsal que sufre la corteza recin creada. Tambin se muestran, conbandas negras y blancas, las anomalas magnticas, producidas por las inversiones peridicas del campoterrestre. Aunque Hess lleg a su conclusin de una forma perfectamente cientfica, las consecuencias dela misma le asustaban un poco, por lo que l mismo se defenda, cuando explicaba su modelo, diciendoque era geopoesa.

Segn el modelo, la corteza ocenica deba se muy joven cerca de las dorsales y ms vieja lejosde ellas, lo que enseguida se comprob. La Fig.8-22 muestra, en gris, la corteza ocenica formadadurante el Terciario y el Cuaternario (ms joven de 65 Ma) a ambos lados de las principales dorsales(lneas negras en el centro): la del Pacfico, que se prolonga hacia el suroeste por la del Indico, y la delAtlntico. Las lneas negras paralelas a la dorsal son isocronas, es decir, lneas que unen puntos de lacorteza ocenica de igual edad, dibujadas cada 10 Ma. Puede apreciarse que en el Atlntico estn masprximas entre s que en el Pacfico, lo que implica que la corteza del Atlntico se crea ms lentamente.

Figura 8-20- El modelo de expansin del fondo ocenico de Hess.


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La expansin del fondo ocenico explicaba porprimera vez de una forma comprensible la derivacontinental: la corteza ocenica se crea de formacontinua entre los continentes, por lo que estos sevan separando poco a poco.

Una vez demostrada la expansin del fondoocenico se comprenden algunos de los ms intricadosmisterios del reino animal que, a su vez, pueden serutilizados como argumentos en favor de la teora dela deriva continental. Se entiende ahora la complicadamigracin que anualmente efecta el frailecilloocenico desde el polo Sur al polo Norte, ya que vasaltando desde la Antrtida a la Patagonia, atraviesael Atlntico hasta Sudfrica y vuelve a atravesarlo tresveces ms para recalar en Brasil, Africa Ecuatorial yNorteamrica (Fig.8-23, izda.). Sus paradas de

descanso fueron heredadas de sus antepasados, querealizaban una migracin por el camino ms corto(Fig.8-23, dcha.) y fueron mantenidas generacin trasgeneracin pese a la disgregacin de la Pangea.

Figura 8-21- Creacin de la corteza ocenica en lasdorsales y adquisicin de un magnetismotermorremanente, representado por bandas, que producelas anomalas magnticas simtricas con tespecto a ladorsal.

La edad de las rocas que forman la corteza ocenica de la Tierra.


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Figura 8-22- Corteza ocenica ms joven de 65 Ma (gris). Las dorsales son las lneas negras en medio de la cortezajoven y las lneas paralelas a ellas son isocronas cada 10 Ma.

Figura 8-23- Migracin anual del frailecillo ocenico (izquierda) y su explicacin (derecha).


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No menos interesante es el caso de las anguilasque, desde las costas de Europa y Norteamrica, van adesovar al Mar de los Sargazos, situado al oeste de ladorsal Atlntica en la latitud de Floridaaproximadamente. Las larvas, llamadas leptocephalos,efectan una migracin de miles de kilmetros a travsdel Atlntico, durante la cual se transforman en angulas,estando dotadas de un instinto preciso que las hace llegara la desembocadura de los mismos rios en los que sedesarrollaron sus madres para, a su vez, introducirse en ellos y desarrollarse a lo largo de varios aoshasta que les llegue el momento de la procreacin. Las larvas descendientes de anguilas americanas notienen problemas, pero las descendientes de las europeas encuentran cada ao la costa un poco mslejos de donde la dejaron sus madres, debido a la expansin del fondo del Atlntico, que se realiza en ladorsal, es decir, entre el Mar de los Sargazos y Europa. Por esa razn muestran esa cara de despistecuando se encuentran cerca de la costa (Fig.8-24).

8.3.-EL CONCEPTO DE PLACA Y LA TECTONICA DE PLACAS

Una vez establecido el mecanismo por el que los continentes se separan, surge inmediatamente elproblema del mantenimiento del permetro de la Tierra: si se crea corteza ocenica de forma continua, lacorteza debe ser destruida en algn sitio para mantener el permetro constante. Los geofsicos Wadati yBenioff haban descubierto en los aos cincuenta que los focos de los terremotos producidos en lasprofundas fosas ocenicas (trenches) que bordean el Pacfico se distribuan en profundidad en unabanda cuyo buzamiento era de unos 45 y que alcanzaba una profundidad de 700 km. Poco antes,Gutenberg y Richter haban sugerido que las fosas se deban a cabalgamientos, pero ahora quedabaclaro que no eran cabalgamientos normales, sino las zonas donde la corteza se destrua introducindoseen el manto. En realidad, el buzamiento de la zona en la que se localizan los focos vara de unos 20,como en el caso de la fosa de Per-Chile, hasta 90 en la fosa de las islas Marianas (Fig.8-25). Sedenominan zonas de Benioff o de Wadati-Benioff a estas zonas donde la corteza ocenica se consume.Tambin se conocen como zonas de subduccin, un trmino que significa que algo es conducido haciaabajo.

La deriva de los continentes, pues, se explica a base de dos mecanismos combinados: se creacorteza ocenica en las dorsales y se consume en las fosas o zonas de subduccin. De hecho, lo que secrea y se destruye no es slo la corteza, sino toda la litosfera ocenica. La Fig.8-26 muestra un corteesquemtico de la Tierra en el que se observa la creacin de litosfera ocenica en la dorsal atlntica y la

Figura 7-24- Anguilillas cerca de Aguimagapregunndose canto falta para llegar a la costa.


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consuncin de la litosfera ocenica delPacfico en la zona de subduccin quebordea Sudamrica. Ambos mecanismospermiten la separacin de Sudamrica yAfrica, que se realiza a una velocidad deunos 4 cm/ao. Lo que se mueve no sonslo los continentes, sino tambin lalitosfera ocenica, que es solidaria con lacontinental y que conjuntamenteconstituyen lo que se denomina una placa.El movimiento se efecta sobre laastenosfera, que empieza donde lo haceel canal de baja velocidad y que es una

zona del manto donde las rocas seencuentran en un estado comparable al deun lquido muy viscoso. Las placas son,

por tanto, fragmentos de litosfera terrestre, cuya forma es la de un casquete esfrico de forma irregular,que se mueven sobre la astenosfera. Su espesor es el de la litosfera y vara, segn se trate de litosferacontinental u ocenica, entre 60 y 200 km como media (ver Figs.7-11 y7-14 del captulo anterior).

El movimiento de las placas, su creacin y destruccin o el deslizamiento de unas junto a otras,configuran lo que se denomina la Tectnica de Placas o Nueva Tectnica Global. En la actualidadhay 6 grandes placas (Fig.8-27) y varias placas menores y sus lmites coinciden con las zonas de mayor

Figura 8-25- Focos de los terremotos registrados en varias fosas delPacfico. Su disposicin define la inclinacin de la zona de Wadati-Benioff, tambin llamada zona de subduccin.

Figura 8-26- Corte transversal de la Tierra mostrando cmo el permetro de la misma se mantiene a basa de lacreacin de litosfera ocenica en las dorsales y su destruccin en las fosas. Lo que se mueve son fragmentoslitosfricos, que constituyen las placas, las cuales estn en general compuestas tanto por litosfera continentalcomo ocenica.


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actividad ssmica del planeta (Fig.8-28). Lamayor parte de las placas incluyen litosferacontinental y litosfera ocenica. As, la placaamericana incluye toda Amrica y la mitadoccidental del Atlntico, la placa africana secompone de Africa y la parte suroriental delAtlntico, la placa euroasitica comprendeEuropa, casi toda Asia y la parte nororiental delAtlntico, la placa ndica o australiana incluyeAustralia, la parte sur de Asia y el Ocano Indico

Figura 8-27- Configuracin actual de las placas y lmites de placas.

Focos de los terremotos registrados en el entorno de Japn yesquema de la zona de Wadati-Benioff en esta regin.


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y la placa antrtica consta de la Antrtida y el Ocano Antrtico. Slo la placa pacfica no tienelitosfera continental y se compone exclusivamente de la litosfera ocenica del Pacfico.

Las zonas donde dos placas estn en contacto se denominan lmites de placa, pudiendo stosser de tres tipos. Dos de ellos ya han sido mencionados: las dorsales ocenicas, donde se crea lalitosfera ocenica, y las zonas de subduccin, donde se destruye. El tercer tipo son las denominadasfallas transformantes, un tipo de fallas de desgarre en las cuales dos placas se delizan una al lado deotra sin crearse ni consumirse. La Fig.8-29 muestra esquemticamente los tres tipos de lmites de placay el movimiento relativo de las placas: convergencia en las fosas, divergencia en las dorsales y transcurrenciaen las fallas transformantes.

El movimiento de las placas se mide por el desplazamiento angular, que es el cambio de posicinde una placa producido durante un intervalo de tiempo (Fig.8-30). El desplazamiento angular slo especificael cambio de posicin, no la historia real del movimiento, que ha podido ser ms compleja. Eldesplazamiento angular se describe como una rotacin alrededor de una lnea que pasa por el centro dela Tierra, llamada eje de rotacin de la placa. La existencia de este eje para dos posiciones cualesquiera

Figura 8-28- Distribucin de los epicentros de los terremotos recientes.

Figura 8-29- Los tipos de lmites de placa y el movimiento relativo de las mismas.


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de una placa es una consecuencia del Teorema de Euler, que dice que si dos posiciones sucesivas deun cuerpo rgido tienen un punto en comn, deben tener tambin una lnea comn que pase por esepunto. Una rotacin alrededor de esa lnea siempre puede hacer que el cuerpo pase de una posicin a laotra. En este caso, el punto en comn es el centro de la Tierra. Aunque ese punto no forma en realidadparte de las placas, puede considerarse un punto fijo a ellas, aunque exterior. El eje de rotacin sedenomina tambin eje euleriano.

Se define velocidad angular de las placas como una magnitud vectorial que especifica la velocidadangular instantnea, la orientacin del eje de rotacin y el sentido del giro. La magnitud suele darse engrados o radianes por milln de aos y la longitud del vector velocidad angular es proporcional a ella. Ladireccin del vector es la del eje de rotacin y el sentido del vector viene dado por la regla de la manoderecha: se ponen los dedos ndice, corazn, anular y meique de esta mano apuntando hacia donde semueve la placa y, entonces, el pulgar, perpendicular a los otros dedos, indica el sentido del vector. Amenudo, en lugar de la velocidad instantnea se mide la velocidad angular media para un determinadointervalo de tiempo. En la Fig.8-30 se han representado las posiciones de Africa en dos momentos, hace

Figura 8-30- Desplazamiento angular de frica con respecto a Amrica, eje de rotacin y vector velocidad angularmedia. El sentido del vector viene dado por la regla de la mano derecha.


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150 y 81 Ma respectivamente. El desplazamiento angular fue de 345 alrededor de un eje cuyo polo sesita a una latitud de 59N y una longitud de 23O. El vector velocidad angular media es perpendiculara la superficie terrestre en ese polo, tiene una magnitud de 05/Ma, y est dirigido hacia el norte, segnla regla de la mano derecha.

En realidad, no existen puntos fijos en la Tierra a lo largo de su historia que puedan ser utilizadoscomo referencias, por lo que no pueden establecerse desplazamientos angulares absolutos ni velocidadesabsolutas. Lo que se hace es suponer fija una determinada placa y calcular el desplazamiento y la velocidadde otra con respecto a ella. Eso es lo que se ha hecho en la Fig.8-30 suponiendo fija la placa americana.El vector velocidad angular representado se denomina, en ese caso, velocidad angular relativa deAfrica con respecto a Amrica, y se denota como AmAf, es decir, se pone primero el subndice queindica la placa de referencia y despus el de la placa que se considera desplazada. Si consideramos fija

Africa, la velocidad angular de Amrica conrespecto a Africa (AfAm) sera un vectorigual en magnitud y direccin que el anteriory de sentido contrario, es decir, apuntarahacia el sur. Su signo se considera, entonces,el contrario, de forma que AmAf = - AfAm.

Las velocidades angulares medias secalculan, fundamentalmente, utilizando lasgrandes fallas transformantes y los datossobre la edad de la corteza ocenica. Dadoque en las fallas transformantes las placasdeslizan lateralmente, el desplazamiento esparalelo a ellas y el eje de rotacinperpendicular. De hecho, las grandes fallastransformantes son paralelos del polo derotacin relativa de dos placas (Fig.8-31),con lo cual el polo puede calcularseinmediatamente. El desplazamiento secalcula viendo canta corteza ocenica secre en un intervalo determinado, para lo

que se usan las isocronas ocenicas (Fig.8-22).

Las velocidades relativas de dos continentes que no estn separados por ocanos en expansin,como p. ej., Europa y Africa, no pueden ser calculadas por este mtodo, sino que hay que recurrir a unmtodo indirecto, que se basa en que las velocidades angulares relativas de tres placas no sonindependientes entre s y basta con conocer dos de ellas para calcular la tercera. Supongamos que un

Figura 8-31- Las dorsales ocenicas son fragmentos de meridianosdel eje de rotacin del movimiento relativo de las placas a amboslados y las fallas transformantes son fragmentos de paralelos quepermiten calcular el eje.


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avin y un barco se mueven alejndose de un punto.Si tomamos como referencia fija el mapa en el cualrepresentamos su translacin (Fig.8-32), la velocidaddel avin con respecto a l es VMA y la del barcoVMB. Tambin puede hablarse, p. ej., de la velocidaddel mapa con respecto al avin, que es la contraria dela del avin con respecto al mapa:

VAM = - VMA . Las velocidades sonmagnitudes vectoriales que pueden sumarsevectorialmente. As, la velocidad del barco conrespecto al avin (VAB) es igual a la del barco conrespecto al mapa ms la del mapa con respecto alavin:

VAB = VMB + VAM , o bien, VAB = VMB -VMA (ver Fig.8-32). Aplicando esta ltima frmula alcaso de las velocidades relativas de tres placas, p. ej., Europa, Amrica y Africa, tomadas de dos endos, se obtienen las igualdades:

AfAm = MAm - MAf AmEur = MEur - MAm EurAf = MAf - MEur . Sumando ahora las tres igualdades se obtiene:

_________________________ AfAm + AmEur + EurAf = 0 .

Figura 8-32- Clculo de la velocidad relativa de dosmviles mediante la suma vectorial de dosvelocidades absolutas.

Figura 8-33- Suma vectorialempleada por Le Pichon paracalcular la velocidad angular defrica con respecto a Europa.


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Por tanto, la suma vectorial de las velocidades angulares relativas de tres placas es cero y conociendodos de ellas puede deducirse la tercera. La Fig.33 muestra los valores actuales de esas tres velocidadesangulares relativas, que fueron calculadas por Le Pichon. EurAm y AmAf fueron calculadas por el mtodode las fallas transformantes y la edad de la corteza, mientras que EurAf se calcul a partir de las otrasdos:

EurAf = - AmEur - AfAm , o bien, EurAf = EurAm + AmAf = 0 . La suma vectorial puedeverse en la parte de arriba de la figura, a la derecha. Una consecuencia de la ecuacin anterior es que losvectores velocidad angular relativa de tres placas se encuentran siempre dentro del mismo plano, uncrculo mximo terrestre que es un meridiano comn a los tres ejes de rotacin relativa.

Figura 8-34- Tres tipos diferentes de uniones triples. Los dos de ariba son estables, mientras que el inferior esinestable.


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Los puntos donde se unen tres placas se denominan uniones triples, y son puntos donde tambincoinciden tres lmites de placa. En la Fig.8-27 pueden verse varias de ellas y puede apreciarse que sonde naturaleza diferente segn los tipos de lmite de placa que confluyen. En el Pacfico oriental, al oestede Centroamrica, hay una unin triple en la que confluyen tres dorsales, al oeste de la Pennsula Ibricahay una en la que confluyen dos segmentos de la dorsal atlntica y una falla transformante, la falla de lasAzores, y en el sur del Atlntico hay una unin de la dorsal atlntica con dos fallas transformantes.Uniones de tres zonas de subduccin se dan en el Pacfico occidental, al norte de Australia, y uniones dezonas de subduccin con dorsales y con fallas transformantes se dan en la costa oeste americana.

Las uniones triples no suelen ser estables, siendo las ms estables las que consisten en la confluenciade tres dorsales ocenicas a unos 120 entre s (Fig.8-34, 1), que pueden crear corteza ocenicaindefinidamente mantenindose la unin triple siempre en la misma posicin. La unin de tres zonas deBenioff ser estable slo en determinadas condiciones de velocidad relativa de las placas. En la Fig.8-34, 2, el vector velocidad relativa de la placa C con respecto a la placa A (denotada aqu como AVC) esparalelo al lmite entre las placas B y C, con lo que la unin se mantiene siempre en el mismo punto conrespecto a la placa A. En la Fig.8-34, 3, esto ya no sucede, con lo que la unin triple se desplazaprogresivamente hacia el suroeste.

Figura 8-35- El ciclo de Wilson, desde la apertura de un ocano hasto la colisin continental..


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La configuracin mundial de las placas es inestable y se est modificando lenta pero continuamente.En la Fig.8-15 veamos que los continentes se han unido y separado varias veces. El Atlntico Norte, p.ej., que se abri en el Mesozoico, se localiza aproximadamente en el mismo sitio que antes, en elPaleozoico, ocup un ocano (comparar la situacin hace 480 Ma, con un oceano entre Europa yNorteamrica y hace 60 Ma, cuando se abri el Atlntico casi en la misma posicin). La idea de que losocanos se abren y se cierran fue enunciada por T. Wilson y se conoce como el ciclo de Wilson. LaFig.8-35 muestra este ciclo desde el inicio de la separacin en dos de un continente (a), por formacinde una fosa tectnica en su interior, hasta la creacin de corteza ocenica (b y c). En un momento dado,el ocano creado comienza a consumirse en una zona de subduccin (d y e) y el ciclo termina con lacolisin de los dos fragmentos continentales previamente separados (f). Existen indicios de que el margenatlntico de la Pennsula Ibrica podra estar iniciando un proceso de ruptura que podra conducir alinicio de una subduccin de la corteza ocenica atlntica en un plazo breve (geolgicamente hablando).La Fig.8-36 ilustra de una manera bastante racista una de las posibles consecuencias del cierre delAtlntico (continuar el subdesarrollo dentro de 120 Ma?).

8.4.-ELEMENTOS FUNDAMENTALES DE LA NUEVA TECTONICAGLOBAL

Figura 8-36- Escena pre-colisional.


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En este apartado vamos a hacer una descripcin somera de las caractersticas principales de unaserie de elementos que son esenciales en la comprensin de la cinemtica terrestre, incluyendo los lmitesde placa. Empezaremos por las dorsales ocenicas, el lugar donde se crea la litosfera ocenica, yseguiremos por los mrgenes continentales pasivos, los que no son lmites de placa y por el lugar dondeempiezan su desarrollo, los rifts continentales. A continuacin describiremos las zonas de subduccin y,en relacin con ellas, los mrgenes continentales activos y los arcos de islas, para terminar con las fallastransformantes y con los llamados puntos calientes.

8.4.1 DORSALES OCENICAS

Las dorsales ocenicas son unasalineaciones montaosas alargadas en cuyocentro, representado por las lneas gruesas dela Fig.8-27, se produce la creacin y expansindel fondo ocenico. Forman una red cuyalongitud total es de unos 60.000 km, es decir,una vez y media el permetro terrestre. Lacorteza ocenica representa los dos tercios dela superficie del planeta y la mitad de ella, es decir, un tercio del total, corresponde a los abombamientos

Figura 8-37- Perfil topogrfico a travs del Atlntico: a- conuna exageracin vertical de 40 a 1. b- sin exageracin vertical.c- sin exageracin y mostrando la curvatura de la tierra.

Relieve del fondo ocenico mostrando la disposicin de las dorsales.


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alargados que forman las dorsales ocenicas. El tercio restante es la corteza ocenica que se encuentraformando las llanuras abisales, a unos 5.500 m de profundidad media. El perfil topogrfico del ocanoAtlntico se muestra en la Fig.8-37. La dorsal mesoatlntica, a semejanza de las otras dorsales, es unacadena montaosa sumergida que se eleva entre 2.500 y 3.500 m sobre la llanura abisal, lo que implicaque en su centro alcanza una profundidad de unos 2.500 m. Su anchura total, entre las dos llanurasabisales de los lados, es de entre 1.000 y 3.000 km.

En el centro del abombamiento existe en muchasdorsales una especie de incisin o valle alargado que sedenomina rift valley o simplemente rift, palabra que significagrieta. El rift es en realidad una fosa tectnica limitada poruna serie de fallas normales (Fig.8-38). Su anchura es deunos 20 30 km y su profundidad con respecto a los bordeses de varios cientos de metros. Varias dorsales han sidoexploradas por medio de batiscafos, aparte de las tcnicasnormales de exploracin submarina, que incluyen ellevantamiento topogrfico del fondo, el dragado de muestrasy la realizacin de sondeos. Se sabe que las dorsales llamadaslentas, como la del Atlntico, que crean 1 a 2 cm de corteza

ocenica hacia cada lado al ao, tienen rift valley, pero que las rpidas, como las del Pacfico oriental,con una velocidad de expansin de hasta 18 cm/ao, carecen de l.

Figura 8-38- Formacin de corteza ocenica en una dorsal. Obsrvese la geometra de graben del rift y losdiferentes lechos de la corteza.

Figura 8-39- Seccin transversal de unafloramiento con pillow lavas y sedimentosencima. La forma de las almohadillas, con unsaliente hacia abajo, se debe a su encajamientoen las almohadillas depositadas previamente,antes de solidificarse.


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En el rift de las dorsales lentas e intermediasse encuentran volcanes, lavas baslticas recientesy fallas y grietas tambin recientes. Entre losbasaltos son tpicas las denominadas lavasalmohadilladas (pillow lavas), esferas ms omenos aplastadas que se forman al salir la lavapor una grieta en forma de grandes gotas aisladasque se van superponiendo unas a otras (Fig.8-39). Otra forma tpica de las lavas es en dedosde guante, especie de tubos curvos que seforman al desparramarse la lava desde los puntosde emisin. La lava debe salir al exterior a unos1.200C. En las dorsales rpidas, las lavasalmohadilladas son ms escasas, siendo frecuenteslas lavas muy fluidas (llamadas pahoehoe) quecubren grandes extensiones y rellenan irregularidades en la topografa submarina. Eso indica que suemisin se produjo a mayor T. Algunas de esas emisiones submarinas han sido filmadas en las dorsalesrpidas por los batiscafos. Muy caractersticas de estas dorsales son las surgencias hidrotermales,emanaciones de agua caliente (entre 60 y 400C) alrededor de las cuales se concentra una intensa vidaanimal que incluye unos caractersticos gusanos alargados que viven en una especie de vaina, crustceosy moluscos bivalvos. Las surgencias ms calientes llevan en disolucin gran cantidad de sulfuros, lo queles da el aspecto de fumarolas de humo negro.

Las dorsales ocenicas son zonas en las que se registra un flujo de calor elevado. El flujo de calores la cantidad de calor que pierde la Tierra y que se mide en HFU (heat flow units). Un HFU es unamicrocalora/cm2. seg. El flujo de calor medio en los continentes oscila entre 14 y 15 HFU y lo mismovale para la media de los ocanos. En las dorsales, el flujo es entre 3 y 10 veces mayor, y lo mismo valepara el gradiente geotrmico, que en las zonas prximas al centro de la dorsal es de unos 300C/km. Porotra parte, los rifts son zonas con cierta actividad ssmica (Fig.8-28), si bien los focos se localizan a pocaprofundidad, menor de 10 km en general.

Existe en la actualidad una gran cantidad de sondeos realizados en el fondo ocenico por laorganizacin JOIDES (Joint Oceanographic Institutions for Deep Earth Sampling, norteamericana enorigen y abierta posteriormente a la comunidad internacional), que lleva a cabo el programa ODP (OceanDrilling Program). La mayor parte de los sondeos perforaron una capa de sedimentos poco potente yvarios cientos de metros de rocas volcnicas baslticas, aunque algunos sondeos, de hasta 1.000 m, hanconseguido atravesar toda la capa volcnica y llegar a la capa inferior, constituida por diques decomposicin igualmente basltica. No obstante, la mayor parte de lo que conocemos sobre la corteza

Figura 8-40- Estructura en lechos de la corteza ocenica.


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ocenica proviene del estudio de las ofiolitas, que son rocas de origen supuestamente ocenico emplazadassobre los continentes. El proceso de emplazamiento de corteza ocenica sobre corteza continental sedenomina obduccin y es el opuesto a la subduccin.

Las ofiolitas se definen como un conjunto caracterstico de rocas bsicas y ultrabsicas que,cuando est completo, incluye una serie de capas o lechos. Estos lechos pueden correlacionarse con lostres que los geofsicos identifican en las cortezas ocenicas actuales por medio de las velocidades de lasondas ssmicas (Figs.8-38 y 8-40). El lecho 1 est compuesto por sedimentos, en parte derivados de laactividad volcnica en la zona del rift y en parte depositados a partir del agua del mar. Este lecho es msgrueso cuanto ms antigua es la corteza ocenica y, tambin, cerca de los mrgenes continentales. Suespesor es de varias decenas de metros a 1 km en las zonas alejadas de los mrgenes continentales y lavelocidad de las ondas P variable, entre 25 y 45 km/seg. El lecho 2 consiste en rocas volcnicasbaslticas (pillow lavas y pahoehoe) en su parte superior y en un complejo de diques en su parte inferior.Las lavas estn intruidas, en la parte inferior, por algunos de los diques (Fig.8-41). El espesor medio deeste lecho es de entre 1 y 2 km y la velocidad de las ondas de 51 km/seg. Particularmente interesante esel denominado complejo de diques compuesto exclusivamente por diques paralelos de diabasa que seintruyen unos a otros. En muchos afloramientos se ven zonas con slo medios diques, es decir, diquesque se abrieron por la mitad para que se emplazara otro dique, que a su vez se abri para dar paso a otroy as sucesivamente. El lecho 3 est formado por gabros, rocas intrusivas bsicas. En realidad, losgabros de este lecho se consolidan en gran parte por acumulacin gravitatoria de cristales en el fondo deuna cmara magmtica, por lo que se describen a menudo como acumulados. Su espesor suele ser deunos 3 o 4 km y la velocidad de las ondas de 68 km/seg.

Tanto las lavas del lecho 1, como las diabasas del lecho 2 y los gabros del lecho 3 tienen unacomposicin basltica toletica, caracterizada por ser rica en hierro y slice y pobre en sodio y potasio.En la base del lecho 3 se sita la discontinuidad de Mohorovicic y, por debajo, el manto ocenico,compuesto por rocas ultrabsicas, fundamentalmente harzburgitas, que son rocas compuestas por olivinomagnesiano (forsterita) y un ortopiroxeno tambin rico en magnesio. Estas rocas tienen menos componente

Figura 8-41- El complejo de diques del lecho 2 y su relacin con la capa de lavas.


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basltica que la que se supone para la media del manto superior (pirolita), por lo que se piensa quecorresponden a manto que se ha fundido parcialmente para dar los magmas baslticos que han formadola corteza ocenica. Por eso se dice que esta parte del manto superior subocenico est empobrecida encomponente basltico. La parte que queda por debajo del Moho se denomina a veces lecho 4 y secaracteriza por una velocidad de las ondas P de 81 km/seg. Este lecho suele mostrar una intensadeformacin dctil, por lo que sus rocas se denominan tectonitas.

El proceso de formacin de la corteza ocenica combina la fusin parcial del manto en la zonacentral de la dorsal y el ascenso de los magmas baslticos producidos, con el hecho de que la litosfera yacreada se va separando progresivamente. Por debajo del rift existe una o varias cmaras magmticas(Fig.8-38). Parte del magma sale al exterior al separarse la litosfera, formando las lavas, parte rellena lasfisuras, formando los diques, y parte se solidifica en la propia cmara magmtica, formando los gabros.La separacin abre continuamente grietas, de forma que los propios diques son abiertos despus desolidificarse para dar cabida a otros nuevos. Debido a las altas temperaturas y a la presencia de agua,que se filtra por las fracturas, la corteza ocenica recin formada puede sufrir transformacionesmetamrficas. El metamorfismo de fondo ocenico es, tpicamente, de grados muy bajo y bajo, aunque

en los lechos 3 y 4 puede alcanzar el grado medio. Es siempre de baja P, debido al elevado gradientegeotrmico, y a menudo se describe como hidrotermal, debido a la influencia que en l ejerce lacirculacin de agua muy caliente.

La litosfera mantlica por debajo del rift es muy delgada, y consiste en unos pocos kilmetros derocas harzburgticas. Esto es debido a que esa zona tiene un gradiente geotrmico elevado y, por tanto,una elevada T a poca profundidad. Lo que diferencia la litosfera mantlica de la astenosfera no es lacomposicin qumica o mineralgica, sino su diferente comportamiento ante los esfuerzos, causado porla diferencia de T. Se suele admitir que el lmite entre litosfera y astenosfera se sita en la isoterma de1.200C. Por debajo de esa isoterma, es decir, a ms T, las rocas se comportan como un lquido viscosoa largo plazo, aunque para las ondas ssmicas son un slido en el cual su velocidad es 1 km/seg menor

Figura 8-42- Aumento del espesor de la litosfera ocenica con la edad y el alejamiento progresivo de la dorsal.


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que en las inmediatamente superiores. A medida que las rocas se alejan del rift, se van enfriando, lo quehace que la isoterma de 1.200C est cada vez a mayor profundidad. Lo que sucede en realidad es querocas astenosfricas se van incorporando a la litosfera y sta es cada vez ms gruesa (Fig.8-42).

Como la litosfera mantlica est ms fra que la astenosfera, pesa ms, y cuanto ms gruesa es,ms pesa. Esto explica que el fondo ocenico descienda unos 3.000 m desde el rift hacia las llanurasabisales. La ecuacin que relaciona la profundidad del fondo ocenico en metros con la edad de lacorteza en millones de aos, vlida para cortezas de hasta 70 Ma es:

Profundidad = 2.500 + 350 edad . A partir de esa edad, la litosfera aumenta de grosormucho ms lentamente. El descenso del fondo ocenico con la edad de la corteza explica unos curiososedificios volcnicos troncocnicos denominados guyots, que son acumulaciones de material baslticoculminados en una meseta plana que a menudo tiene restos de antiguos arrecifes coralinos. De hecho sonvolcanes que se formaron cerca de la dorsal debido a un gran aporte de magma basltico localizado enalgunos puntos del rift o sus proximidades. Se elevaban originalmente ms de 2.500 m sobre el fondoocenico en el centro de la dorsal, por lo que su parte superior qued expuesta a la erosin, lo queexplica su superficie plana (Fig.8-43; la escala vertical est muy exagerada en la figura). A medida que secreaba nueva corteza, los volcanes se iban alejando al tiempo que se sumergan. Al principio, desarrollaron

Figura 8-43- Aumento progresivo de la profundidad del fondo ocenico con la edad de la corteza y origen de losguyots.


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arrecifes, hasta que la profundidad de su meseta superior era excesiva para el progreso de la vida de loscorales. Los guyots ms antiguos pueden encontrarse hoy con su meseta a ms de 2.500 m de profundidad,emergiendo de las llanuras abisales.

8.4.2 MRGENES CONTINENTALES PASIVOS Y RIFTS CONTINENTALES

Figura 8-44- Perfil caracterstico de un margen continental pasivo, con las velocidades de las ondas P en la cortezainferior y en el manto.

Figura 8-45- Evolucin de un margen continental pasivo a partir de la rotura de un continente y la formacin de unrift continental. Los sedimentos de rift estn representados con una trama de puntos. Los del prisma de acrecinestn con trama de puntos de menor densidad y con trazos. Los primeros son de plataforma y los segundos detalud y glacis.


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Los mrgenes continentales son las zonas, alrededor de los continentes, en las que se produce latransicin de la litosfera continental a la ocenica. Existen mrgenes de dos tipos fundamentales,denominados activos y pasivos. Los mrgenes pasivos son aquellos en los que no se produce subduccinde la corteza ocenica. Se llaman tambin inactivos y mrgenes de tipo atlntico, por ser caractersticosde las dos costas de este ocano. Estos mrgenes no son lmites de placa, por lo que registran unaactividad ssmica casi nula (Fig.8-28). Esencialmente, consisten en una corteza continental que ha sidoadelgazada hasta un tercio de su espesor normal (unos 10-12 km). El adelgazamiento es principalmentede origen tectnico y se ha producido por fallas normales en la parte superior y, probablemente, pormecanismos dctiles en la inferior (Fig.8-44). Las fallas normales son lstricas, sobre todo en la zonaprxima a la corteza ocenica. Sobre la corteza continental adelgazada se ha depositado una potenteserie de sedimentos denominada prisma de acrecin, que tambin reposa sobre la corteza ocenicaprxima al continente y sobre una zona intermedia en la que la corteza es transicional.

Los mrgenes pasivos se desarrollan siempre por fragmentacin de un continente, que se separaen dos o ms masas continentales nuevas. La separacin incluye en primer lugar un adelgazamiento delcontinente que se va a romper a lo largo de una o varias zonas alargadas denominadas rifts continentalesporque consisten, al igual que los ocenicos, en una zona abombada con una estrecha fosa en el centro.La Fig.8-45 muestra el proceso de particin de un continente, es decir, el inicio de un ciclo de Wilson. EnA, el continente se ha adelgazado debido a una tectnica extensional, formndose una serie de fosas o

Figura 8-46- Esquema en perspectiva de la creacin de un margen pasivo. En el dibujo inferior puede observarseun abanico profundo, y un can submarino formados en la prolongacin de un gran ro en el continente.


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grabens que se rellenan de sedimentos y rocas volcnicas (puntos). En B, la fragmentacin se hacompletado por creacin de una corteza ocenica en un rift ocenico que se sita donde antes estaba elrift continental. En C, los continentes se han separado y la evolucin del margen ha producido el prismade acrecin, en el cual los sedimentos son discordantes sobre los depositados previamente en el riftcontinental. La Fig.8-46 muestra el mismo proceso en una serie de esquemas tridimensionales.

Los rifts continentales actuales mejor desarrollados se encuentran en la parte oriental de Africa, lallamada regin de los Grandes Lagos, los cuales ocupan precisamente el fondo de los grabens. Sonzonas con sismicidad (Fig.8-28), aunque no muy profunda, que estn limitadas por grandes fallas aambos lados (Fig.8-46, arriba). La anchura puede ser de varias decenas de km y el fondo del rift puedeestar 2.000 m ms bajo que sus bordes. Los sedimentos en ellos son, naturalmente, continentales, y lasrocas volcnicas son muy frecuentes. El vulcanismo es bimodal, es decir, se compone de dos tiposprincipales de rocas: cidas y bsicas. Son muy tpicas las rocas alcalinas y peralcalinas, muy ricas ensodio, aunque entre las rocas bsicas son tambin comunes la toleticas.

La Fig.8-47 muestra el desarrollo de la sedimentacin en un margen continental a lo largo dediversos estadios. En el estadio de rift continental, se sedimentan rocas detrticas continentales queprovienen de la erosin de sus mrgenes y, si el rift se encuentra en una zona rida de la Tierra, tambinevaporitas. Las rocas sedimentarias se intercalan con las volcnicas en esta parte del proceso y lasvolcnicas se erosionan y sedimentan dando rocas vulcanosedimentarias. La separacin de los mrgenesdel rift suele ser lenta, del orden de 10 a 100 veces ms lenta que la de la corteza ocenica a ambos ladosde una dorsal. Los sedimentos pueden tener espesores de unos pocos miles de metros en estrechasbandas que coinciden con fosas tectnicas. Se denomina subsidencia al fenmeno que hunde el fondode una cuenca sedimentaria, permitiendo la acumulacin de sedimentos encima. En este primer estadio,la subsidencia es una consecuencia de la extensin de la corteza continental, que produce suadelgazamiento. El primer adelgazamiento, no obstante, se produce porque la corteza continental sufreun abombamiento de varios cientos de km de anchura, elevndose del orden de 1.500 m sobre su altitudprevia. El abombamiento es inmediatamente atacado por la erosin.

Un experimento diseado para generar un rift en miniatura.


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El estadio Mar Rojo se denomina as por ser la situacin que se da actualmente en este mar, quese est formando por separacin entre Africa y la Pennsula de Arabia. Se produce ya sedimentacinmarina, en general somera, es decir, de poca profundidad. Sin embargo, dado que el rift continentalestaba en el centro de una zona abombada, los bordes del ocano estn en general elevados, con lo cualla mayor parte del material que se erosiona no va a parar al nuevo ocano, sino que es evacuado ensentido contrario. Este fenmeno, que tambin se da en el primer estadio, est indicado por una flechacon una F en la Fig.8-47. En el caso del Mar Rojo, p. ej., los sedimentos que provienen de la erosin delborde africano van a parar al Nilo y acaban depositndose en el Mediterrneo. Los sedimentos formadosdurante este estadio son discordantes sobre los previos y no suelen ser muy potentes. Como en elestadio anterior, la causa de la subsidencia es el adelgazamiento cortical, que se lleva a cabo sobre todopor fallas normales lstricas. El giro progresivo de los bloques, simultneo con el movimiento de las fallas,produce semigrabens y una sucesin compleja de discordancias. En la cuenca marina pueden formarseedificios calcreos de origen orgnico y, debido a la actividad tectnica continuada, las calizas puedendeslizar pendiente abajo y resedimentarse a partir de corrientes de barro y arena que se denominan deturbidez, dando lugar a las llamadas turbiditas calcreas.

El estadio Mar Rojo es el ms interesante desde el punto de vista econmico, por varias razones.En primer lugar, la estrechez del mar impide que sus aguas participen de la distribucin mundial decorrientes, con lo que no se renuevan y, por tanto, permanecen estancadas. Esto permite la conservacin

Figura 8-48- Los cuatro estadios de evolucin de un margen continental pasivo.


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de la materia orgnica, que no se oxida, formndose los llamados sapropeles (acumulaciones de materiaorgnica en descomposicin), ricos en hidrocarburos y principal fuente del petrleo. Adems, las surgenciashidrotermales aportan componentes metlicos al fondo del mar, desarrollndose depsitos minerales,esencialmente de sulfuros. Finalmente, si el mar queda aislado y est en un clima rido, probablementeproducir depsitos evaporticos, si bien stos son ms caractersticos del estadio previo.

El estadio ocano estrecho (o mar interior) se caracteriza por la desaparicin de los bordeselevados del rift, con lo cual los sedimentos provenientes del continente van ya a parar al nuevo ocano.La sedimentacin detrtica es aqu muy importante, siendo este estadio el fundamental en el desarrollodel prisma de acrecin, el cual se compone de dos grandes conjuntos de sedimentos. En la plataforma,que es la zona sumergida hasta una profundidad de unos 200 m, los sedimentos son nerticos, es decir,someros y, en general, muy continuos. Se dan depsitos detrticos de areniscas y argilitas y depsitoscarbonatados derivados de edificios de origen orgnico. La suave pendiente de la plataforma se rompebruscamente dando lugar al talud que, luego, se contina por una pendiente progresivamente decrecientedenominada glacis submarino, hasta enlazar con el fondo ocenico de la llanura abisal. En el talud y elglacis los sedimentos son detrticos, pero de tipo turbidtico, es decir, depositados a partir de corrientesde barro y arena que se deslizan por el talud. El adelgazamiento cortical se exagera en la zona del talud,en el cual comienza la transicin entre las cortezas continental y ocenica, que se contina por debajo delglacis (Figs.8-45 y 8-47). Las turbiditas del talud y glacis se forman por el desarrollo de grandesabanicos submarinos profundos de sedimentos, los cuales suelen coincidir con la desembocadura degrandes rios en la costa y que se prolongan en el talud por caones submarinos que permiten el transportede los detrticos hasta la parta baja del prisma de acrecin (Fig.8-46, debajo).

El estadio de ocano estrecho puede incluir depsitos evaporticos, si una parte de la plataformaqueda aislada del mar abierto. Lo ms tpico de este estadio es, no obstante, el desarrollo de estructurasdiapricas a partir de las evaporitas depsitadas en los dos estadios previos. La participacin de unoceano de estas caractersticas en la distribucin mundial de corrientes marinas es limitada, por lo quepuede preservarse materia orgnica. Aunque los yacimientos petrolferos no suelen desarrollarse en esteestadio, se dan a menudo las llamadas pizarras bituminosas, argilitas con abundante materia orgnicaque pueden ser explotables como fuente de hidrocarburos.

Durante este estadio se produce una gran subsidencia, debida fundamentalmente al alejamientodel margen continental del rift ocenico. Se denomina a este fenmeno subsidencia trmica, por sercausado porque al alejarse la litosfera ocenica recin creada de la dorsal, se enfra y aumenta deespesor, con lo cual pesa ms y el ajuste isosttico hace que su superficie superior pierda altura y que lomismo suceda con el margen continental adyacente. Esta es la causa esencial de la desaparicin de losbordes elevados del rift.


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Finalmente, el estadio de ocano abierto, o Atlntico, se caracteriza por la participacin en ladistribucin mundial de corrientes submarinas. Esto impide la conservacin de la materia orgnica, quese oxida por la participacin de las aguas fras, bien oxigenadas. Las corrientes contornean los mrgenes,erosionando parte de los depsitos del talud y el glacis en algunos sitios y depositando esos materiales enotros en forma de las llamadas contornitas. El proceso diaprico iniciado en el estadio anterior puedecontinuar, pero este estadio carece de inters desde el punto de vista econmico.

Formado a lo largo de los diferentes estadios, el prisma de acrecin puede incluir varios kilmetrosde espesor de sedimentos. Los de la plataforma constituyen unos depsitos en forma de cua (punteadomenos denso en la Fig.8-45 C) que se denomina la cua clstica y que pueden alcanzar 10 a 12 km ensu parte ms gruesa. Los del talud y glacis pueden ser an ms potentes, hasta 15 o 18 km. Los procesossubsidentes que permiten una tal acumulacin ya han sido descritos en su mayora: adelgazamiento corticalpor abombamiento y erosin, adelgazamiento tectnico y subsidencia trmica. Hay adems unacomponente de la subsidencia debida al reajuste isottico provocado por los propios sedimentos: lasubsidencia por los dems mecanismos permite la sedimentacin, pero la pila sedimentaria formada creaun exceso de carga que se compensa por un ajuste isosttico que hunde an ms la litosfera, permitiendola continuacin de la sedimentacin.

Figura 8-48- Principales zonas de subduccin activas y volcanes con actividad en el ltimo milln de aos(puntos).


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8.4.3 ZONAS DE SUBDUCCIN, MRGENES CONTINENTALES ACTIVOS Y ARCOSDE ISLAS

Las zonas donde se consume corteza ocenica se han representado en la Fig.8-48. Como se ve,la mayor parte de ellas se hallan bordeando el Ocano Pacfico y coinciden con las zonas con mayoractividad ssmica (Fig.8-28) y volcnica del planeta (Fig.8-48). Son, adems, las nicas zonas donde seregistran terremotos profundos, hasta unos 700 km (Fig.8-25). Los terremotos son causados por lasubduccin de la litosfera ocenica, que se va introduciendo en el manto astenosfrico a velocidadescomparables a las de la expansin del fondo ocenico. Hay, por tanto, zonas de Benioff lentas y rpidas.Por otra parte, la convergencia de las placas no es siempre perpendicular a la fosa. Por el contrario, esfrecuente que el movimiento relativo sea oblicuo, actuando la zona de subduccin como una gran fallainversa con una componente de desgarre.

La Fig.8-49 muestra las caractersticas principales de una zona de subduccin. El primer elementoque resalta es el prisma de acrecin tectnico, llamado as para diferenciarlo del sedimentario quecaracteriza los mrgenes pasivos, y ms conocido como complejo de subduccin o cua de acrecin.Es un conjunto de sedimentos cabalgados sobre s mismos y que, a menudo, incluyen lminas o fragmentosde corteza ocenica (en negro). La fosa submarina (oceanic trench) es una depresin estrecha (unos100 km) y profunda (8 a 9 km como media, aunque puede llegar a 11 km), que se localiza en el frente delms exterior de los cabalgamientos, es decir, en el lmite entre la corteza ocenica indeformada y elcomplejo de subduccin. Los cabalgamientos son ms jvenes hacia la corteza ocenica que subduce y

Figura 8-49- Bloque diagrama esquemtico de una zona de subduccin y sus partes principales.


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se van formando a medida que nueva corteza, con su correspondiente lecho 1 sedimentario, va llegandoa la zona de subduccin. Los cabalgamientos ms jvenes son, por tanto, los inferiores, ya que elmecanismo de acrecin es de tipo piggy-back. Los ms viejos ocupan la parte superior de la pila y amenudo forman una especie de cresta llamada umbral externo (outer arc ridge) o rotura de pendientede la fosa (trench-slope break).

Cuando el complejo est bien desarrollado, el umbral externo puede llegar a emerger, dando unaalineacin de islas. Algunas zonas del complejo de subduccin estn formadas por una mezcla catica desedimentos y rocas volcnicas, que en parte es de origen sedimentario, por deslizamientos de pendiente,desmembracin de capas y mezcla de fragmentos, y en parte puede ser de origen tectnico, debida amltiples cizallas anastomosadas y superpuestas. Estas unidades se denominan mlanges y son muycaractersticas de los complejos de subduccin.

Aunque los cabalgamientos son la estructura ms caracterstica del complejo de subduccin, ensus partes profundas se produce tambin deformacin dctil, con desarrollo de clivajes. Las rocassedimentarias y la propia corteza ocenica, cuando alcanzan una profundidad de unos 25 a 40 km,sufren un metamorfismo de bajo grado y alta presin que los transforma en los denominados esquistosazules, as llamados por el desarrollo de glaucofana, un anfbol azul, en las rocas de composicin bsica.Ms abajo an, la corteza ocenica se transforma en eclogita.

Figura 8-50- Seccin de un margen continental activo.


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Por detrs del complejo de subduccinsuele existir una cuenca sedimentaria que sedenomina cuenca externa (fore arc basin) yque se nutre tanto del umbral externo, si estemergido, como, sobre todo, del siguienteelemento, el arco volcnico. Una vez dentrodel manto, la corteza ocenica subducida fundeparcialmente, debido a la temperatura, perotambin a que contiene bastante agua, lo quefavorece la fusin. Los magmas producidosatraviesan el manto y acaban llegando a lacorteza, donde extruyen formando un cinturnde volcanes muy activo. Los magmas del arcovolcnico son bsicos, intermedios y cidos,

formndose estos ltimos en la corteza continental por fusin inducida por el calor que aportan losmagmas bsicos. El magmatismo es tpicamente calcoalcalino, es decir, rico en calcio, y las rocas mscaractersticas, si bien no las ms abundantes, son las andesitas, algo ms ricas en slice que los basaltos.Los basaltos son, no obstante, las rocas volcnicas ms abundantes de muchos arcos.

El arco volcnico se forma aproximadamente en la vertical de la lnea donde la litosfera ocenicasubducida se encuentra a una profundidad de unos 100 km, es decir, a unos 100 km de la fosa en zonasde Benioff que buzan 45 y ms lejos en las que buzan menos. La parte de la corteza ocenica que nofunde, junto con la litosfera mantlica, se incorpora al manto astenosfrico a unos 800 km de profundidad,donde las temperaturas de la lmina descendente, que hasta esa profundidad eran ms fras, sehomogeneizan con las del manto en unos 2.200C. La zona del arco volcnico no slo se caracteriza porel vulcanismo. Gran cantidad de los magmas producidos no llegan a hacer efusin, cristalizando comorocas intrusivas. El calor que aportan induce en las rocas adyacentes un metamorfismo de alta T y bajaP, debido a que el gradiente geotrmico es muy alto. Por eso, la signatura metamrfica de las zonas desubduccin y sus arcos volcnicos asociados consiste en dos cinturones metamrficos emparejadosy paralelos: el de alta P en la zona de subduccin y el de baja P en el arco volcnico.

En el apartado anterior, veamos que la litosfera ocenica es cada vez ms gruesa y pesada cuantomayor es su edad. Este engrosamiento la torna inestable y provoca el inicio de la subduccin. De hecho,no existe ninguna corteza ocenica ms antigua de 180 Ma, salvo los fragmentos que fueron emplazadossobre los continentes y que denominamos ofiolitas. Estos fragmentos representan slo la cienmilsimaparte de la corteza ocenica creada a lo largo del Fanerozoico, por lo que prcticamente toda la cortezaocenica creada desde hace 540 Ma hasta hace 180 Ma ha sido consumida. La densidad de la litosferaocenica (fra) es 006 gr/cm3 mayor que la de la astenosfera, por lo que siempre tiene tendencia ahundirse. No obstante, para hacerlo necesita romperse, y los esfuerzos necesarios

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DERIVA CONTINENTAL Y TECTÓNICA