Tectónica

TECTÓNICA. Oscar Pintos 1

INTRODUCCIÓN TECTÓNICA: Parte de la Geología que estudia la estructura de la superficie terrestre. TECTÓNICA DE PLACAS: La superficie de la tierra se puede dividir en distintas placas relacionadas y con movimiento entre sí (los límites divergentes suponen separación, y los convergentes, acercamiento; también se puede dar deslizamiento). La Tectónica de Placas es el modelo que permite una serie de características que dan a la Geología una cierta lógica de razonamiento. Es un modelo global ya que explica toda la superficie de la Tierra, y que permite cuantificar en tiempo y espacio, los movimientos de la litosfera, y las deformaciones (estructuras) relacionadas con ellos. Es un modelo que puede predecir lo que va a ocurrir dentro de un largo período de tiempo.

LAS PLACAS Y LOS TIPOS DE BORDES Las placas pueden tener bordes convergentes (zonas de subducción, que suponen acercamiento de las distintas placas. El vector desplazamiento es variable) y bordes divergentes (dorsales oceánicas, que suponen alejamiento de las placas. El material que crece, lo hace de forma simétrica a ambos lados; el vector desplazamiento, será perpendicular a la dorsal; el material crece paralelo al límite). Se pueden dar además, límites transformantes (en dos placas transformantes, los vectores que definen el movimiento de una con respecto a la otra, son paralelos. Los límites transformantes, pueden ser destros (flecha del vector apuntando hacia el pie derecho) o no destros). La velocidad de las placas, se indica con vectores seguidos de magnitudes en mm/año; También se representan las velocidades de las placas con respecto a algún punto fijo que está debajo de las mismas. La división entre las distintas placas existentes se realizó por la observación de los lugares donde se han registrado terremotos. Entonces, la Tectónica de Placas, es un modelo necesario para explicar la sismicidad; los terremotos ocurren en los bordes de las placas, al irse rompiendo las rocas, lo que produce unas ondas que se registran en la superficie en forma de terremotos. Las placas tienen unas dimensiones medias de 106 Km2 superficiales, por unos 100 Km de profundidad.

LAS PLACAS EN PROFUNDIDAS Las placas están constituidas por litosfera. Tienen una cierta dureza, y están sobre una parte blanda (astenosfera). Se observa un límite entre la zona rígida y la blanda, debido a la variación de la velocidad de las ondas sísmicas. La separación, se denomina Moho, que en los continentes, tiene una profundidad de 30-35 Km; Por debajo del Moho, está el Manto Superior; Al conjunto, se le denomina Litosfera. El Moho, es un límite químico (se pasa de una composición ácida a una composición básica). El límite con la astenosfera es físico (se pasa de un medio rígido a uno plástico (mayor T)), y la composición es igual que la del Manto Superior; el límite será una isoterma que se aproxima a unos 1300 ºC. La corteza oceánica, en cambio, tiene unos 11 Km, que al sumar la capa de agua, obtenemos, que el Moho está a 15-17 Km de profundidad. La litosfera sube con respecto a la profundidad a la que se encontraba en los continentes. Por debajo se observa una pequeña franja, que no se apreciaba en los continentes, en la que las ondas sísmicas, todavía no se desplazan muy despacio.


Las ondas sísmicas, pueden ser p o s; las p, son las que primero llegan; Tienen una velocidad de 20 m/s hasta el Moho, en que pasa a 8 m/s, y sigue descendiendo; por debajo de la astenosfera, vuelve a aumentar. El límite de los 1300 ºC, puede ascender hasta casi la superficie (dorsales) o descender (zonas de subducción). El campo magnético terrestre tiene unas ciertas anomalías en los fondos oceánicos, que son simétricas con respecto a las dorsales oceánicas (donde se produce suelo oceánico). A los lugares de igual edad, se les llama Isocronas; las anomalías encontradas en el fondo oceánico, son isocronas.

PALEOMAGNETISMO La Tierra posee un campo magnético bipolar; las líneas que definen el campo magnético son especiales: observamos que entran por el polo N y salen por el polo S. Este campo está algo perturbado por los rayos cósmicos que emite el sol.

Se da un dipolo magnético. El valor del polo dependerá

de la latitud: tgI=ctgλλλλ Vamos a utilizar un dipolo geocéntrico: La mayoría de los elementos no presentan variaciones debidas al campo magnético (se equilibran los spines); Pero en los metales, los spines no están equilibrados, y se puede producir pequeños campos magnéticos.

N

I

λλλλ

H

M

D

I

Norte Geográfico Norte Magnético

11,5º

Ecuador geomagnético

Ecuador geográfico

Norte geomagnético Norte geográfico

Sur geomagnético

Ecuador magnético (I=0º)

Polo magnético

Norte (I=90º)

Polo magnético

Sur (I=-90º)


Entonces los elementos pueden ser: • Diamagnéticos: Con el campo débil de la Tierra, no presentan ninguna

magnetización; pero con un campo más fuerte, se orientan en dirección contraria a la del campo magnético. No conserva la orientación, cuando se deja de aplicar el campo magnético.

• Paramagnéticos: Los dominios internos se orientan bajo un campo magnético fuerte, en la misma dirección de éste. Tampoco conserva la orientación, si el campo magnético aplicado cesa.

• Ferromagnéticos: Se da una orientación en la dirección de un determinado campo fuerte. Se conserva la orientación si se deja de aplicar el campo.

• Antiferromagnéticos: Unos dominios se orientan en una dirección y otros en la contraria; al dejar de aplicar el campo, se mantiene la orientación, pero unos dominios se anulan con los que están en dirección contraria, y por lo tanto, no se registra ningún campo magnético.

• Ferrimagnéticos: Se orientan en direcciones opuestas, como en el caso anterior, pero los dominios, son de distinto valor, y no se anulan entre sí, cuando se deja de aplicar el campo; entonces, sí se registra un campo magnético.

El campo inducido en cualquier material va a ser proporcional al valor del campo aplicado. Los minerales más frecuentes que presentan ferromagnetismo, son los óxidos de hierro y de titanio. Por encima de la Temperatura de Néel, los elementos ferromagnéticos, se comportan como paramagnéticos. Por debajo de la Temperatura de Curie, los paramagnéticos, se comportan como ferromagnéticos (a la orientación que se ha dado, se le denomina Magnetización Remanente Térmica); esto se da en las rocas volcánicas que se enfrían al subir a la superficie. La curva de relieve aparente, es la que representa el movimiento de un continente con respecto a un polo. El movimiento de los continentes para los últimos 2000 años, parece ser que resulta circular, y además, centrado en el eje de la Tierra. Se dará una variación secular (Vs), que hace que el campo magnético vaya variando con el paso del tiempo:

H=Campo externo + Vs + Ji + JR Arqueomagnetismo: Estudio del magnetismo con ayuda de la Arqueología (los restos del pasado, sometidos a grandes temperaturas, como los ladrillos en un horno o las vasijas de cerámica, al enfriarse, van a conservar el campo magnético de la época). Gracias a métodos como el Arqueomagnetismo, conocemos la posición del dipolo magnético en el pasado; Sabemos que en alguna época, el dipolo estuvo invertido, estando el Norte donde está el Sur actual, y el Sur donde está el Norte actual. Esto se descubrió en unas coladas volcánicas, al observarse unos dipolos en una dirección y otros en la dirección contraria; Al principio se pensó que los minerales ferromagnéticos tenían la propiedad de autoinvertirse; pero esta idea se descartó, cuando estos polos invertidos, también se observaron en los suelos que había entre las coladas. Datando las coladas, se comprobó que las que tenían la misma edad, presentaban el mismo polo magnético; Se construyó entonces una escala cronoestratigráfica. Existen ciertas anomalías del campo magnético, observadas en los suelos oceánicos, cuyas rocas presentan campos con valores por encima o por debajo del valor del campo normal (campo magnético actual); éstas anomalías son simétricas a ambos lados de una dorsal. Las lavas expulsadas por las dorsales oceánicas, salen a altas temperaturas y se enfrían rápidamente (por debajo de la Temperatura de Curie), adquiriendo la imanación


del campo actual propio de la época en que se habían formado dichas lavas. Las distintas anomalías se pueden datar según la escala cronoestratigráfica, sabiendo así cómo se ha ido expandiendo el fondo oceánico, y en definitiva, cómo se ha producido el movimiento de placas. Actualmente, se representan las isocronas correspondientes a cada anomalía; estas isocronas, son más o menos paralelas a la dorsal (por eso, el vector movimiento, se representa de forma perpendicular a la dorsal).

CINEMÁTICA Dentro del estudio del movimiento de las placas, debemos saber qué casos son estables, y cuáles no lo son; Por ejemplo, en el siguiente caso, vemos como los límites evolucionan hacia una configuración totalmente inestable: Como vemos, evoluciona hacia una configuración inestable; Dado que no es estable, sigue evolucionando hasta la siguiente configuración (que ya es estable):


Cuatro placas no pueden tener un punto en común, pero tres placas sí que se pueden unir en un punto triple. La diferencia de velocidades implica que se introduce una nueva placa. En la unión triple de tres placas, los límites pueden ser de varios tipos: 1)1)1)1)

2)2)2)2)

3)3)3)3)

4)4)4)4)


� En el primer caso los tres límites son dorsales; Siempre va a ser estable. Un punto de B se mueve con respecto de A (AVB) uno de C se mueve con respecto a B (BVC) y uno de A con respecto a C (CVA).

� En este caso y en el siguiente, los límites son zonas de subducción y los bordes de avance situados en la Placa A, no forman una línea recta. La configuración sólo será estable si el vector AVC, es paralelo al borde de la Placa C.

� En el caso 3), también son zonas de subducción, pero en este caso, la unión triple se desplaza, como podemos ver por el movimiento del punto X.

� El último caso, sería inestable, y tiene que evolucionar hacia una configuración más estable.

Las velocidades suelen venir representadas de la siguiente manera: Las letras r, s y t simbolizan el valor de las velocidades cuya orientación viene representada por los vectores. Entonces, ahora, se representan espacialmente las velocidades (triángulo de velocidades)según la orientación anteriormente indicada. Posteriormente, se representan los límites apoyados en el inicio de cada vector. Como vemos, no existe ningún punto en común entre los tres bordes y el triángulo de velocidades, por lo que esta configuración no es estable. Si tenemos tres placas con un punto triple común, y tenemos dos velocidades con sus orientaciones, la velocidad de la tercera placa, la podemos hallar al unir los otros dos vectores orientados (resultará, entonces, el tercer lado del triángulo de velocidades).

A

B

C

r

s

t

t s

r

t s

r CB

AB

AC


Se pueden dar varios tipos de unión triple: 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Siendo R, una dorsal, T una fosa, y F una falla transformante. Las dorsales centro-oceánicas van creando material según un eje de expansión, que no coincide con el eje de rotación terrestre; Observamos además como las fallas transformantes relacionadas, presentan una morfología curva, que se pasa a rectilínea, cuando las pasamos a representaciones en dos dimensiones:

CocosCocosCocosCocos

NazcaNazcaNazcaNazca

PacíficoPacíficoPacíficoPacífico PacíficoPacíficoPacíficoPacífico

FilipinaFilipinaFilipinaFilipina

EurasiaEurasiaEurasiaEurasia AméricaAméricaAméricaAmérica

CaribeCaribeCaribeCaribe

CocosCocosCocosCocos

EuraEuraEuraEurasiasiasiasia

ArabiaArabiaArabiaArabia PacíficoPacíficoPacíficoPacífico

AméricaAméricaAméricaAmérica

JuanJuanJuanJuan de Fuca

NazcaNazcaNazcaNazca

AntártidaAntártidaAntártidaAntártida

PachaPachaPachaPacha

R-R-R T-T-T T-T-F

T-F-F R-T-F R-F-F

2 D 3D


La rotación de las placas no tiene la propiedad conmutativa (el resultado final depende del orden en el que se realicen los distintos giros y movimientos) La relación entre la velocidad lineal (V) y la angular (ω), es V=(ω * R).

EJERCICIOS DE PRÁCTICAS Los ejes que vamos a utilizar en este tipo de ejercicios, son los siguientes:

En la Falsilla de proyección estereográfica, se representa el punto en cuestión.

Ej.: A:30º, 30º:

Los puntos se suelen representar con símbolos rellenos,

si están en la zona de la Tierra no visible, y con símbolos no

rellenos, si están en la zona de la Tierra visible.

Cada punto representado, tiene su antípoda (punto con las mismas coordenadas, pero cambiadas de signo).

Una vez representado el punto, lo podremos girar. Para

girarlo, se utiliza la regla de la mano derecha: Se coloca la

mano derecha, siendo el eje de giro, el dedo pulgar, y se

gira el punto hacia la derecha; si el dedo pulgar apunta

hacia el Norte, entonces el giro es positivo, y si apunta hacia el Sur, será negativo.

MÉTODO DE BUSK: Sabemos que en el campo se dan básicamente dos tipos de pliegues: redondeados y angulares.

Se miden distintos buzamientos, y se trazan sus perpendiculares en el punto donde se

ha medido el buzamiento. Donde se corten las distintas perpendiculares, se encuentra

el centro del arco que marca el pliegue entre esos distintos buzamientos. Según

vayamos tomando más buzamientos, más centros obtendremos y más completo será el

dibujo.

Ej.:

PN +3

-1 1

PS -3

+3

-2


Al estudiar la estructura en profundidad, vemos que se acaban las curvas, y nos dan

“despegues”.

El MÉTODO DE KIRK da la solución al inconveniente del Método de Busk: Una

vez trazado el pliegue, se traza la bisectriz del ángulo entre flancos; La recta resultante

será el plano axial del pliegue ya que suponemos constante la potencia de las capas.

Cuando varían las potencias de las capas, debemos hallar la siguiente relación:

T’/T = Senγ’/ Senγ

Los pliegues en profundidad, pueden mostrar distintos buzamientos. Con las fallas ocurre lo mismo; Cuando el buzamiento es muy marcado, se llaman rampas y cuando el buzamiento es suave, hablamos de rellanos. Las rampas pueden ser laterales (paralelas a la dirección de desplazamiento), frontales (perpendiculares a la dirección de buzamiento), y oblicuas. El corte de la estratificación con el plano de la falla, se le denomina cut-off point (punto de corte). Podemos unir todos los cut-off point, estableciendo así, contornos estructurales. Los buzamientos relacionados con los rellanos, suelen conservar la inclinación existente antes de la deformación; son los llamados buzamientos regionales. Los cabalgamientos imbricados (todos orientados según una dirección semejante), se suelen dar según una superficie que ofrece una buena movilidad (Detachment o Decollement). Podemos encontrar cabalgamientos en sentido contrario al antepaís (zona no deformada), que llamaremos retrocabalgamientos. Se pueden dar además, cabalgamientos fuera de secuencia: No respetan el orden temporal con respecto a los cabalgamientos vecinos. Se pueden dar asociaciones de varias escamas o cabalgamientos, limitados por un cabalgamiento superior (cabalgamiento de techo), y un cabalgamiento inferior (cabalgamiento de muro); Cuando esto ocurre, hablamos de Dúplex. Pueden darse también, asociaciones de cabalgamientos en forma de anticlinal, que llamaremos apilamientos antiformales. El volumen ocupado entre los distintos cabalgamientos, lo denominamos Horse. Pueden darse asociaciones de cabalgamientos buzando en sentido contrario, y limitados superior e inferiormente. Tipos de cortes geológicos

� Corte del estado deformado: Representa la geometría de las estructuras tal y como las vemos actualmente, después de la deformación.

� Corte admisible: Corte del estado deformado en el que las estructuras tienen la misma geometría que las que vemos en el campo.

� Corte restaurado: Corte del estado no deformado; Corte deformado al que se le ha eliminado la deformación.

T T’

γ γ


� Corte viable: Corte del estado deformado que puede se restaurado de forma que la geometría de las fallas es admisible tras la deformación, la longitud de las capas o del área se conserva, y la longitud de las capas es constante.

� Corte compensado: Corte en el estado deformado, admisible y viable.

TERREMOTOS Los terremotos son vibraciones que comienzan en un punto o fuente, y se extienden a la superficie de la Tierra mediante unas ondas sísmicas que siguen una determinada trayectoria. El movimiento se recoge en una estación sismológica. Causas de los terremotos Las distintas causas que pueden producir terremotos, dan lugar a varios tipos de terremotos:

� Por formación de una falla: Son los sismos tectónicos. Se deben a las tensiones creadas por los movimientos alrededor de las placas que forman la corteza terrestre; La mayoría se producen en los bordes de dichas placas. Estos terremotos liberan el 75 % de la energía sísmica. Están concentrados en el Anillo de Fuego (banda de 38600 Km a orillas del Pacífico).

� Por desplazamiento de un magma: Son los sismos volcánicos. No suelen ser muy grandes o destructivos. Su principal importancia radica en que suelen anunciar erupciones volcánicas. Se originan cuando el magma asciende rellenando las cámaras inferiores de un volcán.

� Por colapso de una cavidad: Son sismos de desgarre. � Artificiales: Grandes explosiones controladas por el ser humano. � Inducidos: Sismos inducidos por el hombre al realizar ciertas actividades

como presas, bombeo de líquidos profundos, ... etc. Las ondas sísmicas Las ondas sísmicas son las que transmiten las vibraciones a la superficie de la Tierra. Se pueden dar varios tipos de ondas:

� Ondas p (primeras): Son las más rápidas. Se propagan en todos los medios. El desplazamiento de las partículas se produce de forma paralela a la dirección de propagación de las ondas; son ondas de compresión, que hacen oscilar las partículas de atrás hacia delante.

� Ondas s (segundas): Son algo más lentas. Se propagan en todos los medios excepto en los líquidos. Son ondas de cizalla que producen vibraciones perpendiculares a la dirección en la que se propagan.

� Ondas l (superficiales): Pueden ser de varios tipos: � Ondas Q (de Love): Polarizadas según el plano horizontal. Se van a

propagar en los sólidos no homogéneos. � Ondas R (de Rayleigh): Polarizadas en el plano vertical. Estas ondas,

son las más violentas. Registro de los terremotos Las vibraciones producidas por los terremotos se recogen en los llamados sismógrafos, que consisten en un cilindro de papel girando continuamente, y un péndulo


con una aguja en su extremo, que marca en el papel las variaciones que los terremotos producen en el péndulo; Este tipo de sismógrafo recogería las variaciones producidas en la horizontal, pero las estaciones sísmicas, cuentan además, con sismógrafos que recogen las variaciones verticales. El sismógrafo moderno fue inventado por el ruso Boris Golitzyn, y consta de un péndulo magnético suspendido entre los polos de un electroimán. Para conocer el origen del terremoto, se analizan los sismogramas de varias estaciones; los datos de las velocidades de las distintas ondas convergerán hacia el centro (foco del terremoto): Conoceremos de esta forma, la distancia al centro desde cada estación. Trazamos ahora, círculos que tengan como radio dicha distancia. Los círculos trazados alrededor de cada estación, se cortarán en un punto (en centro del terremoto). Magnitudes de un terremoto Hemos de saber diferenciar entre magnitud e intensidad: Un terremoto tiene la misma magnitud, pero tiene distintas intensidades (resultado de la magnitud en un lugar determinado), según la zona donde se esté midiendo; el terremoto tendrá una intensidad menor en lugar que esté más alejado, pero sin embargo, la magnitud será la misma. Para medir las magnitudes, se utiliza la Escala de Richter, que va del 1 al 9,5; dicha escala es logarítmica, es decir, que un terremoto de magnitud de magnitud 5, será 10 veces más fuerte que otro de magnitud 4, y así sucesivamente. Actualmente también se utiliza la Escala de Mercalli, propuesta por el sismólogo italiano Giuseppe Mercalli. Fallas y proyección estereográfica (mecanismos focales) Inicialmente, representamos en proyección estereográfica, los puntos donde se han registrado esfuerzos compresivos (X), y los puntos donde se han registrado esfuerzos distensivos (O). Al pasar dos planos de la forma más precisa posible, intentaremos dividir la esfera en cuatro cuadrantes, dos en los que se da compresión, y dos en los que se da distensión. Una vez representadas las esferas con los cuatro cuadrantes, rellenaremos de negro aquellos cuadrantes en los que se dé distensión, y dejaremos en blanco, los cuadrantes en los que se dé compresión. Donde se cortan los planos que separan los cuadrantes, estará el eje B; a 90 grados de éste, en la bisectriz de dichos planos, y en el cuadrante de los esfuerzos compresivos, estará el eje T (tensión); a 90º del eje T y del eje B, y ya en el cuadrante de la distensión, estará el eje P (presión). Los polos de los planos que dividen los cuatro cuadrantes, marcan el vector deslizamiento. A continuación se muestra un esquema con las distintas fallas que pueden dar lugar a terremotos, y cómo es sección vertical, y su proyección estereográfica:


FALLA SECCIÓN VERTICAL P. ESTEREOGRÁFICA

Desgarre

Vertical

Inversa

Normal

Localización de los terremotos La situación de los terremotos, es el origen de la Tectónica de Placas, ya que los causantes últimos de los terremotos, son las tensiones creadas por los movimientos producidos alrededor de las placas que constituyen la corteza terrestre. La mayoría de los sismos se producen en las fronteras de dichas placas; Los sismos de las zonas de subducción son casi la mitad de los sucesos sísmicos destructivos, y liberan el 75% de la energía sísmica; éstos están concentrados en el Anillo de Fuego, a orillas del pacífico. En estos sismos, los untos donde se rompe la corteza terrestre, suele estar a gran profundidad (hasta 645 Km). En las dorsales oceánicas, se producen los sismos de intensidad moderada, cuyo foco está relativamente poco profundo; liberan sólo un 5% de la energía sísmica. Otra zona, en la que se producen bastantes terremotos, es la que se extiende desde el Mediterráneo y el Caspio, a través del Himalaya terminando en la bahía de Bengala; en esta región, se libera hasta un 15% de energía sísmica. Veamos la distribución de zonas sísmicas (terremotos de magnitud 5 o mayor): Como podemos ver, las principales zonas de sismicidad, coinciden con los bordes de las placas más importantes:


Mecanismos focales para los distintos bordes de placas

EL INTERIOR DE LA TIERRA La Tierra se puede dividir en distintas capas, atendiendo a criterios químicos, y a criterios de comportamiento (de las ondas sísmicas). La información que poseemos acerca de las condiciones físicas del interior de la Tierra, nos ha llegado a través del estudio del comportamiento de las ondas sísmicas. Fundamentalmente, la Tierra está formada por tres capas: núcleo, manto y corteza. La corteza es una finísima capa de rocas frías (fundamentalmente de composición media, granítica y calcárea) en estado sólido. Por debajo de ésta, se encuentra el manto, que se inicia con una capa de unos 150 Km de profundidad, en la que los materiales están parcialmente fundidos; esta capa recibe el nombre de Capa de Baja Velocidad, debido al comportamiento de las ondas sísmicas en esta capa. El manto es sólido y está compuesto por silicatos ricos en Mg y Fe, con una composición media que corresponde a la de las rocas peridotíticas; Su densidad varía de los 3,5 g/cc en superficie a unos 5,5 g/cc, pero no aumenta de forma progresiva, sino que se dan varios saltos, lo que indica cambios significativos en las rocas del manto en profundidades cercanas a los 400 y 650 Km. El núcleo de la Tierra está fundido, y está constituido por núcleo externo y núcleo interno (irradia continuamente un calor intenso hacia fuera, procedente probablemente de la desintegración del Uranio y otros minerales radiactivos). Se cree que la composición de ambas capas, es fundamentalmente Fe y Ni. La temperatura oscila los 6650 ºC, y su densidad se cree que es de 13 g/cc. La columna de calor asciende desde el núcleo hasta la superficie; Hay varios modelos que explican en circuito seguido:

� El calor llega a la superficie, y la corriente de retorno (corteza oceánica), transporta el calor a las zonas más frías; las corrientes vuelven finalmente al núcleo. Como apreciamos en este dibujo de la siguiente página, tan sólo se da un circuito:

Límites divergentes Límites convergentes Fallas transformantes


� Otra opción es un doble circuito, en el que coincidan los ascensos de ambos circuitos.

� También podemos tener un doble circuito, pero sin que los movimientos ascendentes de cada uno, coincidan.

� Hay otra opción, en la que también se da un solo circuito:


Pero hay veces que no se da ninguno de los modelos anteriores, y se crean diversos circuitos independientes: En el dibujo, observamos dos zonas de subducción (1 y 2) por las que se introducen corrientes frías, y una fosa (3), por donde asciende la columna de calor. La placa que subduce puede llegar hasta el núcleo, o quedarse en la astenosfera. Se dan además algunas “plumillas” de calor, que pueden llegar a la superficie (4) o pararse a gran profundidad (5). La representación más actual, habla de zonas ULVZ (Ultralow Velocity Zones), en las que las ondas sísmicas se desplazan con una velocidad muy baja:

1 2

3

4

5


Relación con las líneas de fuerza del campo magnético terrestre Rodeando al núcleo interno, se dan corrientes convectivas en la vertical, que transportan el calor hacia el manto. Dichas corrientes fluyen a lo largo de una espiral imaginaria; el conjunto, actúa como una dinamo, generando las líneas de fuerza características del campo magnético terrestre.

MODELOS DE MOVIMIENTO DE LAS PLACAS Hay varios modelos que explican el porqué del movimientos de placas:

• Por corrientes de convección: La placa se deja ir, como si estuviera flotando:

• Por acción de la gravedad: Se da un relieve positivo por el ascenso del material más caliente:

• Por el peso de la placa: El propio peso de la placa, hace que se hunda, y a partir de aquí, continuará la subducción.

El primer modelo no es muy realista; Hay alguna contribución por parte de las corrientes, pero lo más común, no es que las placas se muevan pasivamente. El modelo más correcto es el tercero, apoyándose en el segundo: La placa es arrastrada por su propio peso, pero además, se puede dar un relieve positivo por acción del ascenso del material caliente por la dorsal.

CICLO DE WILSON. EL ORIGEN DE LOS OCÉANOS Las placas litosféricas, son objetos geofísicos, que tienen ciertas dimensiones y movimientos causados por las corrientes de convección; Estos movimientos, se explican


según un modelo físico y un corolario geológico (Ciclo de Wilson). Los movimientos de las placas, se pueden controlar según las anomalías magnéticas y se puede reconstruir el pasado geológico. El Ciclo de Wilson argumenta cómo se abre un continente formando un océano:

• Inicialmente, se abre el continente (dorsal), y se va expandiendo la nueva corteza oceánica, hasta que se inicia la subducción en otros puntos. Poco a poco, se van depositando sedimentos en los bordes de la nueva corteza.

• La subducción puede iniciarse por el propio peso de la placa (suficientemente grande) o por el acercamiento de los continentes debido a otros esfuerzos lejanos.

• Finalmente, el empuje de las dorsales, hace que el océano se cierre completamente.

Pero cuando todos los continentes estaban unidos en la Pangea, no existían dorsales. El Ciclo de Wilson, se inició por corrientes calientes de retorno en el centro de la base del Supercontinente. Entonces se crea una especie de bóveda en el centro, que acaba fracturándose, dividiendo a la Pangea en dos; A partir de este momento, continua el Ciclo de Wilson. Normalmente, el Ciclo de Wilson se inicia por esfuerzos extensionales, pero esto no implica que siempre que haya tensiones, se abra un océano.

BORDES DIVERGENTES Al ascender material tan caliente, se forma una cámara magmática, y se dan unos diques por los que circulan fluidos. Finalmente se da un volcanismo de superficie. El material superior no se sostiene, y se hunde dando una serie de fallas normales dispuestas a lo largo de una gran franja alargada, que está elevada en los bordes. Se crea pues, una especie de valle central, a partir del cual asciende el material, y se va creando nueva placa. Al irse intruyendo nuevos diques, va aumentando el volumen, y el material se va separando de la dorsal. Cuando se da un punto caliente, hay más aporte de material, y la dorsal puede tener un relieve positivo por encima del nivel del mar. Las fracturas que dan lugar a las dorsales no son continuas, sino que están unidas por Estructuras Transfer. Cuando dichas estructuras están en cresta (permiten que algo de la red de drenaje, pase a la otra parte), se llaman Rampas de Relevo.

BORDES CONVERGENTES Igual que los rifts continentales evolucionan a dorsales, las zonas de subducción, evolucionan a zonas de colisión. A los bordes convergentes, se asocian arcos de islas y cadenas montañosas tipo Andes, y a las zonas de colisión continental, se asocian cadenas montañosas tipo Alpes o Himalaya. En una subducción, las principales fuerzas que entran en juego, son el propio peso de la placa, y el empuje de la dorsal. Los terremotos profundos, tienen un carácter compresivo; La profundidad a la que se producen los terremotos, aumenta según nos alejamos de la fosa. En la parte más superficial, se da fricción, a profundidades medias, hay distensión y a grandes profundidades, compresión. Los terremotos más destructivos, son aquellos producidos por la fricción. Subducción de litosférica oceánica bajo litosférica oceánica A unos 100 km de profundidad, como la corteza lleva agua, se da una fusión parcial adiabática (a presión constante). Se crea un arco volcánico en la superficie de la placa superior; Se forman los arcos de islas, y detrás de esta zona, se da un área adelgazada.


En la zona de la fosa, se van acumulando sedimentos, que cada vez van quedando un poco más arriba, formándose así, lo que llamamos prisma de acrección. En la zona de acumulación de sedimentos, se dan esfuerzos compresivos. Subducción bajo litosfera continental Cuando se da una subducción de litosfera oceánica, bajo litosfera continental, se da una zona elevada (cadenas montañosas tipo Himalaya). El prisma de acrección, es mínimo. En las zonas elevadas, se dan esfuerzos distensivos (fallas normales). Tipos de subducción

Cadenas montañosas asociadas a la subducción Según vamos del océano al continente, se dan los siguiente elementos:

� Abombamiento externo. Tiene unos 200 Km de ancho y de 200 a 400 Km de alto. Se producen fracturas que dan lugar a una serie de horst y graben.

� Fosa. Tiene una anchura de unos 200 Km y de 2000 a 5000 Km de longitud. Los sedimentos fundamentales con los que cuenta, son series turbidíticas, junto con sedimentos silíceos.

� Prisma de acrección. Al introducirse la placa, en la placa superior, se dan una serie de fallas inversas, que en conjunto se conocen con el nombre de prisma de acrección.

� Zona de corteza engrosada. El prisma de acrección va creciendo, y se va dando un abombamiento cada vez mayor que alcanza su máximo desarrollo, y se da una cuenca frontal a su izquierda, debida a la formación de rocas magmáticas (plutónicas); los batolitos de esta zona, coinciden con la cordillera. Entre la cordillera y las rocas cristalinas del escudo, se da una cobertera con una serie de fallas normales.

Velocidad de

convergencia muy rápida

Velocidad de

convergencia lenta

Litosfera oceánica

vieja

Litosfera oceánica

muy joven

Velocidad absoluta de

la placa muy alta

Velocidad absoluta de

la placa muy baja


� Arco volcánico. La placa oceánica entra fría, y va generando calor al introducirse en el manto; los sedimentos arrastrados, van cargados de agua, que favorece la formación de las lavas; Las lavas formadas en profundidad, tienden a ascender, formando el arco volcánico.

� Cuenca marginal activa: Zona donde se forma la corteza oceánica, debido a las corrientes de convección.

Se dan dos modelos principales, que explican los esfuerzos compresivos: � Se produce un borde cabalgante sobre el escudo. � El escudo es una zona con deformación dúctil, y el altiplano es una zona con

deformación frágil. El cabalgamiento se extiende sobre toda la zona dúctil. El resultado en superficie es el mismo.

CUENCAS PULL-APART Las cuencas pull-apart, son juegos de dos fallas en dirección, que también podemos llamar cuencas intramontana. Estas cuencas dan lugar a estructuras en flor, que son fallas que dan una serie de planos buzando hacia la falla principal; Pueden ser en flor positiva si actúan como fallas inversas, por lo que se dará un fenómeno de transpresión que produce una compresión local; Esto da una estructura en palma. También pueden ser en flor negativa, si se da un fenómeno de transtensión, lo que produce una distensión local, dando una estructura en tulipán. Un sistema dextroso es extensional, cuando la curvatura o el escalón, va hacia la derecha, y compresional si la curvatura o escalón, va hacia la izquierda. En un sistema sinestral, ocurrirá lo contrario.

PRÁCTICAS Restitución de un corte � Pin Line: Línea de referencia, a partir de la cual, se miden las longitudes de las capas deformadas. � Loose Line: Línea de referencia, trazada perpendicularmente a la estratificación en el estado deformado. Sus puntos representan puntos adyacentes en una sucesión estratigráfica. � Cut-off Line: Líneas de intersección de la estratificación y el cabalgamiento.

FALLAS TRANSCURRENTES Finalizan en ramificaciones o en curvatura hacia la falla principal. El desplazamiento varía y decrece hacia la terminación de la falla. El desplazamiento es menor de un 20% de la longitud de la falla.

Las fallas adyacentes muestran un sentido de desplazamiento similar. Forman parte del conjunto de deformación interna de los

continentes.

FALLAS TRANSFORMANTES Terminan bruscamente en estructuras especiales de tipo compresional o

contraccional. El desplazamiento es igual a lo largo

de toda la falla. El desplazamiento es limitado. Las fallas adyacentes pueden

presentar desplazamientos en sentido opuesto.

Se forman en los límites de las placas, y conectan estructuras de tipo

océano-océano, océano-continente y continente-continente.


� Branch Line: Línea de intersección de dos cabalgamientos. � Cálculo del acortamiento: e=(lf-lo)/lo. Sistemas de cabalgamientos Se pueden dar abanicos imbricados o dúplexes. Los abanicos imbricados, pueden ser de frente (cabalgamiento 1/cabalgamiento 2/cabalgamiento 3....), o imbricados de dorso (...cab 4/cab 3/cab 2/cab 1). Los dúplexes, pueden ser dúplexes que buzan hacia el postpaís, stack antinormal, o dúplexes que buzan hacia el antepaís. � Detachment: Superficie a lo largo de la cual, una lámina rocosa se desliza respecto a un sustrato infrayacente. Es una superficie horizontal o con un buzamiento bajo. � Dúplex: Sistema en el que las fallas crecen a partir de un plano basal de cabalgamiento y vuelven a unirse a un nivel más superficial. Pliegues asociados a cabalgamientos � Pliegues de detachment: Pliegues desarrollados sobre un detachment paralelo a la estratificación. La falla no varía su buzamiento. � Fault-blend fold: Pliegues formados por el movimiento de una lámina cabalgante sobre una rampa. � Pliegues de propagación: Pliegues generados por la propagación de un cabalgamiento sobre las capas no deformadas.

TECTÓNICA INTRAPLACA La deformación de las placas se puede deber a dos cosas, fundamentalmente: � Deformación in situ: La deformación ocurre en el mismo interior de la propia

placa. Este fenómeno tiene un origen térmico (puntos calientes). Un ejemplo típico es la zona de Hawai-Emperador.

� Transmisión de esfuerzos desde los bordes: Las placas no son totalmente rígidas (como nos lo demuestra la existencia de sismicidad en el interior de las placas), y los esfuerzos sufridos en los bordes, se van transmitiendo al resto de la placa. En la Península Ibérica, encontramos ejemplos de esfuerzos transmitidos desde los bordes. La Fosa del Rin, es otro ejemplo importante: Los esfuerzos antiguos, condicionaron una falla en dirección en la parte sur, separada por una estructura elevada, de un borde divergente que se está creando. Los esfuerzos que se pueden transmitir desde los bordes, pueden ser: � Extensión ⇒⇒⇒⇒ Rifts intracontinentales: Deformación concentrada en

zonas estrechas; Se puede dar o no una evolución a borde de placas.

� Compresión ⇒⇒⇒⇒ Zonas de cizalla intracontinentales: Dependen de la

componente oblicua de la convergencia de placas. Corrimiento de fallas que producen movimiento en la vertical.

⇒⇒⇒⇒ Zonas de flexura (bending) de la litosfera o de la corteza únicamente: Se van dando ondulaciones que forman levantamientos y cuencas. Entre un levantamiento y otro, la distancia (λ), suele ser de 100 Km; Cuando solamente se deforma la corteza, λ es de 30-40 Km, y si sólo se deforma la corteza superior, es de 19-20 Km. En la Península Ibérica, desde Sierra Morena, atravesando toda


Castilla La Mancha, se da esta alternancia entre cuencas y levantamientos, cada 40 Km aproximadamente. En Calatraba, se puede pensar que es cada 100 Km, debido a la existencia de volcanes (debe haber una deformación en profundidad, para que salga al exterior la lava.

⇒⇒⇒⇒ Cuencas sedimentarias de antepaís, y levantamientos del basamento: Estas dos estructuras, las hemos separados de las de flexura (que también producen cuencas y levantamientos), ya que las cuencas sedimentarias de antepaís, y los levantamientos del basamento, aunque son intraplaca, están directamente relacionadas con los bordes de las placas. En las zonas próximas a los levantamientos, se van depositando sedimentos, fenómeno, que hace que se den zonas más o menos deprimidas (cuencas del antepaís). En el extremo opuesto de estas cuencas, se da un levantamiento del basamento; La parte inferior de la cuenca, es lo suficientemente rígida, como para transmitir el esfuerzo (concentrado en la zona en la que se produce el levantamiento del basamento).

NEOTECTÓNICA Los terrenos arcaicos constituyen los núcleos actuales de los continentes; Datan de hace más de 2000 millones de años. Constituyen 2/3 de la superficie continental. La Tectónica Activa estudia los fenómenos tectónicos que van a ocurrir en un momento dado a partir de ahora. La Neotectónica es una rama de la Tectónica, que se ocupa del conocimiento de los movimientos que han sucedido en el pasado, y continúan en el presente. Las estructuras neotectónicas se desarrollan en el régimen tectónico actual. La Neotectónica de la Península Ibérica corresponde a los movimientos sucedidos desde hace aproximadamente 9 millones de años. Las estructuras neotectónicas corresponden al campo de esfuerzos (deformación), que ha permanecido inalterable hasta el presente. La Sismotectónica estudia la ubicación de los terremotos en el interior de las estructuras.

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