La tectónica de placas II: los fenómenos en los bordes de placa

Los bordes constructivos

Se habla de bordes constructivos o divergentes cuando las placas litosféricas que los forman se separan entre sí, debido a la llegada desde el interior de la Tierra de materiales calientes.

El ascenso de los materiales del manto provoca que la litosfera se fracture, formando una falla alargada y deprimida en el terreno, que toma el aspecto topográfico de un enorme valle alargado y más o menos estrecho cuyo fondo es ocupado por ríos o lagos. En la actualidad, la zona del planeta que más claramente muestra esta estructura geológica es el Rift Valley, situado en el Este de África. En el fondo de esta depresión se sitúan, formando una cadena, los Grandes Lagos africanos. La formación es tan típica que su nombre se utiliza con carácter general para referirse a todas las estructuras similares.

Si el proceso de llegada de materiales de la Mesosfera continúa, se produce el afloramiento de estos materiales en el fondo del valle, dando lugar a fenómenos volcánicos. Primero de baja intensidad, lo que explica la elevada concentración de sosa en algunos lagos africanos: la sosa es uno de los productos emitidos en procesos volcánicos hidrotermales. Luego, más adelante, se producen erupciones volcánicas que dan lugar a montañas aisladas y a cadenas montañosas. Los principales volcanes africanos (Monte Kenya, Kilimanjaro y Montes Virunga) se encuentran próximos a, y están relacionados con el Valle del Rift.

Más adelante, el valle se va ensanchando y hundiendo, lo que provoca que termine siendo inundado. De este modo se forma un brazo de mar estrecho y alargado que separa dos masas continentales. La zona geográfica que mejor refleja esta fase del proceso geológico es el Mar Rojo.

Si la llegada de materiales mesosféricos prosigue, las rocas antiguas van siendo remplazadas por materiales nuevos, haciendo que el fondo de este nuevo mar se haga cada vez más ancho. El mar crece desde el centro, de modo que las rocas más antiguas se sitúan junto a los continentes.

En el centro de este mar, donde se produce el ascenso de rocas, se forma una cadena montañosa de carácter volcánico con una falla longitudinal en su centro. Tales estructuras reciben el nombre de dorsales, y la más representativa ocupa el centro del Océano Atlántico. Sus cumbres más altas llegan a sobresalir por encima del nivel del mar, formando Islandia y otras islas distribuidas en mitad de dicho océano.

Los volcanes que forman la dorsal emiten magmas básicos, poco viscosos y por tanto poco explosivos, de modo que la actividad volcánica es poco peligrosa. Ejemplos de este tipo de volcanes son los que forman el archipiélago de las Hawaii. Por otra parte, como las placas se están separando, apenas existe rozamiento entre ellas, de modo que en los bordes divergentes casi no se producen terremotos.

En resumen, en los bordes divergentes entre placas oceánicas se produce la formación de nueva corteza oceánica, lo que da lugar a la formación y expansión de los océanos. En el proceso se distinguen tres fases:

1. Fase de rift, en la que se forma un valle dentro de un continente que se está partiendo.
2. Fase de Mar Rojo, en la que se desarrolla un mar estrecho y alargado, y
3. Fase de Océano Atlántico.

La mayor parte de las rocas que se forman en estas regiones es de naturaleza magmática, resultado del ascenso de magmas procedentes del Manto. Las rocas de esta capa son de naturaleza máfica y ultramáfica (muy ricas en hierro y magnesio). Su ascenso convectivo origina magmas que se forman cerca de la superficie (magmas toleíticos) y que dan lugar fundamentalmente a basaltos y gabros. El enfriamiento en el agua de estos magmas da lugar a la aparición de unas formaciones características que reciben el nombre de basaltos almohadillados. Por otra parte, el aumento de la temperatura también provoca algunos fenómenos metamórficos.

Los bordes transformantes

Si dos plazas litosféricas se desplazan siguiendo direcciones paralelas, como consecuencia del empuje horizontal ejercido por las corrientes de convección, en sus bordes no se crea ni se destruye litosfera, por lo que el borde entre ambas se denomina pasivo o transformante. En cualquier caso, el hecho de que no existan movimientos verticales no implica que no ocurran fenómenos geológicos importantes. El límite entre las placas se reconoce, en la superficie, como una falla uno de cuyos bordes se mueve respecto al otro a lo largo del eje de la propia falla. Esto hace que los materiales rocen entre sí, acumulándose entre ellos energía elástica que, de cuando en cuando, se descarga en forma de terremotos.

La región geográfica donde mejor se aprecian estos procesos geológicos en la actualidad es la Falla de San Andrés, que se extiende a lo largo de California. En esta zona la Placa del Pacífico se desplaza hacia el noroeste, al tiempo que la Placa Americana lo hace hacia el sureste. La falla marca el límite entre ambas placas, y su actividad tiene como resultado que la zona sea una de las de mayor actividad sísmica del planeta. Sin embargo, no se producen fenómenos volcánicos reseñables, ya que no hay movimientos verticales de materiales.

Los bordes destructivos

Las ramas descendientes de las corrientes de convección provocan que las placas litosféricas choquen entre sí. Evidentemente, la inercia de semejantes masas de terreno es enorme, y da lugar a fenómenos geológicos de gran intensidad. Sin embargo, los fenómenos que tienen lugar dependen, en gran medida, de la naturaleza de los materiales que forman las placas que chocan entre sí.

Básicamente, se pueden distinguir dos tipos de placas litosféricas: las oceánicas, que están formadas sobre todo por la corteza del fondo marino, y las continentales, constituidas por terrenos emergidos. Hay una diferencia fundamental entre ellas. La corteza que forma las placas oceánicas está formada por rocas basálticas, procedentes del Manto, por lo que presenta una densidad elevada. En las placas continentales, por encima de esa corteza basáltica aparecen materiales graníticos mucho menos densos. Esto hace que, en su conjunto, las placas litosféricas oceánicas sean más densas que las placas continentales. Esta diferencia de densidad tiene importancia cuando dos placas litosféricas chocan entre sí:

• Choque entre dos placas oceánicas: las dos placas son muy densas, lo que hace que la convección las arrastre a ambas hacia el interior de la Tierra. De este modo se forman surcos extremadamente profundos en el límite entre ambas placas, que reciben el nombre de fosas oceánicas. El hundimiento de los materiales rocosos hace que estos se calienten, llegando a fundirse, de modo que se producen erupciones volcánicas, dando lugar a archipiélagos volcánicos dispuestos, típicamente, en forma de arco, ya que siguen la posición del límite de las placas. Ocasionalmente se producen maremotos en estas zonas. La estructura más representativa de este fenómeno se localiza en las islas Marianas. Se trata de un archipiélago de origen volcánico, en forma de arco, junto al cual aparece la fosa oceánica del mismo nombre, donde se encuentra el punto más profundo de la superficie de la Tierra. El proceso de hundimiento de los materiales hacia el interior de la Tierra recibe el nombre de subducción.

• Choque entre una placa oceánica y una placa continental: en este caso la placa oceánica es más densa que la continental, por lo que ésta tiende a quedarse en la superficie mientras que la placa oceánica se hunde bajo ella. Se trata, de nuevo, de un proceso de subducción que da origen a la formación de una fosa oceánica y de un arco de islas, siendo Japón el ejemplo más paradigmático de este tipo de estructuras

Sin embargo, existen diferencias importantes con el caso anterior. Al estar cerca de un continente, la fosa oceánica recibe grandes cantidades de materiales erosionados que se acumulan en ella, formando un geosinclinal. La cantidad total de sedimentos es enorme, llegando a alcanzar profundidades de varios kilómetros, y dando lugar a la formación de rocas sedimentarias y, en su fondo, metamórficas. Estos sedimentos son empujados por la placa oceánica y pueden llegar a plegarse, formando grandes cadenas montañosas dispuestas a lo largo de la costa de un continente. El mejor ejemplo que se puede citar de estas estructuras es la cadena montañosa que se extiende, de forma prácticamente continua, desde Alaska hasta el extremo sur del continente americano, a lo largo de toda su costa occidental.

Otra diferencia importante entre la subducción que ocurre entre dos placas oceánicas o entre una placa oceánica y una continental es que los materiales que subducen en este caso son sobre todo sedimentos, de carácter ácido y muy viscosos. Esto hace que en estas zonas se produzcan tanto terremotos de gran intensidad como erupciones volcánicas explosivas

Este tipo de procesos permite explicar el origen y la distribución de la mayoría de las cordilleras montañosas de nuestro planeta.

En las zonas donde se produce subducción se observa una clara relación entre la profundidad de los focos sísmicos y la distancia de los mismos hasta la fosa oceánica: los terremotos más superficiales son los que se producen más cerca de la fosa, mientras que a medida que nos alejamos de ese lugar los hipocentros van siendo cada vez más profundos, situándose en un plano inclinado denominado zona de Benioff, y que representa la inclinación y la situación de la placa que subduce.

Los terremotos más profundos detectados en esta zona se sitúan en torno a los 670 Km. Por debajo de esa profundidad se supone que el aumento de temperatura provoca que los materiales se comporten de un modo plástico, deformándose sin romperse, por lo que ya no pueden dar lugar a terremotos.

• Choque entre dos placas continentales: en este caso las dos placas son poco densas, y ninguna de las dos tiende a hundirse. En vez de que ocurra eso, las dos chocan entre sí y se pliegan, dando lugar a una cordillera que queda ubicada entre dos zonas continentales. Como no hay hundimiento de materiales este proceso recibe un nombre diferente: obducción. En general, antes de que dos fragmentos de corteza continental lleguen a chocar directamente, se ha producido en su margen la subducción de un fragmento de corteza oceánica, por lo que ya existen en ellos cadenas montañosas litorales, entre las cuales se eleva una nueva cordillera, más elevada aún que la anterior.
El ejemplo más claro de obducción es la formación del Himalaya, uqe se produjo como resultado del choque del subcontinente indio con el continente asiático.

Este mismo proceso se producirá en el futuro en la Cuenca Mediterránea. El continente africano se está desplazando hacia el norte, chocando con el sur del continente europeo, lo que provocará el cierre del Mediterráneo. Los sedimentos que se están acumulando en su fondo se plegarán y formarán una cordillera entre los Alpes y el Atlas.

La Tectónica de placas permite explicar, por lo tanto, los principales acontecimientos geológicos que han ocurrido en nuestro planeta a lo largo de su historia, así como los principales fenómenos geológicos internos que ocurren en él en la actualidad. En particular, los límites de placa son las zonas donde se producen la práctica totalidad de volcanes y terremotos. Conocer a fondo la dinámica de las placas tectónicas tiene, por tanto, utilidad en la previsión y prevención de los efectos de este tipo de fenómenos

La formación de rocas en los bordes destructivos es bastante más compleja que la que ocurre en los límites constructivos. En las cuencas sedimentarias ante arco y tras arco, situadas a ambos lados de los arcos insulares, y en la propia fosa oceánica, se depositan grandes cantidades de sedimentos procedentes del propio arco de islas y del continente, lo que da lugar a la formación de rocas sedimentarias. De hecho, este es el entorno en el que se generan la mayor parte de las rocas sedimentarias del planeta.

El segundo proceso petrogenético que se produce en las zonas de subducción es la formación de magmas, que se debe al calentamiento de las rocas que se van hundiendo hacia el interior. Los magmas que se forman tienen diferente composición química, según la profundidad a la que se van fundiendo los materiales:

• Los magmas toleíticos son los que se forman a una menor profundidad, por debajo de los 50 Km, y dan lugar a los arcos insulares.
• Los magmas calcoalcalinos se forman entre los 80 y los 160 Km, aproximadamente.
• Los magmas potásicos tienen su origen a partir de los 300 Km.

Los magmas más ácidos, calcoalcalinos y potásicos, dan lugar a fenómenos volcánicos en el continente, y provocan la formación de rocas como andesitas y riolitas.

El aumento de presión y de temperatura en estas zonas también produce un doble cinturón de metamorfismo: en la zona de subducción se producen fenómenos metamórficos de alta temperatura y presión moderada que da lugar a la formación de esquistos azules, y en la zona de plegamiento, bajo la cordillera, donde tiene lugar un metamorfismo de alta presión y baja temperatura que permite la formación de esquistos verdes.

El ciclo de Wilson

 El conjunto de procesos que tienen lugar en los bordes entre placas fueron reunidos y ordenados en un modelo teórico que recibe el nombre de ciclo de Wilson, en honor de Tuzo Wilson, aunque no fuera él quien lo propuso. Se trata de un modelo teórico, que puede no producirse íntegramente, ya que los procesos que describen pueden detenerse en cualquier momento, pero que permite explicar de forma global el comportamiento tectónico de nuestro planeta.

El modelo se inicia con un cratón continental estable, bajo el cual se establece, en un momento dado, una corriente de convección ascendente. La llegada de magma a la zona provoca la apertura de una fosa tectónica (valle de rift) donde se producen fenómenos volcánicos.

A medida que continúa el ascenso del magma el valle se va ensanchando, dando lugar primero a un mar alargado y estrecho (como el Mar Rojo) y después a un océano en expansión, similar al océano Atlántico.

El empuje de esta placa oceánica en crecimiento da lugar a la apertura de una zona de subducción. En una primera fase el contacto destructivo puede producirse entre dos fragmentos de litosfera oceánica, pero esta se va destruyendo, hasta que se produce un límite entre una placa oceánica y una contiental.

Si cesa el ascenso del magma en la dorsal esta se agota, y el océano se va cerrando progresivamente, dando lugar a procesos orogénicos pericontinentales. Cuando el océano se cierra por completo se produce obducción, como consecuencia del encuentro entre dos fragmentos de litosfera continental. Se forma, entre ambas, una cordillera intercontinental que sufre procesos erosivos hasta generar un relieve aplanado, similar al del cratón original.