Tema 9 – Las teorías orogénicas. Deriva Continental y Tectónica de Placas.

ESQUEMA

1. INTRODUCCIÓN

2. TEORÍAS OROGÉNICAS

2.1. OROGÉNESIS

2.2. TEORÍAS OROGÉNICAS

2.2.1.Teorías fijistas

2.2.1.1. Geosinclinal

2.2.1.2. Undaciones

2.2.1.3. Oceanización

2.2.2.Teorías movilistas

2.2.2.1. Deriva continental

2.2.2.2. Teoría de las corrientes de convección

2.2.2.3. Teoría de la Tectónica de Placas

3. LOS PRECEDENTES DE LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS. LA TEORIA DE LA DERIVA CONTINENTAL Y LA EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO

3.1. TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL. CAUSAS Y CONSECUENCIAS

3.2. TEORÍA DE LA EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO

4. LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS

4.1. ORIGEN DE LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS

4.2. ENUNCIADO GENERAL DE LA TEORÍA DE TECTÓNICA DE PLACAS

4.3. EL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS. TIPOS DE LÍMITES

4.3.1.Límites de placa de separación, divergentes o constructivos

4.3.2.Límites de placa de colisión, convergentes o destructivos.

4.3.3.Límites de placa pasivo o transformante

5. LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA GLOBAL EN EL TIEMPO: EL CICLO DE WILSON

6. LA ACTIVIDAD GEOLÓGICA EN LAS ZONAS DE INTRAPLACA

6.1. VOLCANISMO EN CANARIAS

7. LAS CAUSAS DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS

8. CONCLUSIÓN

9. BIBLIOGRAFÍA

INTRODUCCIÓN

El origen de las montañas ha intrigado al hombre desde que éste comenzó a estudiar la tierra; por la repercusión que los acontecimientos orogénicos tienen en casi todas las especialidades geológicas, conocer las causas de las orogenias equivaldría a comprender a fondo nuestro planeta. Actualmente son explicados en el marco de la Teoría de la Tectónica Global junto con los demás procesos que caracterizan la geodinámica interna. No obstante es muy ilustrativo el revisar, aunque sea de modo superficial, las muchas teorías orogénicas que la han precedido, examinando la evolución de las ideas en este campo de la Geología, muchas de las cuales se han incorporado a las teorías actualmente en vigor.

El principio del siglo XX supuso el comienzo de una forma de pensar diferente a la que hasta el momento se había tenido. Fue Wegener quien formuló la hipótesis de que los continentes, al contrario de lo que se había pensado hasta entonces, estaban en continuo movimiento. Esta teoría se encontró con la oposición de los fijistas, que hasta tiempo después, no la admitieron como válida. Años más tarde se desarrolla la Tectónica de Placas, teoría según la cual toda la superficie está formada por placas que crecen y se destruyen empujándose y deformándose unas a otras. A partir de entonces se dejó de pensar en procesos individuales y se propuso el funcionamiento de la Tierra a escala global.

Es importante resaltar que todas las teorías son susceptibles de ser revisadas y que además evolucionen con el tiempo, y reconocer que el desarrollo de la Teoría de la Tectónica de Placas ha supuesto para la Geología un gran paso para entender el funcionamiento de la Tierra.

EVOLUCIÓN DE LAS TEORÍAS OROGÉNICAS

OROGÉNESIS

Se llama orogénesis a la suma de todos los procesos que dan lugar al nacimiento de una cordillera o a un conjunto de ellas que en algunas ocasiones pueden alcanzar km de longitud. Este proceso representa la confluencia de procesos de deformación tectónica de las rocas a diferentes escalas (pliegues, fallas, mantos de corrimiento, etc.) con otros procesos geológicos importantes como el metamorfismo y el magmatismo.

Los estudios comparativos llevados a cabo sobre las diferentes cordilleras montañosas han permitido definir una secuencia típica de acontecimientos en el proceso de orogénesis:

Fase preorogénica:

1.- Sedimentación marina, con hundimiento del fondo de la cuenca sedimentaria por subsidencia. Volcanismo balsáltico submarino.

Fase orogénica

2.- Plegamiento inicial, con emersión sobre el nivel del mar de los primeros relieves

3.- Plegamientos principales, fracturación compresiva, metamorfismo regional y plutonismo concordante.

4.- Plegamiento póstumo, plutonismo discordante.

5.- Fracturación de origen distensivo, vulcanismo calcoalcalino, comienzo de la destrucción erosiva de la cadena.

6.- Levantamiento principal de la cordillera, por causas isostáticas; retirada definitiva del mar del erógeno en emersión.

Es conveniente reseñar que salvo los periodos 2 y 6, todos implican acontecimientos térmicos (magmáticos); estos conducen a la generación de una <<raíz>> plutónica de la cordillera que va a constituir la nueva corteza continental bajo la cobertera sedimentaria. Es, precisamente, la formación de esta raíz de materiales plutónicos de naturaleza granítica (de poca densidad, por tanto), la que causa un desequilibrio gravitatorio y la elevación vertical de la estructura orogénica (período 6) para restablecer el equilibrio isostático.

PERIODOS OROGÉNICOS

Existen tres orogenias importantes:

• Orogenia Caledónica, tuvo lugar al final del Silúrico (Paleozoico) y originó los orógenos de Irlanda, Escocia, Escandinavia, Groenlandia y los del Noreste de América.

• Orogenia Hercínica, originó durante el Pérmico grandes cordilleras como los Urales, los Apalaches, el Macizo Central Francés, la Selva Negra, Macizo Ibérico Español y otras cordilleras australianas y africanas.
• Orogenia Alpina, tuvo lugar desde finales del Cretácico hasta el Terciario. Los Alpes. Los Andes, las Montañas Rocosas, Pirineos, el Atlas, el Himalaya, son algunas de las grandes cordilleras que se formaron durante este periodo.

REVISIÓN HISTÓRICA DE LAS TEORÍAS OROGÉNICAS

Las teorías orogénicas que han tenido alguna importancia histórica pueden agruparse, en dos tipos:

Ø Teorías fijistas: No admiten la existencia de movimientos horizontales de la corteza terrestre, y buscan la explicación de las orogenias en movimientos verticales de las mismas.

Ø Teorías movilistas: Cifran la explicación de los fenómenos orogénicos en la existencia de movimientos horizontales y tangenciales de la corteza terrestre.

TEORÍAS FIJISTAS

TEORÍA DEL GEOSINCLINAL

Según Hall en 1859, la orogenia en una zona era precedida siempre por la instalación en ella de una profunda cuenca en la que se acumulaban espesores enormes (del orden de una decena de Km) de materiales sedimentarios, al tiempo que el fondo de la cuenca experimentaba un hundimiento paralelo (subsidencia). Estas grandes áreas subsidentes de sedimentación fueron denominadas, con posterioridad, geosinclinales. En cuanto al origen de los esfuerzos capaces de elevar y plegar las series sedimentarias, Hall postuló su origen en la propia subsidencia, al alcanzar los sedimentos profundidades en las que podría fundirse parte de la serie, deformándose plásticamente el resto como consecuencia del empuje vertical resultante.

TEORÍA DE LAS UNDACIONES

Según esta teoría una cadena de montañas se forma en dos fases:

§ Tectogénesis primaria: Se generaría un gran abombamiento de la corteza o geotumor, como consecuencia de la individualización en el manto superior de una masa magmática ligera de composición granítica o afín (el astenolito), que subiría deformando y abombando la corteza.

§ Tectogénesis secundaria: Se formaría a favor de este abombamiento o undación una serie de deslizamientos gravitacionales de varios tipos, que serían el origen de las estructura de deformación observadas (pliegues, fallas, mantos de corrimiento)

TEORÍA DE LA OCEANIZACIÓN

Beloussov (1967) propone que grandes masas de un magma básico podrían invadir una zona de la corteza continental, la cual sufriría un proceso de contaminación y densificación, con el consiguiente hundimiento, ello implicaría la elevación de las zonas contiguas y la deformación gravitacional de la cobertera sedimentaria como consecuencia del deslizamiento a favor de las pendientes generadas. Esta teoría tiene una objeción teórica, ya que para que se produzca el hundimiento, dicho material debe tener mayor densidad que el manto mismo, lo cual parece un contrasentido

Las dos hipótesis anteriores pueden sintetizarse en una tectogénesis primaria que causa elevaciones corticales, sobre las que se produce la tectogénesis secundaria por deslizamiento gravitatorio.

TEORÍAS MOVILISTAS

Las teorías movilistas de mayor importancia que se han desarrollado a lo largo del s.XX han sido tres: la teoría de la deriva continental, la teoría de las corrientes de convección del manto y la Teoría de la Tectónica de Placas.

Teoría de la deriva continental

Fue enunciada por el físico meteorólogo alemán Alfred Wegener en 1912, él propone como causa de las orogenias el empuje que produciría la deriva de los continentes con el tiempo a partir de una posición original, sobre los sedimentos acumulados en los geosinclinales de sus márgenes (lo que Wegener denominó <<efecto de proa>>). Esta teoría tuvo un notable éxito en aquel momento pero, ante la imposibilidad de demostrar el movimiento de los continentes, su velocidad hipotética y los mecanismos que los impulsaban, fue desprestigiándose, hasta que fue definitivamente abandonada en 1930.

Teoría de las corrientes de convección

Se enuncia como una alternativa a la deriva continental en los años 30, en ella se invoca la existencia de hipotéticas corrientes de convección en el seno del manto como mecanismo de arrastre de los continentes suprayacentes. Se equipara al manto, al que supone plástico, con un fluido en ebullición, de tal manera, debido a la diferencia de temperatura entre sus partes inferiores (calientes) y superiores (frías), se generarán unas corrientes de corte más o menos circular cuyo ascenso daría lugar a fenómenos magmáticos y cuyo descenso arrastraría al manto superior, frío y denso, hacia abajo. Los continentes serían arrastrados en un plano horizontal por estas corrientes convectivas, y donde dos de estas corrientes confluyeran para descender se localizaría una zona de compresión, por lo que los posibles sedimentos allí existentes serían comprimidos entre dos bloques continentales, provocándose su deformación.

Teoría de la Tectónica de Placas

Esta teoría surgida a finales de la década de los sesenta tiene un carácter movilista, ya que su postulado fundamental es precisamente el desplazamiento horizontal de los bloques de litosfera denominados placas litosféricas. Esta teoría no rebate ni descarta las anteriores, siendo estas, además, un precedente claro y esencial para el desarrollo de la propia TTP.

LOS PRECEDENTES DE LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS. LA TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL Y LA EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO.

LA TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL

Según Wegener, todas las áreas continentales habrían estado unidas formando un único supercontinente (Pangea) hacia finales del período Carbonífero (hace aproximadamente 280 millones de años). Este supercontinente se habría fragmentado y los bloques resultantes habrían derivado a lo largo del tiempo geológico hasta alcanzar sus posiciones actuales.

Los argumentos o pruebas defendidos por Wegener fueron los siguientes:

Argumento topográfico: los continentes se acoplan geométricamente entre sí de manera casi perfecta si se toma como línea de contacto la que marca la profundidad media del talud continental, en lugar de la línea de costa actual.

Argumento geológico: las formaciones de un lado y otro del Océano Atlántico coinciden perfectamente si se unen los continentes. Esta coincidencia es doble:

§ Coincidencia en los tipos de rocas y en la génesis mineral: las series de rocas de América y África coinciden claramente. De esta forma las zonas antiguas de los escudos africano y brasileño(donde existen importantes minas de diamantes y otras piedras preciosas) presentan formaciones geológicas de la misma edad y localización, lo cual se pone de manifiesto si se hacen coincidir ambos continentes.

§ Coincidencia de cadenas montañosas: si se unen los continentes separados por el Atlántico Norte, se comprueba que las cadenas montañosas antiguas (de más de 300 ma) muestran la misma superposición de geosinclinales qye existen en los recientes plegamientos alpinos. Esta superposición, correspondiente a las diferentes fases orogénicas caledonianas y hercinianas, se continúan con la misma alineación y estructura a través de la zona de acoplamiento de los continentes hoy separados.

Argumento paleoclimático: el estudio de los sedimentos antiguos (250-300 ma) demuestra la existencia de regiones tropicales y desiertos cálidos en donde se sitúan actualmente las zonas polares Norte y Sur, y de restos de glaciaciones en la situación actual de las regiones ecuatoriales y tropicales. Esta situación, que muestra grandes diferencias respecto a la distribución actual de las zonas climáticas, se puede interpretar de dos formas.

Los continentes no se han movido respecto a su posición original, pero han variado las zonas climáticas a lo largo del tiempo.

Las zonas climáticas han permanecido constantes y, por el contrario, han cambiado de situación los continentes.

Las evidencias actuales, basados en investigaciones paleontológicas, paleomagnéticas y astronómicas, apoyan la segunda de las posibilidades expuestas, que apoya el movimiento de los continentes.

Argumento paleontológico: se puede considerar que la evolución de algunos grupos zoológicos como los mamíferos sólo habría sido posible si los continentes hubiesen estado unidos. Un ejemplo podría ser la serie evolutiva del caballo, oriundo de Asia, que solamente puede completarse con los fósiles de América del Norte, lugar al que emigró y en el que permaneció, originando una serie filogenético completa.

La separación de los continentes produjo el establecimiento de nichos ecológicos, en los cuales las diferentes especies evolucionaron, dando lugar a los órdenes y grupos de animales típicos de cada continente. Así, grupos como los Proterios y Metaterios (mamíferos no placentados) se encuentran representados únicamente en Australia, con especies como los canguros, ratas marsupiales, ornitorrinco y equidna.

Argumentos combinados sobre el paleomagnetismo y la expansión del fondo oceánico: el estudio del paleomagnetismo de las rocas del fondo oceánico y la inversión del campo magnético ha confirmado que las dorsales son zonas donde se crea litosfera oceánica, la cual crece, por tanto, a ambos lados de las dorsales, lo que provoca su desplazamiento y la separación de los continentes.

Argumentos obtenidos mediante tecnología espacial: las investigaciones realizadas mediante satélites han confirmado los movimientos de las placas litosféricas sobre la base del desfase en la recepción de señales emitidas desde diferentes lugares en las placas.

CONSECUENCIAS DE LA DERIVA CONTINENTAL

Las consecuencias fundamentales de los procesos geológicos implicados en la deriva continental, son los siguientes:

v Origen y evolución de los océanos: la separación de placas continentales, en las dorsales, da lugar a la expansión del fondo oceánico, lugar donde se ubican las masas oceánicas, por el menor espesor de la nueva Litosfera que se está formando.

v Plegamiento de sedimentos acumulados en los márgenes continentales, dando lugar a cordilleras: el choque entre las grandes masas de las placas produce plegamiento de los sedimentos que, en las épocas de menor actividad geológica, se han ido acumulando en las plataformas continentales, alcanzando en ocasiones potencia de hasta 10Km. El levantamiento de estas masas sedimentarias plegadas da lugar a las grandes formaciones orogénicas.

v Crecimiento de la litosfera continental: el adosamiento de las nuevas cordillera formadas por los plegamientos, según se expone en el apartado anterior, supone, además, el retroceso del océano en las zonas emergidas por plegamiento, de modo que se produce el efecto del crecimiento de los continentes.

LA TEORÍA DE LA EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO (HESS)

La teoría de la expansión del fondo oceánico fue formulada por el geólogo americano Hess en 1960, como resultado de sus reflexiones sobre los avances en el conocimiento oceanográfico que aportaron muchos datos sobre la litología y sedimentología de estos fondos:

Los fondos oceánicos distan mucho de ser superficies topográficamente aplanadas, destacando en su morfología grandes estructuras de relieve positivo y carácter volcánico, las dorsales oceánicas, y otras estructuras también lineales, pero de relieve negativo y gran profundidad, las fosas oceánicas, localizadas generalmente en algunos márgenes continentales.

Un dato muy interesante aportado por estas investigaciones es la datación de las rocas y sedimentos que aparecen en los fondos oceánicos: la edad de las rocas volcánicas (basalto) que constituyen estos fondos, medida por métodos radioactivos, es muy reciente en las dorsales y sus proximidades, y aumenta con la distancia, a medida que nos separamos de la dorsal. La edad de los sedimentos adyacente aumenta también, de modo paralelo y en el mismo sentido. Asimismo el espesor de la cobertera sedimentaria se incrementa a su vez con la distancia a la dorsal.

La teoría de la expansión del fondo oceánico de Hess, propone que el suelo oceánico (corteza oceánica) está en continuo movimiento, con un desplazamiento en ambas direcciones a partir del eje de la dorsal; este movimiento permite la salida de nuevo material ígneo que asciende por ella y que forma nueva corteza oceánica. Las fosas oceánicas serían zonas de la corteza oceánica donde desaparece por hundimiento, reintegrándose sus materiales al manto superior. De esta forma la cantidad de corteza oceánica no varía a lo largo del tiempo geológico, pero si experimenta una continua renovación.

Entre 1965 y 1968, Vine, Mattews y Heirtrler aportaron una de las pruebas más interesantes para confirmar la teoría de la expansión del fondo oceánico. Estos autores llevaron a efecto un extenso estudio de las anomalías magnéticas de las rocas volcánicas que formaban los fondos marinos. Las rocas volcánicas, cuando solidifican, presentan sus minerales magnéticos orientados de acuerdo con la dirección del eje magnético en el momento de esta solidificación. En la historia del planeta han sucedido periodos de polaridad magnética normal (posición de los polos N y S magnéticos coincidente con el actual) y periodos de polaridad magnética invertida (campo magnético de sentido contrario). Allí donde existen rocas volcánicas consolidadas en periodos de polaridad normal, los magnetómetros registrarán valores del campo magnético ligeramente superiores al esperado teóricamente, ya que al campo magnético global del planeta se sumaría el pequeño campo magnético, del mismo sentido, generado por los minerales magnéticos de la roca (anomalía magnética positiva). Las rocas volcánicas consolidadas en periodos de polaridad inversa producirán anomalías magnéticas negativa (ya que en este caso el campo global y el generado por los minerales de la roca se restaría).

En sus estudios paleomagnéticos del fondo oceánico, estos autores comprobaron que las rocas volcánicas antiguas, localizados a ambos lados del eje de la dorsal, adoptan una distribución en bandas paralelas y alternantes de anomalías magnéticas positivas y negativas, que reflejan los periodos de polaridad normal o invertida en el periodo de tiempo en que se produjo la erupción y consolidación de dicho material. Esta distribución bandeada de las anomalías magnéticas es, por añadiduría, perfectamente simétrica a ambos lados de la dorsal, y resulta muy difícil de explicar si no es aceptada la expansión del fondo oceánico a partir de la dorsal.

La teoría de la expansión del fondo oceánico contiene ya, en germen, gran parte de los elementos fundamentales que dan forma a al TTP, por el que debe ser considerada el antecedente más directo de las misma.

LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS

La TTP surge de un modo casi espontáneo en el pensamiento geológico moderno, a finales de la década de los setenta, porque se apoya en una serie de precedentes históricos que, a lo largo del siglo, fueron sentando las bases intelectuales que permitieron este surgimiento. Además de las ya comentadas teorías de la deriva continental, las corrientes de convección y la expansión del fondo oceánico, los avances en otros dos aspectos de la investigación geológica tuvieron gran importancia en este sentido:

ü Desarrollo del concepto de astenosfera

La noción geofísica de astenosfera y litosfera proviene del progreso en la interpretación de los datos de propagación de las ondas sísmicas y, más concretamente, con la detección, a partir de los 100 Km de profundidad, de un canal de baja velocidad de ondas que se interpreta como la presencia de una capa donde el material del manto superior se encuentra en un estado físico de fusión parcial (astenosfera): La dualidad litosfera rígida-astenosfera fluida es un componente esencial en la formulación de la TTP, ya que suministra una base física convincente para los movimientos horizontales de grandes bloques de la litosfera y para la existencia de corrientes de convección capaces de generar este movimiento.

ü Datos obtenidos de la localización de los seísmos y volcanes.

La coincidencia geográfica entre terremotos y volcanes pone de manifiesto la existencia de zonas del planeta <<activas>> desde el punto de vista geológico, frente a otras esencialmente inactivas, siendo esta una de las bases esenciales en que se apoya el enunciado de la TTP.

ENUNCIADO GENERAL DE LA TEORÍA DE TECTÓNICA DE PLACAS

Los principios fundamentales de la TTP son:

• La litosfera terrestre se encuentra dividida en una serie de bloques más o menos rígidos denominados placas litosféricas. Estas placas experimentan un continuo movimiento relativo entre ella, deslizándose sobre la astenosfera plástica subyacente, de modo que en algunos puntos tienden a separarse, en otros a colisionar y en otros se deslizan de modo pasivo.
• En las zonas de contacto entre las placas, llamadas bordes o límites de placa, se concentra, como consecuencia de la interacción mecánica entre las mismas, la mayor parte de la actividad geodinámica de origen interno de nuestro planeta. En contraste, las zonas internas de las placas, llamadas zonas de intraplaca, son áreas con una actividad geodinámica interna mucho menor en términos comparativos.
• El espesor de las placas es muy variable, oscilando entre los 10 Km en las zonas internas de las dorsales oceánicas y los 150Km en algunas áreas continentales. Hay placas oceánicas o continentales y placas mixtas.
• La división actualmente aceptada de la litosfera terrestre incluye seis grandes placas tectónicas (Americana, Euroasiática, Africana, Pacífica, India y Antártica) junto con un conjunto de placas menores (Nazca, Caribe, etc).

EL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS. TIPOS DE LÍMITES

A partir de dataciones radiométricas de la edad absoluta de las rocas volcánicas de los fondos marinos, y en función de la distancia a la dorsal, es perfectamente posible determinar la velocidad media de movimiento de las placas. Esta velocidad se expresa en centímetros por año.

A) LÍMITES DE PLACA DE SEPARACIÓN, DIVERGENTES O CONSTRUCTIVOS

Son aquellos que marcan la interacción entre dos placas que tienden a separarse. Su expresión topográfica en superficie viene dada por la existencia de las dorsales oceánicas, que presentan una depresión tectónica en su zona central, la zona del rift, donde la delgadez de la litosfera es máxima, como consecuencia del movimiento de separación, lo que facilita la formación de magmas del manto superior (por descompresión) y la salida de este material a la superficie en forma de erupciones volcánicas. La consolidación de este material volcánico da lugar a la formación de nuevo suelo oceánico (basalto) y al crecimiento y expansión del fondo oceánico. Por ello este límite se denomina constructivo.

Los procesos geológicos internos asociados a los límites divergentes son:

§ Una intensa actividad volcánica, con emisión de lavas básicas de origen astenosférico y la consiguiente expansión del fondo oceánico.

§ Una actividad sísmica importante (seismos de foco superficial)

§ Asociada a la existencia de fallas normales, de origen distensivo, en la zona de rift.

B) LÍMITES DE PLACA DE COLISIÓN, CONVERGENTES O DESTRUCTIVOS

Son aquellos que marcan la interacción entre dos placas que tienden a converger. Esta convergencia se resuelve, de ordinario, con el hundimiento de una de los dos placas bajo la otra (proceso de subducción);  la placa que subduce es la de mayor densidad, generalmente litosfera oceánica bajo litosfera continental. Los límites convergentes se establecen por lo general en la interfase continente-océano, al ser esta una zona de mayor debilidad y donde puede, por tanto, producirse con mayor facilidad la fracturación de la litosfera. También en algunos límites podemos observar subducción de litosfera oceánica bajo litosfera oceánica.

La expresión topográfica en superficie de una zona de subducción es la existencia de una fosa oceánica bajo litosfera oceánica, profunda depresión del fondo marino que marca, precisamente, el punto de inflexión de la placa que se curva al subducir. La subducción provoca la desaparición de la litosfera oceánica, que se hunde en el manto superior y termina asimilándose a los materiales de su entorno. Por ello este tipo de límite se denomina destructivo.

La subducción de una placa bajo la otra se lleva a efecto según la dirección de un plano inclinado denominado plano o zona de Benioff. La compresión y fricción de ambas placas libera a lo largo del tiempo una gran cantidad de energía, lo que se traduce en una intensa actividad geológica de origen endógeno. De hecho las zonas de subducción de placas son los lugares del planeta donde la actividad geológica interna se concentra de un modo más espectacular.

Los procesos geológicos asociados a estas zonas de subducción son:

v Una intensa actividad sísmica: seísmos de foco profundo, asociados a la compresión y

fricción entre las dos placas implicadas, y distribuidos de un modo más o menos regular a lo larga del plano de Benioff; seísmos de foco superficial, asociados a procesos de deformación tectónica de los materiales superficiales.

v Una intensidad actividad magmática, relacionada con la generación de magmas por fusión de materiales, tanto de la placa subducente como la de la suprayacente, consecuencia del calor liberado por la fricción. Esta actividad magmática tiene su máximo unos centenares de Km hacia el interior de la placa desde la fosa oceánica, coincidiendo con una zona de gradiente geotérmico elevado.

v Una gran actividad tectónica (deformación por pliegues, fallas inversas, cabalgamientos,

mantos de corrimiento, etc) que afecta a la cobertera sedimentaria de modo muy complejo.

v Transformación metamórfica de los materiales sedimentarios más profundos, por el incremento de presión y temperatura asociados a la zonas de subducción.

En relación con las zonas de subducción se desarrolla la mayor parte de la actividad

orogénica del planeta. Esta actividad orogénica hay que entenderla como la confluencia de procesos térmicos (magmáticos) muy intensos y de una importante transformación tectónica y metamórfica de la cobertera sedimentaria depositada en el margen continental. La orogénesis culmina con la elevación definitiva de la cordillera por empujes de naturaleza isostática.

Cuando la placa que subduce es mixta, la dinámica de la subducción conduce

inevitablemente al acercamiento de ambas masas continentales y a su colisión. Este proceso recibe el nombre de obducción. Ambas cortezas continentales son de la misma densidad y más ligeras, con diferencia, que los materiales del manto, lo que imposibilita la subducción. La obducción marca, por tanto, el final de la zona de subducción y del límite de placa, quedando ambas placas soldadas. Durante la etapa de colisión continental, los materiales sedimentarios se deforman intensamente, dando cadenas montañosas de grandes dimensiones, con una tectónica muy intensa y compleja y con poca actividad volcánica, ya que el espesor de la corteza continental dificulta el ascenso de los magmas hasta la superficie; son las cordilleras del tipo Himalaya, cuya posición geográfica marca la línea de sutura entre las dos placas fusionadas.

LÍMITES DE PLACA PASIVOS O TRANSFORMANTES

Son aquéllos que marcan la interacción entre dos placas que se deslizan de modo pasivo una frente a otra, sin compresión ni distensión entre ambas. Se corresponde con un tipo de accidente tectónico de gran envergadura que afecta a las dorsales oceánicas, las llamadas fallas transformantes.

Los movimientos de las placas litosféricas están interrelacionados en todo el planeta, de modo que, para cualquier sección de la Tierra, la suma total de crecimiento cortical es igual a la suma de reducciones, de modo que la superficie total se mantiene constante

LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA GLOBAL EN EL TIEMPO: EL CICLO DE WILSON

El geofísico canadiense Wilson propuso un modelo cíclico de evolución de las placas en el tiempo, que es hoy aceptado de un modo general como modelo teórico, y que representa un intento de expresar la dinámica terrestre y su variación en el tiempo de modo generalista y sintético.

1. Existencia de un continente
2. Ascenso de corrientes de convención que abomban el continente y lo fracturan.
3. Adelgazamiento y estiramiento de la litosfera continental, con la formación de una fosa tectónica con abundantes volcanes (rift), lo que dará inicio a la litosfera oceánica, como ocurre actualmente en África.
4. Comienza la deriva de las dos masas continentales por causa de la expansión del fondo oceánico. Las aguas marinas podrían haber invadido la fosa en este momento.
5. La dorsal está cada vez mejor definida; en la actualidad, esta etapa está representada por el mar Rojo.
6. Los continentes se encuentran muy separados y la sedimentación en los márgenes continentales es considerable, fase en la que se encuentra el Océano Atlántico. La litosfera oceánica se empieza a hundir.
7. Aumenta el contenido de sedimentos marginales.
8. Si el continente que se desplaza detiene su deriva (por ejemplo, como consecuencia de una colisión con otro continente) y la dorsal sigue activa, se producirá una fractura en la litosfera oceánica, que comenzará a hundirse en el interior. Aquí se formará una zona de subducción y se empezará a destruir la corteza oceánica.
9. Comienzan a deformarse los sedimentos atrapados en las fosas, como consecuencia del avance de la corteza oceánica, y se empieza a crear el nuevo relieve, como ocurre con la fosa de Atacama, la de Tonga, Indias Orientales, etc.
10. Todos los sedimentos que están próximos al océano se deforman, con lo que se generan los arcos insulares con volcanes asociados y queda un mar interior que posteriormente se colmatará al recibir los sedimentos procedentes de la erosión del continente y del arco de islas.

ACTIVIDAD GEOLÓGICA EN ZONA DE INTRAPLACA

Volcanismo de las Islas Canarias

Las islas Canarias constituyen una de las regiones volcánicas activas más interesantes del Planeta. Su estudio está ligado a los primeros pasos de la Vulcanología actual, reflejados en los trabajos de grandes naturalistas del siglo XIX como Humboldt, von Buch, Lyell, Hartung, Fritsch, Reiss, etc. A lo largo del siglo XX ha continuado esta investigación en el archipiélago, paralelamente al fuerte desarrollo de la Vulcanología, a cuyo progreso han contribuido los estudios sobre distintos aspectos del volcanismo canario.

Independientemente de su interés científico, el volcanismo canario supone un riesgo potencial para unos dos millones de personas que residen en alguna de sus ocho islas mayores o las visitan como turistas. Esta circunstancia exige mantener una vigilancia continua de la actividad volcánica, así como desarrollar medidas de prevención ante una posible crisis eruptiva.

El área volcánica canaria en el NW del continente africano se extiende por el Norte hasta los Bancos de Concepción y Dacia y por el Sur hasta los Sahara seamounts. Entre Canarias y África se localiza una importante cuenca cuyos sedimentos alcanzan los 10 Km de espesor. Hacia el Oeste se encuentran las llanuras abisales interrumpidas por importantes edificios volcánicos submarinos en una franja que se extiende desde la región del Haagar en el Norte de África hasta las White Mountains en Norteamérica, constituyendo la zona con mayor actividad volcánica del Atlántico (Fig. 1).

Las islas Canarias, como casi todas las islas volcánicas, son edificios que se elevan desde los fondos marinos por lo que solo una pequeña parte sobresale del nivel del mar. Esto quiere decir que conocemos directamente menos de un 10% del edificio insular, por lo que resultan del mayor interés los recientes estudios de los fondos marinos canarios en los que se han detectado numerosos edificios volcánicos e importantes depósitos de avalancha.

Figura 1. Localización geodinámica de las islas Canarias.

Canarias en la dinámica global
En la terminología usual de las áreas volcánicas, el Archipiélago Canario se incluye en el grupo de islas oceánicas. Forma parte, asimismo, de la Macaronesia con los archipiélagos atlánticos de Azores, Madeira, Salvajes y Cabo Verde.

Las islas Canarias están en la zona de calma magnética que bordea el océano atlántico, sobre una corteza oceánica generada en el Jurásico. Esta corteza tiene un carácter transicional con espesores que aumentan desde los 8km al W de las islas más occidentales, hasta unos 18km bajo las más orientales.

La principal singularidad del volcanismo canario es su prolongada actividad (más de 50 millones de años) y volumen (unos 150.000 Km³), que no concuerda con los rasgos volcano-tectónicos que corresponderían a su ubicación en un margen continental pasivo. Este hecho puede explicarse por las favorables condiciones que se generaron al frenarse la deriva del continente africano, cuando choca con la placa europea, hace unos 60 m.a. Este choque, provoca un giro de África en sentido contrario a las agujas del reloj creando un marco compresivo donde se conjugan los esfuerzos resultantes de este giro con la continua expansión del Océano Atlántico.

Lógicamente, las etapas constructivas iniciales del archipiélago canario no son bien conocidas ni en su cronología, ni en su composición, al tratarse de episodios submarinos que podrían correlacionarse con determinados episodios distensivos intercalados en los pulsos orogénicos de la zona occidental del Atlas, en el vecino territorio continental.

En algunas islas como Fuerteventura, el levantamiento progresivo de los bloques ha situado en superficie, materiales profundos (Complejos Basales) representados por sedimentos Cretácicos, lavas submarinas y rocas plutónicas (gabros y sienitas) que serían las raíces de los primitivos edificios volcánicos.

Por otra parte, las alineaciones volcano-tectónicas actuales coinciden con grandes fracturas del basamento en la prolongación de las fallas del Atlas africano o de los sistemas atlánticos de fallas transformantes.

Historia eruptiva del archipiélago canario

Como en todas las islas oceánicas de origen volcánico, las etapas iniciales de su formación corresponden a la denominada “fase escudo”. Esta fase, que suele ser muy rápida, es mayoritariamente submarina y culmina en todas las islas Canarias con grandes edificios que se engloban en las denominadas Series Basálticas Antiguas. Conocemos la edad estas formaciones en cada isla (Tabla 1) y sabemos por lo tanto su orden de aparición sobre el nivel del mar.

A la fase escudo siguen fuertes períodos de desmantelamiento, que pueden estar asociados a movimientos en la vertical. Estos levantamientos se constatan por el afloramiento de los citados complejos basales y por la existencia de lavas submarinas a distinta altura en varias islas (más de 1000 m en La Palma).

Isla	Age (M.a)	Surface area (Km2)	Maximum altitude (m)
Lanzarote	17	846*	670
Fuerteventura	24	1655	807
Gran Canaria	14	1560	1950
Tenerife	16	2034	3718
Gomera	10	370	1340
La Palma	5	708	2428
El Hierro	0.5	269	1501

incluyendo los islotes: Graciosa, Alegranza, Montaña Clara

Tabla 1. Edad, extensión y altitud de las Series Basálticas Antiguas de las islas Canarias

Tras la fase escudo, el volcanismo basáltico continúa con distinta intensidad, excepto en La Gomera, donde las erupciones cesaron hace 5 m.a.. En este volcanismo post-erosivo o de rejuvenecimiento, las erupciones se alinean sobre ejes volcanotectónicos, formando cordilleras (dorsales) en islas como Tenerife (NW-SE y NE-SE) y La Palma (N-S) o condicionando la estructura insular como en el Hierro. La mayoría de las erupciones históricas del Archipiélago también surgen de fracturas coincidentes con estos ejes volcano-tectónicos de índole regional.

Mecanismos eruptivos y estructuras volcánicas

En el volcanismo canario se manifiesta una gran diversidad de mecanismos eruptivos, que pueden sintetizarse en dos grandes grupos: Volcanismo basáltico efusivo y Volcanismo félsico explosivo.

Las erupciones basálticas monogenéticas son relativamente tranquilas, exceptuando las que surgen en la línea de costa, donde es frecuente que la explosividad aumente al interaccionar agua y magma (erupciones hidromagmáticas), formándose conos achatados con cráteres de gran diámetro.

Las erupciones plinianas fonolíticas son responsables de los extensos y potentes depósitos de pómez en el sur de Tenerife, cuya última erupción de este tipo fue la de Montaña Blanca, en la base del Teide, hace 2000 años. También abundan, tanto en Tenerife como en Gran Canaria, los depósitos ignimbríticos que ya fueron descritos como eutaxitas en el siglo XIX.

En cuanto a estructuras volcánicas espectaculares y con un magnífico grado de conservación, destacan la existencia de estratovolcanes (Teide-Pico Viejo, 3718 m: la mayor altura del Océano Atlántico) calderas de colapso (Las Cañadas, con ejes de 16 x 9 Km) túneles lávicos (Cueva de Los Verdes, 7 Km), domos, pitones, conos de cinder, maares, hornitos, redes filonianas, campos lávicos de malpaíses y superficies cordadas, lavas submarinas, etc.

Los magmas canarios. Petrología y geoquímica

El volcanismo predominante en Canarias se alimenta de magmas básicos alcalinos que se generan en el manto superior a unos 70 Km de profundidad. Aunque estos magmas alcanzan rápidamente la superficie, pueden experimentar modificaciones durante su ascenso dando origen a una completa serie de términos: basanitas, basaltos, tefritas, etc.

Sólo en las dos islas centrales (Tenerife y Gran Canaria) se han dado condiciones favorables para que los magmas primarios evolucionen al detenerse temporalmente en cámaras magmáticas emplazadas a pocos kilómetros de la superficie. La evolución geoquÍmica (diferenciación) da lugar a magmas enriquecidos en gases y de composición félsica: traquitas y fonolitas, con términos peralcalinos de tendencias panteleríticas.

La voluminosa y prolongada actividad eruptiva de magmas, primarios y evolucionados, así como su mezcla ocasional, hacen que el archipiélago canario sea una de las áreas volcánicas con mayor variedad petrológica del planeta, como se refleja en cualquier diagrama clasificatorio de rocas volcánicas (Fig. 2).

Las relaciones isotópicas de las rocas volcánicas canarias permiten conocer las fuentes de sus magmas y compararlas con las de otras áreas volcánicas activas. Los contenidos isotópicos de las rocas canarias indican claramente que las fuentes magmáticas se encuentran en un manto anómalo con caracteres HIMU y DM, apreciándose también una participación del componente EM.

Figura 2. Clasificación petrológica de las rocas volcánicas

Figura 3. Clasificación petrológica de las rocas volcánicas de Canarias

LA CAUSA DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS

La Tierra es una máquina térmica movida por el transporte de calor generado por las diferencias de temperatura internas. La mayor fuente de calor está en el núcleo terrestre.

El calor del interior de la Tierra se propaga por tres procesos: conducción, convección y radicación. La convección es la forma más eficaz de transportar el calor al interior de la Tierra. La convección es la transmisión de calor que implica movimientos de materia.

La convección origina corrientes convectivas. Estas corrientes cíclicas de materiales son semejantes a las que se producen en un líquido cuando se calienta: las partes más cercanas a la fuente de calor se calientan más, pierden densidad y ascienden, mientras que las partes más frías, al ser más densas descienden.

Aunque la convección del manto se acepta en la comunidad científica, hay dudas sobre la manera en que ocurre. Hay dos modelos clásicos de convección para el manto: un modelo en el que las corrientes convectivas ocupa todo el manto y otro en el que las celdas convectivas están estratificadas, formando dos niveles o capas.

Los últimos estudios de tomografía computerizada muestran un tercer modelo. Revelan que el transporte de calor se realiza a lo largo de todo el manto y que las placas litosféricas oceánicas también son una parte activa en este proceso. La litosfera continental, al ser menos densa, opone resistencia al hundimiento, y no se introduce en el manto; por lo tanto, no participa en el transporte convectivo de calor y materia en la Tierra.

Se ha evidenciado que las placas oceánicas subducen y pueden llegar hasta la capa D. El descenso de la litosfera oceánica a través del manto está favorecido por dos procesos físicos que ocurren en las placas que subducen: la densificación progresiva de los materiales y el propio descenso por gravedad debido a la diferencia de altura entre las dorsales y zonas de subducción. Los restos de las placas que llegan a la capa D se mueven a lo largo de esta capa y recogen el calor que proviene del interior del núcleo; una vez sobrecalentadas ascienden en forma de penachos térmicos hacia la superficie, y se cierra el circuito convectivo. Algunas veces no llegan a la superficie y se quedan atrapadas en el manto.