Tectònica de plaques 3
1.3. Tectònica de plaques.
1.3.1. Descripció de la teoria
13.2. Proves
1.3.3. Dinàmica cortical
1.3.3.1. Límits constructius
1.3.3.2. Límits destructius
1.3. Teoria de la tectònica de plaques o tectónica global
1.3.1. Descripció de la teoriaFig. 12: Tuzo Wilson
Tuzo Wilson, geofísic canadenc, va ser el primer en proposar la teoria de tectònica de plaques en un article publicat en la revista Nature el 1965. L'havia sorprés que la majoria dels processos de l'escorça terrestre estaven concentrats en tres tipus de característiques estructurals, posades de relleu pels terratrèmols i l'activitat volcànica: les serralades (inclosos els arcs insulars), les dorsals mesoceàniques i les grans falles de salt horitzontal (falles de transformació) .
Fig. 12: Distribució de serralades, terratrèmols i volcans actius
La teoria de tectònica de plaques agrupa de forma coherent tota una sèrie de processos geològics (sedimentació, activitat volcànica, deformació de les roques, erosió, etc) interrelacionats ara gràcies a aquesta teoria. Aquest cos doctrinal és edificat damunt d'una sèrie d'innombrables dades d'observació, degudament ordenades i interpretades amb l'aplicació rigurosa de les lleis físiques i químiques, tot i que les causes originàries dels moviments de les plaques i diversos aspectes importants dels detall dels processos no són encara ben coneguts. Amb tot, això no invalida la teoria, ni molt menys els seus principis.
Segons aquesta teoria la part més superficial de l'interior de la Terra -la litosfera (escorça + primers quilòmetres del mantell )- està formada per una sèrie de fragments, les plaques litosfèriques, que es mouen lentament les unes respecte a les altres. Les plaques es comporten com a cossos rígids i els seus moviments es deuen a causes internes: es pensa que sota la litosfera hi ha una capa -Astenosfera (del grec asthenos, feble )- de baixa rigidesa i comportament plàstic i afectada per una sèrie de moviments de convecció que en el seu moviment arrosseguen les plaques.El nombre, la configuració i els moviments relatius de les plaques han canviat al llarg de la història geològica de la Terra. Les plaques poden fragmentar-se o soldar-se. L'actual cicle va començar a configurar-se fa uns 200 m.a. quan un gran continent la Pangea va fragmentar-se i originà les plaques actuals.
El concepte de placa no es correspon amb els de continent i oceà. Tenin dos tipus de plaques: oceàniques, formades exclusivament per escorça oceànica, i mixtes que inclouen ambdós tipus d'escorça. La litosfera està formada per 8 grans plaques litosfèriques (Pacífica, Nazca, Amèrica del Nord, Amèrica del Sud, Euroasiàtica, Africana, Indoaustraliana i Antàrtica) i una sèrie de plaques menors com la Caribenya, Cocos, Filipina o Aràbiga. A més a més en moltes plaques podem diferenciar subplaques. La seua extensió varia des de centenars a milers de Km2, essent les plaques Pacífica i Antàrtida les més grans. Pel que fa al seu gruix , aquest varia des d’uns 15 Km en zones oceàniques fins a uns 200 Km sota les grans serralades
Fig. 13..Principals plaques tectòniques
Fig. 14.Secció transversal de la Terra: d'esquerra a dreta observem les plaques de Nazca, Sudamericana i Africana
Fig. 15 Diferents tipus de moviments relatius entre plaques i les estructures derivades
1.3.3.1. Límits contructius o d'acrecció: moviments de separació.
Corresponen a les dorsals oceàniques, fins i tot les seues parts emergides, com ara el cas d'Islàndia. Son marges divergents ja que a partir de la dorsal les plaques es desplacen en sentits contraris i constructius, puix l'activitat al llarg dels rifts oceànics determina la formació d'escorça oceànica a partir dels materials procedents de l'astenosfera. Aquesta activitat provoca l'expansió o extensió dels fons oceànic i la separació dels continents adjacents. La velocitat d'expansió dels fons oceànics ha estat calculada i és variable: hi ha dorsals lentes com l'Atlàntica, amb una velocitat mitjana < 5cm / any , i ràpides com la Pacífica Oriental amb una velocitat > 10cm / any . Un procés semblant pot ocórrer a l'interior d'un continent, com per exemple a la zona de llacs d'Àfrica Oriental, on hi ha un fracturament i estirament de l'escorça continental, l'evolució de la qual produirà una dorsal amb la formació d'un nou oceà.
Fig.16 Dorsal oceànicaMapa que mostra el rift mesoatlàntic que travessa Islàndia i que és el responsable de la separació de les plaques Nordamericana i euroasiàtica. Els triangles representen volcans actius.
Animació sobre els límits divergents
1.3.3.2. Límits convergents : moviments d'apropament.
La grandària de la Terra no ha canviat de forma significativa durant els últims 600 m.a. i molt probablement tampoc des d’un poc temps després de la formació del planeta. Això implica que la litosfera formada a nivell de les dorsals ha de ser destruïda en la mateixa proporció, tal com va intuir Harry Hess. Aquesta destrucció (reciclatge) té lloc en els límits on s’aproximen dues plaques tectòniques i una d’elles s’enfonsa -subdueix- per sota de l’altra (zona de subducció). El tipus de convergència depén del tipus de límit de placa afectada.
Els límits convergents es corresponen geogràficament amb les fosses marines, arcs d'illes volcàniques o serralades recents. Són vores destructives ja que hi té lloc la destrucció de part de la litosfera en un procés anomenat subducció. En altres casos la convergència acaba amb la col·lisió de dues vores continentals de plaques.
La subducció és el procés pel qual la litosfera oceànica d'una placa s'enfonsa per sota d'una placa veïna. És un procés destructiu ja que el material de la litosfera retorna a la astenosfera i compensa la formació de nova litosfera que hi té lloc a les dorsals. El mecanisme de subducció va ser descobert gràcies als estudis sísmics sobre la distribució dels hipocentres als marges oceànics ja que es diposen segons superfícies inclinades cap als continents o arcs illencs pròxims en un angle d'uns 45º. Són els plans de Benioff definits per la superficie on tenen lloc aquests hipocentres i que arriben fins a 700 Km. Els plans de Benioff corresponen a les superfícies d'enfonsament de la litosfera oceànica.PODEM DISTINGIR TRES CASOS
** Si hi ha una convergència entre dues vores oceàniques de placa s'origina una zona de subducció que és la responsable de l'aparició d'una fossa abissal i una sèrie d'illes volcàniques paral·leles a la fossa i que han estat formades per l'eixida de part del material d'escorça fos a la zona que subducció i que puja a favor de les fractures originades pel xoc de les plaques.
Fig.17: Convergència entre dos marges oceànics de placa
** La convergencia entre una vora de placa continental i una altra d'oceànica provoca a més de fenòmens volcànics i sísmics l'aparició de noves cadenes muntanyoses com és el cas dels Andes i que explicarem més endavant quan parlarem dels processos orogènics
Fig18: Convergència entre un marge continental de placa i un altre d’oceànic
** Si la convergència entre plaques apropa dues vores continentals, es produeix una col·lisió on no hi ha una destrucció de la litosfera sinó deformacions intenses. La formació de l'Himàlaia representa potser la més visible i espectacular conseqüència de la tectònica de plaques. És el resultat de la col·lisió de la massa continental de l'Índia que formava part del continent de Gondwana contra la vora sud de la placa Euroasiàtica. En lloc de subduir, els marges continentals de les dues plaques, gruixuts i relativament lleugers es pleguen i s’alcen. L’Himàlaia es troba a més de 8800 metres sobre el nivell del mar, mentre que la veïna plataforma del Tibet supera els 5000 metres.
Fig19: Col·lisió entre 2 marges continentals
La formació de l’Himàlaia va començar fa uns 40 o 50 m.a. quan els continents de l’Índia i Euràsia col·lisionaren. L’Índia formava part de Gondwana i es va separar d’aquesta i es desplaçà cap al nord. Primerament, el contacte entre la placa de l’Índia i Euràsia era un límit de subducció, però quan el marge oceànic de la placa de l’India desaparegué, començà la col·lisió. Tot això ve demostrat per l’existència de fòssils marins al Tibet. Actualment el moviment de l’India continua i és el responsable de l’aparició d’intensos terratrèmols que s’extenen per gran part d’Àsia.
Fig.20: Evolució de xoc de l’India contra Àsia
