tectonica de placas - trabajo word
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LA TECTONICA DE PLACAS
1. OBJETIVOS:
Los participantes estarán en la capacidad de conocer la dinámica de la tectónica de placas, sus
principales teorías de sus movimientos y crecimiento de los continentes.
1.1. Conocer la dinámica de la tectónica de placas.
1.2. Reconocer las principales teorías del movimiento de las placas tectónicas.
1.3. Determinar la dinámica de las fronteras o bordes de as placas tectónicas y sus causas.
2. FUNDAMENTO TEORICO:
Se denomina placas a cada una de las porciones de la litosfera terrestre que se mueve de
forma independiente. Poseen forma de casquete esférico y unos límites definidos por
procesos intensos de sismicidad y vulcanismo. Se les denomina litosféricas pues afectan tanto
a la corteza, cómo a la parte superior del manto que se desplaza de forma solidaria con esta.
La tectónica de placas (del griego τεκτονικός, tektonicós, "el que construye") es una teoría
geológica que explica la forma en que está estructurada la litósfera (la porción externa más
fría y rígida de la Tierra). La teoría da una explicación a las placas tectónicas que forman la
superficie de la Tierra y a los desplazamientos que se observan entre ellas en su movimiento
sobre el manto terrestre fluido, sus direcciones e interacciones. También explica la formación
de las cadenas montañosas (orogénesis). Asimismo, da una explicación satisfactoria de por
qué los terremotos y los volcanes se concentran en regiones concretas del planeta (como el
cinturón de fuego del Pacífico) o de por qué las grandes fosas submarinas están junto a islas y
continentes y no en el centro del océano.
El contacto por fricción entre los bordes de las placas es responsable de la mayor parte de los
terremotos. Otros fenómenos asociados son la creación de volcanes (especialmente notorios
en el cinturón de fuego del océano Pacífico) y las fosas oceánicas.
Las placas tectónicas se componen de dos tipos distintos de litosfera: la corteza continental,
más gruesa, y la corteza oceánica, la cual es relativamente delgada. La parte superior de la
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litosfera se le conoce como Corteza terrestre, nuevamente de dos tipos (continental y
oceánica). Esto significa que una placa litosférica puede ser una placa continental, una
oceánica, o bien de ambos, si fuese así se le denomina placa mixta.
3. TECTONICA DE PLACAS
La mecánicamente rígida capa externa de la Tierra, la litosfera, está fragmentada en piezas
llamadas placas tectónicas. Estas placas son elementos rígidos que se mueven en relación uno
con otro siguiendo uno de estos tres patrones: bordes convergentes, en el que dos placas se
aproximan; bordes divergentes, en el que dos placas se separan, y bordes transformantes, en
el que dos placas se deslizan lateralmente entre sí. A lo largo de estos bordes de placa se
producen los terremotos, la actividad volcánica, la formación de montañas y la formación
de fosas oceánicas. Las placas tectónicas se deslizan sobre la parte superior de la astenosfera,
la sólida pero menos viscosa sección superior del manto, que puede fluir y moverse junto con
las placas, y cuyo movimiento está fuertemente asociado a los patrones de convección dentro
del manto terrestre.
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Las 7 placas más grandes son
La Pacífica, Norteamericana, Euroasiática, Africana Antártica, Indoaustraliana y Sudamericana.
Otras placas notables son la Placa Índica, la Placa Arábiga, la Placa del Caribe, la Placa de
Nazca en la costa occidental de América del Sur, y la Placa Escocesa en el sur del Océano
Atlántico. La placa de Australia se fusionó con la placa de la India hace entre 50 y 55 millones
de años. Las placas con movimiento más rápido son las placas oceánicas, con la Placa de
Cocos avanzando a una velocidad de 75 mm/año y la Placa del Pacífico moviéndose 52–
69 mm/año. En el otro extremo, la placa con movimiento más lento es la placa eurasiática, que
avanza a una velocidad típica de aproximadamente 21 mm/año.
Placas tectónicas de la Tierra
Nombre de la placa Área 106 km2
Placa Africana78.0
Placa Antártica 60.9
Placa Indoaustraliana47.2
Placa Euroasiática67.8
Placa Norteamericana 75.9
Placa Sudamericana43.6
Placa Pacífica103.3
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3.1 LA DERIVA CONTINENTAL1
Durante los siglos XIX y XX, hasta la década de 1960 en que se aceptó la tectónica de
placas, se produjeron numerosas controversias entre una mayoría de científicos que
defendía la permanencia de los continentes en su localización actual (fijistas) y quienes
propugnaban que estos se habían desplazado grandes distancias a lo largo del tiempo
(movilistas). La suposición de que gigantescas masas, como los continentes, pudieran
haberse desplazado miles de kilómetros parecía, en principio, descabellada, pero había
indicios que apuntaban en esa dirección, el más sugestivo de ellos era el incuestionable
parecido entre las costas atlánticas de África y Sudamérica.
El meteorólogo alemán Alfred Wegener fue el primero que reunió pruebas para explicar el
parecido entre ambos continentes y demostrar que estuvieron unidos en el pasado.
Descubrió que el encaje era mucho mejor si unía los continentes por sus plataformas
continentales en vez de por sus costas; pero el parecido no se limitaba a esto. Cuando
Wegener ensambló ambos continentes, comprobó que había cordilleras, con rocas de la
línea de unión.
En 1912, Wegener presentó una revolucionaria hipótesis movilista: la deriva continental.
Según esta, hacía unos 200 millones de años todos los continentes habían estado unidos
en uno solo, al que denominó Pangea, palabra que significa <<toda la tierra>>.
1 Es el desplazamiento de las masas continentales unas respecto a otras.
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LA HIPOTESIS DE LA DERIVA CONTINENTAL
Según la hipótesis de Wegener, los continentes, formados por una corteza más ligera,
resbalaban o se deslizaban sobre una capa continua y más densa que conformaba los
fondos oceánicos y se promulgaba bajo ellos. Aunque reunió pruebas que apoyaban la
existencia de Pangea en el pasado, Wegener no aportó ninguna fuerza convincente capaz
de mover los continentes, por lo que su hipótesis fue rechazada.
PRUEBAS DE LA DERIVA CONTINENTAL
Wegener reunió gran cantidad de indicios que probaban la existencia de Pangea en el
pasado:
Pruebas paleontológicas: Estaban
basadas en la presencia, en
continentes actualmente alejados, de
fósiles de organismos terrestres como
reptiles o plantas que en ningún caso
hubieran podido atravesar los océanos
que hoy les s eparan. La presencia de
estos fósiles se explicaría si esos
continentes hubieran estado unidos
durante la existencia de estos organismos.
Pruebas geológicas: Al encaje entre las
costas de los continentes que mejoraba
cuando se unían por las plataformas-
cabe añadir la continuidad de
determinados tipos de rocas a uno y
otro lado de la línea de unión.
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Pruebas paleoclimáticas: Rocas como el carbón y sedimentos como los depositados
por glaciares nos informan sobre el clima del pasado. Cuando Wegener reunió los
continentes de Pangea, comprobó cómo las tierras situadas en torno al polo Sur
poseían morrenas de esa edad (carbonífero) mientras que en los actuales continentes
del hemisferio norte, que ocupaban una posición ecuatorial en el pasado, crecían
entonces vastas selvas, como lo probaban sus grandes yacimientos de carbón. Tuvo
que pasar medio siglo desde la publicación de la hipótesis de la deriva continental para
que la idea del desplazamiento de los continentes fuera aceptada. La hipótesis quedó
incluida así en una teoría mucho más elaborada: LA TECTÓNICA DE PLACAS. A ello
contribuyó decisivamente el estudio de los fondos oceánicos y de la distribución de
terremotos y volcanes.
3.2 CRECIMIENTO DEL PISO OCEÁNICO
Esta teoría fue elaborada gracias a que entre 1950 y 1960, geólogos marinos usando los
datos proporcionados por el sonar para cartografiar el fondo marino del Atlántico Norte y
el Pacífico, descubrieron una serie de cadenas montañosas submarinas (dorsales centro
oceánicas) que se extienden miles de kilómetros por el fondo marino como se muestra en
la imagen inferior.
La expansión de los fondos oceánicos o expansión del piso marino ocurre en las dorsales
oceánicas, donde se forma nueva corteza oceánica mediante actividad volcánica y el
movimiento gradual del fondo alejándose de la dorsal. Este hecho ayuda a entender la
deriva continental explicada por la teoría de la tectónica de placas.
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Las dorsales oceánicas: son grandes
elevaciones submarinas situadas en la parte
central de los océanos de la Tierra. Tienen una
altura media de 2000 a 3000 metros y poseen
un surco central, llamado rift, por donde sale
magma continuamente desde la astenosfera,
a través de las fisuras del fondo del océano, y
forma nuevos volcanes y porciones de corteza
oceánica.
Teorías anteriores (por ejemplo, la de Alfred Wegener) sobre la deriva continental
suponían que los continentes eran transportados a través del mar. La idea de que el propio
fondo marino se mueve (y arrastra a los continentes con él) mientras se expande desde un
eje central fue propuesta por Harry Hess de la Universidad de Princeton en los años 1960.
La teoría se acepta ampliamente en la actualidad, y se cree que el fenómeno es causado
por corrientes de convección en la parte débil y plástica de la capa superior del manto
(denominada astenosfera en la definición clásica).
Casi siempre, la expansión del fondo marino comienza como un rift en una placa
continental, similar al Valle del Rift existente en la actualidad en África Oriental, entre el
Mar Rojo y los Grandes Lagos Africanos. El proceso comienza con un calentamiento en la
base de la placa continental que la convierte en un material más plástico y menos denso.
Ya que los objetos menos densos "flotan" sobre los más densos, como prevé la isostasia, el
área que se calienta se abomba, transformándose en una amplia bóveda ("domo" o
cúpula). A medida que se alza, se producen fracturas que gradualmente se convierten en
rifts. El sistema de rifts típico consiste en tres brazos divergentes, separados cada uno por
120º de circunferencia. Estas grandes áreas se denominan "encrucijada triple" (triple
junction) y pueden hallarse en varios lugares del mundo en la actualidad, siendo
fácilmente identificables en los mapas; por ejemplo: Mar Rojo-Golfo de Adén-Valle del Rift,
o Valle del Níger-costas africanas del Golfo de Guinea (donde se abrió el Atlántico,
separándose América del Sur).
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3.3 EL MOSAICO DE PLACAS TECTÓNICAS
El fondo de los océanos está recorrido por franjas longitudinales de montañas volcánicas
basálticas, los dorsales oceánicos, con una fosa en medio, el rift. Bajo estas dorsales, la
corteza terrestre o litosfera, rígida y con un espesor de 50 a 100 km, presenta fisuras por
donde asciende basalto procedente de la astenosfera. Es ésta una capa subyacente de 700
a 800 km de espesor, recorrida por corrientes de convección, “motores” de la deriva, que
han provocado la rotura de la litosfera y el ascenso de enormes cantidades de basalto.
Este relieve litosferico asemeja un gigantesco mosaico el cual tiene sus bordes en
constante dinámica los cuales se clasifican en:
3.3.1 Bordes divergentes
En tectónica de placas un borde o límite divergente es el límite que existe entre
dos placas tectónicas que se separan. Conforme las placas se alejan entre sí, nuevo
material asciende desde el manto, en el interior de la Tierra, creando nueva
corteza y litosfera, por lo que también recibe el nombre de borde constructivo.
Son zonas de separación de placas
litosféricas (por eso los llamamos
divergentes) y en ellos se genera
nueva litosfera oceánica, por eso
también los llamamos bordes
constructivos.
Los límites divergentes coinciden con
dos zonas geológicas características:
Las dorsales oceánicas
Los valles de rift o rift-valleys
3.3.2 Bordes convergentes
Un borde convergente o destructivo es el borde de choque entre dos placas
tectónicas. Cuando en el borde convergente una de las placas de la litosfera se
hunde debajo de la otra consumiéndose en el manto se habla de subducción. Este
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tipo de bordes lleva a la formación de cordilleras y está asociado con zonas de
actividad volcánica y sísmica originadas por la fricción de las dos placas.
Convergencia oceánica – continental Convergencia oceánica - continental
Tipos de bordes convergentes
Convergencia oceánica-continental:
Una placa con corteza oceánica colisiona con una placa con corteza continental la
cual, al ser más ligera, "flota" sobre la oceánica que se hunde (subduce) en el
manto.
Convergencia oceánica-oceánica:
Dos placas con corteza oceánica colisionan. Una placa subduce bajo la otra
iniciándose la fusión y la actividad volcánica como en la convergencia oceánica-
continental; los volcanes crecen desde el fondo oceánico originando cadenas de
edificios volcánicos que emergen como islas, conocidas como arco de islas
volcánicas.
Convergencia continental-continental:
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Cuando una placa oceánica en subducción contiene también litosfera continental,
la subducción continuada acabará uniendo los dos bloques continentales que,
dado que ambos flotan en la astenosfera, colisionarán.
3.3.3 Bordes de transformación
Falla transformante o borde transformante es el borde de desplazamiento lateral
de una placa tectónica respecto a la otra. Su presencia es notable gracias a las
discontinuidades del terreno.
Este tipo de fallas conecta las dorsales
mesoceánicas, otras simplemente acomodan
el desplazamiento entre placas continentales
que se mueven en sentido horizontal. La falla
transformante más conocida es la Falla de San
Andrés, en California (EE. UU.). (Fallas
transformantes líneas rojas)
La falla o borde transformante se produce en los bordes pasivos de una placa
tectónica y se caracteriza por ser una falla de desplazamiento horizontal, donde las
placas se desplazan una al lado de la otra debido a la expansión del suelo oceánico
sin producir ni destruir litosfera.
3.3.4 Combinación de bordes de placas
En determinadas circunstancias, se forman zonas de límite o borde, donde se unen
tres o más placas formando una combinación de los tres tipos de límites.
3.4 VELOCIDAD DE MOVIMIENTO
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Las placas tectónicas se desplazan unas respecto a otras con velocidades de 2,5
cm/año2 lo que es, aproximadamente, la velocidad con que crecen las uñas de las
manos. Dado que se desplazan sobre la superficie finita de la Tierra, las placas
interaccionan unas con otras a lo largo de sus fronteras o límites provocando
intensas deformaciones en la corteza y litosfera de la Tierra, lo que ha dado lugar a
la formación de grandes cadenas montañosas (por ejemplo las cordilleras de
Himalaya, Alpes, Pirineos, Atlas, Urales, Apeninos, Apalaches, Andes, entre muchos
otros) y grandes sistemas de fallas asociadas con éstas (por ejemplo, el sistema de
fallas de San Andrés).
3.4.1 Geometría del movimiento de las placas
El movimiento de las placas se realiza por medio de rotaciones en torno a un eje o
polo que pasa por el centro de la Tierra. El problema geométrico del movimiento
de las placas consiste en establecer los polos de rotación de cada una de ellas y su
velocidad angular. La actual división de los continentes, es debida a una
fracturación que se inicia hace unos doscientos millones de años (Triásico).
Durante esta constante fracturación se produjeron las fases de Orogenia,
presentes en los márgenes de las placas de colisión (convergencia), por
plegamiento de los sedimentos depositados en las plataformas continentales
(ejemplo, Cordillera Andina).
Se sabe que el movimiento de placas es debido a la rotación en torno a un eje y
sobre un superficie esférica, de placas rígidas.
2 Read HH, Watson Janet (1975). Introduction to Geology. New York: Halsted. pp. 13-15
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Teniendo en cuenta la geometría de Euler, cualquier desplazamiento de una placa,
puede considerarse como una rotación alrededor de un eje que pasa por el centro
de la esfera y que corta en dos puntos opuestos (polos de rotación). Cualquier
punto de una placa en rotación describe un círculo que corresponde a una línea de
latitud alrededor de los polos de rotación. Conocido el polo de rotación de una
placa con respecto a otra superficie fija, puede establecerse el límite que las
separa. Así, los límites pasivos coinciden con las líneas de latitud correspondientes
al eje de rotación, mientras que las líneas constructivas (dorsales) y destructivos
(zona de Benioff) serán oblicuas (normales) a ellas, las fallas transformantes serán
paralelas a las líneas de latitud. Esto explica la localización de las dorsales y el
movimiento de las placas, pudiendo así reconstruir la posición inicial de las placas.
La velocidad de desplazamiento de una placa será proporcional a la distancia al eje
de rotación, por lo tanto, variando desde 0° en el polo de rotación, hasta un valor
máximo en un ángulo de 90° del polo de rotación, es decir, en el Ecuador. Como
consecuencia de esto, la velocidad al lo largo de un límite constructivo será
constante, sino tanto más pequeña cuanto mayor sea la latitud, es decir, cuanto
menor sea la distancia a los polos de rotación.
Como ejemplo de lo que se acaba de exponer, se podría citar la dorsal medio-
atlántica, que presenta, como ya se ha indicado, el límite de separación entre las
placas americana, euroasiática y africana. En este caso, la velocidad de
desplazamiento varía desde 1 cm/flanco-año cerca del polo de rotación, hasta el
doble a 90° del polo de rotación.
3.5 ACRECIÓN DE TERRENOS DE MICROCONTINENTES
La litosfera continental no se destruye, permanecen para siempre a flote en la superficie
terrestre. Aunque también los continentes tiendan a crecer, fenómeno que se denomina
como acreción continental. No obstante, los continentes sí que son erosionados por los
agentes geológicos como los ríos, los glaciares, las aguas salvajes o el oleaje y, la mayoría
de los materiales así arrancados, tarde o temprano acaban en el mar que rodea el
continente.
Una vez en el mar, suelen depositarse en la plataforma continental, y allí pueden
permanecer durante millones de años, sobre todo si se trata de una plataforma estable,
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pero con frecuencia son arrastrados por las corrientes hacia mar adentro y acaban
cayendo por el talud continental hasta el fondo oceánico. Estos depósitos forman una
primera etapa del crecimiento de los continentes en forma de prismas adosados a su
talud, que podemos llamar etapa de acreción sedimentaria.
Si el margen del continente es estable, los sedimentos permanecen allí, pero si comienza
la subducción, entonces los sedimentos son empujados contra el continente, se incrustan
contra el talud, sufren un metamorfismo de alta presión y quedan definitivamente
adosados a la litosfera continental que, de esta forma, ha visto incrementada su extensión.
Esta etapa podemos llamarla de acreción tectónica.
Si la subducción trae hasta este continente otra placa continental y acaban colisionando, el
orógeno resultante contendrá los sedimentos que había entre ambas, es decir, sus
respectivos prismas sedimentarios, tal vez metamorfizados.
Al estudiar el orógeno, no resulta extraño por lo tanto, encontrar mezclados materiales
que se formaron en lugares diferentes del mundo; son los sedimentos que cada placa traía
al pie de su talud o en el borde de su plataforma, y que se encontraron en el centro mismo
de la colisión. La acreción sedimentaria, la acreción tectónica y la colisión de placas son
procesos que contribuyen a la acreción continental y que van pues aumentando la
extensión de las placas continentales.
3.6 RECONSTRUCCIÓN DE LOS SUPERCONTINENTES
Como suele suceder siempre que las ciencias progresan, con los nuevos descubrimientos
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surgen nuevas inquietudes. Hemos pasado de una concepción estática del mundo a un
mundo tan cambiante que dejaría asombrado a Heráclito con su panta rei. Nada es
duradero en la escala del tiempo geológico, ni siquiera la faz del planeta ha permanecido
estable. Con la continua mudanza ha ido penetrando las ciencias de la Tierra un cierto
grado de catastrofismo que tuvo su puesta de largo con la demostración del impacto
finicretácico, hace 65 Millones de años, realizada por Walter Alvárez
Con la teoría surgieron muy pronto dos cuestiones estrechamente relacionadas y aún no
completamente resueltas sobre las que se viene trabajando intensamente desde los años
noventa: 1) cómo y cuándo se ha formado la corteza continental y 2) si la agrupación de
todos los bloques de corteza continental en un solo conjunto ha sucedido más veces en la
historia del planeta y desde cuándo. La segunda pregunta había tenido una respuesta
inicial con la reconstrucción de Pangea y su ubicación temporal entre 300 y 250 Millones
de años, desde el final del Carbonífero al Triásico. La posibilidad de agrupaciones
anteriores a Pangea se sugirió muy pronto, en 1970, por Valentine & Moores que
sugirieron una agrupación de continentes antes del Cámbrico a la que dieron el nombre de
Pangea I, indicando que su fragmentación había proporcionado plataformas continentales
como medio para la diversificación de formas de vida. Bastantes años después, en 1990,
McMenamin & McMenamin dieron a esa agrupación continental el nombre de Rodinia
derivado de una palabra rusa rodit que significa engendrar, porque se le suponía el origen
de los bloques continentales y el lugar donde se engendró la explosión de la vida que
caracteriza el Fanerozoico. Durante los primeros noventa se abrió decididamente ese
ámbito de investigación con los trabajos de Moores, Dalziel, y Hoffman (todos en el 1991)
que publicaron las primeras configuraciones de Rodina (Li et al. 2008).
¿Cómo se reconstruyen los continentes del pasado? No es fácil, porque su posición, su
forma y las relaciones entre ellos han cambiado considerablemente con el tiempo.
La primera herramienta es el recuerdo magnético de las rocas que conservan memoria de
la orientación del polo magnético en el momento de su cristalización.
Partiendo de que el eje magnético del planeta es semejante al actual y no ha cambiado de
posición, es posible situar las indicaciones paleo-magnéticas en latitud, pero no en
longitud. Sin embargo, como el polo magnético cambia de Norte a Sur, la orientación
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recordada en las rocas puede corresponder al hemisferio Norte o al Sur, lo que hace
posible dos configuraciones con respecto al Este u Oeste.
Siguiendo el desplazamiento de los polos magnéticos registrados a lo largo del tiempo
(deriva polar aparente, APW, en siglas inglesas) se pueden deducir los movimientos del
cratón al que pertenece la roca examinada. Se dispone de bases de datos con los polos
paleomagnéticos de diferentes momentos para una gran parte de los cratones.
En segundo lugar, la existencia de estructuras o formaciones rocosas características:
cabalgamientos, cadenas de montañas, fallas, enjambres de diques basálticos o cuencas
sedimentarias que enlazan desde un continente a otro, es una evidencia de su continuidad
en el pasado. La aparición de estas continuaciones en bloques separados permite
unirlos en un ajuste que debe coordinarse con otros ajustes y combinaciones.
A ello se suma toda una batería de análisis isotópicos que permiten establecer fechas,
orígenes y condiciones en que se han formado las rocas, como los zircones o las
valoraciones Sa/Nd, edades U-Pb, etc. Con ellas se pueden establecer los momentos de
formación y dispersión de las agrupaciones continentales.
Los zircones son cristales que se forman al solidificarse las rocas de las corteza,
fundamentalmente las rocas félsicas, del tipo de los granitos, que tienen las particularidad
de no cambiar, conservando la memoria del momento de su cristalización aunque la roca
de la que formaban parte hay sido destruida y los cristales incorporados a depósitos
sedimentarios, soportando incluso algún proceso metamórfico.
Esta particularidad ha servido para intentar fechar rocas desaparecidas a través de sus
restos incluidos en otras rocas o recogidos entre los materiales transportados por los ríos
hasta su desembocadura (zircones detríticos).
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Aunque esta historia de los supercontinentes es muy moderna y esta en continua revisión
para la mayor parte de los casos.«Todos los continentes mas antiguos que Pangea son
conjeturales tanto en la existencia como en la paleogeografía» dicen Reddy & Evans
(2012). hemos visto que el tiempo que dura la existencia de unos u otros
supercontinentes, como la configuración que se les atribuye y las piezas que en ellos se
integran son discutibles, y de hecho se discuten, habiendo varias soluciones para cada
caso. Sin embargo, es un campo científico que está en plena evolución y lógicamente las
preguntas son mas numerosas que las respuestas. Pero la investigaciones de los
supercontinentes no es banal pues aporta sugerencias y respuestas a varias cuestiones:
Los supercontinentes se relacionan con el comportamiento del manto y de la investigación
pero también acerca de los modelos de circulación del manto y de su evolución térmica.
Las investigaciones sobre el paleomagnetismo y el eje terrestre se relacionan con
importantes campos de la Geofísica.
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También hay respuestas sobre las cadenas de montañas, los arcos de islas y sobre las rocas
de la corteza, el metamorfismo y toda una serie de cuestiones en interacción con la
tectónica de placas de las que la investigación de los supercontinentes es hija.
Los supercontinentes, o más exactamente el inicio de su fragmentación, están
relacionados con los principales acontecimientos en la evolución de la biosfera.
Rodinia se asocia con la explosión de Edicara, con la aparición de los primeros animales
complejos.
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Configuración de Rodinia según Dalziel (1995). Los relieves corresponden a los orógenos de edad Grenville resultado de la agrupación de los componentes de Rodinia. Configuración de Rodinia según Dalziel (1995). Los
relieves corresponden a los orógenos de edad Grenville resultado de la agrupación de los componentes de Rodinia.
Pannotia o Gondwana, con la explosión cámbrica y Pangea con la diversificación de
las plantas los dinosaurios y la ocupación de los hábitat terrestres por grandes animales.
Igualmente, los supercontinentes tienen una relación directa con las glaciaciones.
Aunque haya otras razones concomitantes no deja de ser una evidencia que las
glaciaciones han estado relacionadas con la situación circumpolar de una o dos grandes
piezas continentales.
No es casual que la glaciación actual, la llamada cuaternaria, que en realidad es cenozoica,
pues ya tiene más de 40 Ma, se relacione con una gran masa continental el torno al Polo
Norte y un extenso continente centrado en el Polo Sur. Parece que las grandes
glaciaciones que acompañaron a la fragmentación de Rodinia no contaron con ese apoyo,
pero no es artículo de fe que entre 750 y 600 Ma de años no hubiese ningún conjunto
continental en situación circumpolar. Todo ello sin contar el efecto que tanto la
amalgamación como la fragmentación tienen en la formación de montañas y en la
creación de zonas elevadas que pueden soportar hielos incluso en climas relativamente
cálidos.
En el plano puramente económico las investigaciones sobre los supercontinentes tienen
una proyección directa sobre los recursos minerales y en especial sobre minerales raros y
preciosos, así como en la geología del petróleo. Por último, aunque sea intrascendente en
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apariencia, la historia de los supercontinentes excita la curiosidad pues plantea un
formidable reto a la imaginación e impulsa la fantasía. Los nombres de los
supercontinentes han proporcionado una amena nomenclatura para los mundos
Imaginarios de la literatura y los cómics.
Basta escribir en un buscador cualquiera de los nombres que se ha mencionado u otros a
los que no se ha hecho alusión para advertir la proyección y el alcance que tienen en una
gran diversidad de ambientes.
3.1 EL MECANISMO DE MOVIMIENTO DE LAS PLACAS TECTÓNICAS
En su teoría de la deriva continental, Wegener invocaba como origen de las fuerzas que
desplazan los continentes, principalmente aquellas que se derivan de la rotación de la
Tierra y mareas, aunque también llegó a mencionar las corrientes de convección térmica
en el interior del manto. El movimiento de los continentes se concebía entonces como el
de bloques de material rígido ligero, flotando sobre un sustrato viscoso más denso.
En la tectónica de placas, como ya se ha mencionado, los continentes forman parte de las
placas litosféricas, cuyo espesor es de unos 100 km y que forman realmente las unidades
dinámicas.
Los diversos sistemas de fuerzas que se han propuesto para explicar el desplazamiento de
las placas se pueden reducir a cuatro. Los dos primeros están formados por fuerzas que
actúan en los márgenes y en ellas puede actuar el efecto de la gravedad. Las placas o bien
son empujadas desde los centros de extensión o dorsales por la acción de cuña del nuevo
material que surge del manto, o arrastradas desde las zonas de subducción por el peso de
la capa buzante que ha adquirido una mayor densidad que la del medio que la rodea.
Los otros dos se derivan de la existencia de corrientes de convección térmica, bien en todo
el manto o sólo en su parte superior. En el primero de estos mecanismos, las corrientes de
convección del manto arrastran la placa litosférica por medio de un acoplamiento viscoso
en su superficie interna. Como mostró McKenzie, una forma modificada de este
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mecanismo, propuesto por Orowan y Elsasser, en 1967, y después por Oxburg y Turcotte,
incorpora la placa litosférica a la corriente misma de convección de material caliente y
viscoso del manto superior.
En sentido contrario a estas fuerzas se encuentran las que deben ser superadas para
producir el movimiento. Entre ellas están las que se oponen a la penetración de la capa
buzante en el manto, sobre todo cuando ésta llega a su profundidad máxima y las que
actúan en el frente de subducción, por la resistencia de la placa oceánica a doblarse hacia
abajo y sobre la parte continental empujándola hacia atrás.
4. CONCLUSIONES:
- Después de realizar el presente trabajo se llego a identificar y conocer la dinámica de la
tectónica de placas.
- También se llego a reconocer los las principales teorías del movimiento de placas, como la
teoría de deriva continental, el crecimiento continental.
- Además, se determino la dinámica de los bordes de las placas tectónicas, su actividad, su
clasificación y su papel determinante en la orogénesis.
5. DISCUSIÓN
Un cratón o cratógeno (del griego Kraton, con el significado de cuenco muy plano) es una
masa continental llegada a tal estado de rigidez en un lejano pasado geológico que, desde
entonces, no ha sufrido fragmentaciones o deformaciones, al no haber sido afectadas por
los movimientos orogénicos. Por tal motivo los cratones tienden a ser llanos, o presentan
relieves bajos con formas redondeadas y de rocas frecuentemente arcaicas. A los
cratones submarinos se les llama nesocratones.
Cratones con su edad de formación (texto en italiano). El término cratón es usado para
distinguir la porción interna estable de la corteza continental respecto de aquellas
regiones orogénicas (márgenes continentales, cuencas sedimentarias y orógenos), las
cuales son cinturones lineales de acumulación y/o erosión de sedimentos sujetos a
la subsidencia (cuencas) y/o al levantamiento (cadenas de montañas). Los extensos
cratones centrales de los continentes pueden consistir tanto de escudos y plataformas,
como de la base cristalina. Un escudo es la parte de un cratón en el cual las
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rocas precámbricas surgieron extensivamente en la superficie. En contraste, la plataforma
de la base está cubierta por sedimentos horizontales y sub horizontales.
Los cratones están divididos geográficamente en provincias o zonas geológicas. Éstas son
entidades espaciales con atributos geológicos comunes. Una provincia puede incluir un
único elemento estructural dominante, como una cuenca, o un número de elementos
relacionados contiguos. Las zonas adjuntas pueden ser similares en estructura pero se
pueden separar debido a diferentes historias geológicas.
La teoría (ya comprobada de un modo absoluto) de la tectónica de placas considera a cada
cratón como una especie de "balsa" de roca ligera (proveniente inicialmente de la
cristalización en épocas primordiales del planeta de magmas) flotante sobre el
semifundido y plástico manto del planeta, en torno a la cual se acrecionarían, cual espuma
en una olla de sopa en convección térmica, sedimentos (provenientes de la meteorización,
erosión y transporte de rocas ígneas) y fragmentos litosféricos (terrenos y/o
microcontinentes).
La intrusión de magma en estos (proto) continentes, debida a
la subducción y fusión de corteza oceánica(basáltica) rica en agua, sería el origen de
las andesitas y granitos, así como de las rocas metamórficas, constituyentes
fundamentales de la litosfera continental, es decir, de los continentes.
Los cratones serían en resumen, los protocontinentes a partir de los cuales se formaron los
primeros continentes, por acreción en sus márgenes subductivos e intrusión magmática.
Por ello los cratones se encuentran frecuentemente en los centros/núcleos de los
continentes actuales, y están típicamente rodeados de los cinturones orogénicos, más
modernos. Cratones y orógenos conforman los continentes, es decir, la corteza
continental.
6. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS
http://es.wikipedia.org/wiki/Tect%C3%B3nica_de_placas#cite_note-1
http://www.monografias.com/trabajos32/placas-tectonicas/placas-
tectonicas.shtml#mecan#ixzz2cZKUJbaU
http://es.wikipedia.org
http://e- ducativa.catedu.es/44700165/aula/archivos/repositorio//750/981/html/ 21_la_expansin_del_fondo_ocenico.html
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http://es.wikipedia.org/wiki/Expansi%C3%B3n_del_fondo_oce%C3%A1nico
7. ANEXOS
Sondeos hacia el centro de la Tierra
Un buque japonés investiga los terremotos en la frontera de dos placas tectónicas
Un equipo internacional de expertos se ha embarcado en la iniciativa más ambiciosa hasta
ahora en tecnología de exploración. Su fin es sondear la Tierra hasta profundidades nunca
alcanzadas. Quieren conocer el origen y el futuro de nuestro planeta y la vida, saber por
qué se producen seísmos y contribuir a su predicción, atravesando la corteza terrestre
desde el lecho marino hasta llegar al manto, que forma el 80% de la Tierra.
El protagonista es el buque japonés de perforación submarina Chikyu, que pretende
obtener datos sismológicos, volcánicos, geológicos, medioambientales y climatológicos en
la falla de Nankai, 600 kilómetros al suroeste de Tokio, en el Pacífico. La corteza está
formada por unos 72 kilómetros de roca sólida bajo los continentes, pero su
espesor es de menos de 8 kilómetros bajo los océanos y en la depresión de Nankai es
relativamente fina, sólo 7 kilómetros. Allí se solapan dos grandes placas tectónicas y se
origina el 90% de los terremotos que sufre Japón, que registra el 20 % de todos los
superiores a 6 grados en la escala Richter.
Además de ofrecer pistas sobre acontecimientos del pasado, como el mortífero maremoto
que golpeó en diciembre de 2004 los países ribereños del océano Indico, y sobre el origen
y evolución de la vida en los últimos 4.600 millones de años, el experimento de
perforación de la corteza terrestre en la depresión de Nankai permitirá conocer mejor la
historia climática de la Tierra.
María José Jurado, del Departamento de Geofísica y Georriesgos del Instituto de Ciencias
de la Tierra Jaume Almera (CSIC), en Barcelona, es el único científico español de los 18 que
integran la primera expedición a bordo del Chikyu, que partió el 21 de septiembre del
puerto nipón de Shingu, como parte del experimento NanTroSEIZE, del Programa
Integrado de Perforación Oceánica (IODP). En este programa participan Japón, EEUU,
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China, Corea del Sur y los países del Consorcio Europeo para Investigación Oceánica
(ECORD). [El consejo de ECORD se reúne esta semana en Madrid. El Gobierno español, a
través del Ministerio de Educación y Ciencia, aportará 350.000 euros al programa en 2008,
un 40% más que el año anterior, precisamente con motivo del inicio de la actividad de
Chikyu.]
"Mi grupo de trabajo establece la geología de lo que se ha perforado en el sondeo",
explicó Jurado desde el Chikyu a este diario. "Otros se encargan de caracterizar las
estructuras de deformación que se observan, de sus características -porosidad, presiones
de fluidos- y de correlacionar esa información con los perfiles de sísmica de reflexión". Esta
primera fase, "es muy gratificante porque se trata de un grupo excelente, no sólo científico
sino también humano, y porque se intentan abordar objetivos que hasta hace poco
quedaban fuera del alcance de la tecnología existente", concluye Jurado, quien sin
embargo, también señala:
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"Estamos perforando en una zona que plantea problemas importantes por ser rocas muy
deformadas, por lo que puede ser difícil alcanzar las profundidades previstas".
El padre de la iniciativa es Asahiko Taira, del Centro Japonés para la Exploración de las
Profundidades de la Tierra, responsable de la operación del Chikyu. "Se me ocurrió esta
idea en 1990, cuando pensé que si Rusia y EE UU investigaban el espacio exterior, Japón
podría liderar la exploración del espacio interior, es decir, de las profundidades del mar",
señaló Taira a este diario. Ahora que "esta expedición es realidad me siento más
entusiasmado, pero más responsable por el apoyo popular e institucional de que goza, y
porque genera muchas expectativas", aseguró.
El barco tiene por delante un largo trabajo. En la primera etapa, que concluye en febrero
de 2008, se intentará perforar en seis sitios hasta 1,5 kilómetros de profundidad. En la
segunda (en 2008 y 2009), se taladrará de 3 a 3,5 kilómetros bajo el lecho marino, con lo
que se batirá una marca mundial, pues el pozo más profundo excavado hasta la fecha
tiene 2,1 kilómetros. En la tercera (de 2009 a 2010) se intentará hacerlo de 5,5 a unos 6
kilómetros, para instalar un sistema de control en la falla sísmica, que permanecerá allí
uno o dos años, mientras se completan los sensores del definitivo sistema de control, que
se instalarán en la cuarta etapa (de 2010 a 2011).
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