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Tema 10 – Interpretación de los fenómenos geológicos en el marco de la teoría de la tectónica de placas

1. INTRODUCCIÓN

Cualquier región de la Tierra está sometida a una serie de fuerzas que tienden a desplazar y distorsionar las rocas que La constituyen. En algunos casos, estas fuerzas son pequeñas o actúan sólo durante cortos períodos de tiempo, de forma que no originan deformación. Otras veces, las fuerzas son mayores y son aplicadas durante Largos períodos de tiempo, creando deformaciones permanentes a todas Las escalas. Las zonas más intensamente deformadas son Las cadenas plegadas, megaestructuras que recorren los continentes. EL estudio a escala meso y microestructural de seg­mentos de estas cadenas permite reconstruir su evolución dinámica y enmarcarlas dentro del entorno geológico presente en el tiempo de su formación. Desde que en La década de los setenta apareció la Teoría de La Tectónica de Placas se han podido explicar muchos de Los fenómenos geológicos que acontecen en nuestro planeta desde Los más catastróficos y súbitos hasta los más tranquilos.

Igualmente, se han podido relacionar La distribución de Los magmas y yacimien­tos minerales con Lugares, generalmente, denominados bordes de placa, y que han facilitado enormemente su estudio genético.

Los complicados procesos de metamorfismo también han encontrado explicación dentro de esta teoría geológica, así como la evolución de Las cuencas sedimentarias y las distintas rocas que se pueden originar en su interior.

2. LA TECTÓNICA DE PLACAS EN RELACIÓN CON LOS PRINCIPALES FENÓMENOS

Desde que en la década de los 70 se estableció la “Teoría de la Tectónica de Placas” la mayor parte de los fenómenos geológicos que se observan en la corteza terrestre han podido tener una explicación ya que están asociados a los denominados bordes o límites de las placas. Así, el plutonismo, vulcanismo, sismicidad, sedimentación y metamorfismo tiene una íntima relación con la evolución de estos bordes que se localizan en diferentes partes de la superficie de nuestro globo.

Los bordes de placa se clasifican en cuatro tipos:

– Bordes pasivos: sedimentación y evolución de las cuencas sedimentarias.

– Bordes constructivos: vulcanismo crea corteza oceánica y reciben el nombre de dorsales.

– Bordes de falla transformante: fenómenos de sismicidad y metamorfismo.

– Bordes activos: donde la destrucción de la placa oceánica genera los principales y más intensos fenómenos geológicos.

La formación de los bordes de placas están relacionados en el denominado Ciclo de Wilson

Desde el momento que se empezó a fracturar el primitivo “pangea” comenzaron a formarse las primeras dorsales oceánicas, el vulcanismo y emisión de basaltos comenzaron a formar los primeros fondos oceánicos que no sobrepasan los 260 millones de años (m. de a.) de antigüedad.

La formación de los bordes continentales o pasivos comienzan a generarse desde el mismo momento que las placas continentales retroceden ante el empuje de las placas oceánicas y en algunos lugares se producen choques entre las mismas que determinan la subducción de placas oceánicas y la consiguiente formación de los bordes activos o destructivos. Al mismo tiempo en la dorsal comienzan a producirse una serie de desgarramientos que se conocen como “fallas de transformación” y que son considerados también como un tipo muy especial de bordes de placas. A toda esta secuencia de procesos van asociados una serie de fenómenos geológicos que vamos a ver a continuación.

2.1. Sedimentación en los bordes continentales

Los tipos de sedimentación que se producen sobre los bordes pasivos son controlados por variaciones de la profundidad de las plataformas continentales, así como por el avance y retroceso de la línea de costa. El espesor no aumenta en función directa de la edad del borde, a este tipo de margen se le denomina margen pobre, como el del golfo de Vizcaya, muy antiguo, mientras que el margen joven como el que corresponde al Golfo de California alberga un espesor de sedimentos muy grande.

Las series de sedimentos en los bordes de los continentes llegan a alcanzar hasta los 15 Km de espesor. La mayor profundidad conocida son los 11 Km detectados en las Fosas de las Marianas, es decir en bordes activos; en los bordes pasivos la profundidad no suele rebasar los 5 ó 6 Km

Hemos de recordar que la mayor parte de los acontecimientos geológicos dejan huellas en las rocas. En este caso, el estudio de las rocas sedimentarias de los bordes continentales nos permite asegurar que las rocas que ocupan el muro o base de la serie no se depositaron a demasiada profundidad, sino que lo hicieron a una profundidad moderada. ¿Por qué están tan profundas entonces?. Solo puede existir una respuesta, el fondo de la cuenca de sedimentación se ha hundido según se han ido depositando los sedimentos o cuando ha acabado la sedimentación. A este proceso se le llama en Geología subsidencia, y tradicionalmente se ha explicado como un efecto del peso de los propios sedimentos, que hundían la corteza.

Hoy en día no es aceptado que la subsidencia se produzca únicamente por el peso de los sedimentos, hay que tener en cuenta que los sedimentos por estar sumergidos, sufren el Efecto de Arquímedes, con lo que su peso efectivo se ve disminuido. Además, se conocen muchas cuencas cuya subsidencia ha comenzado antes de la sedimentación.

Al desarrollarse la Tectónica de placas, se pensó que ésta podía explicar también el fenómeno de la subsidencia, la subducción se encargaría de hacer descender el borde continental. Pero esta teoría no es válida porque la subducción provoca terremotos, y las grandes subsidencias se dan precisamente en los bordes inactivos, es decir asísmicos.

La solución al problema de la subsidencia la encontramos en el examen detallado del Ciclo de Wilson. En la fase inicial, la zona por donde el continente se va a fragmentar se eleva como consecuencia de la acumulación de magma en el manto. La primera corteza oceánica formada se soldará a este continente elevado.

Luego, cuando el conjunto se separa de la dorsal por la extensión del fondo oceánico, se enfría y al hacerlo pierde volumen y subside. Como la corteza continental es heterogénea, la subsidencia será desigual y se crearán tensiones que producirán fallas.

2.2. Las dorsales oceánicas

Se llaman también Bordes Constructivos, pues en ellos se crea nueva litosfera oceánica. Bajo el punto de vista mecánico corresponden a las zonas de divergencia de placas, donde los límites de las placas se separan. El proceso de formación y evolución de una dorsal sería el siguiente,

– En el manto superior aparece cierta cantidad de magma, con los que el límite litosfera-astenosfera sube debido a la elevación de la temperatura de la zona. Este paso de litosfera a astenosfera implica aumento de volumen, pues en la astenosfera comienza la fusión. Se forma así un domo térmico.

– Al mismo tiempo la litosfera se adelgaza y es curvada por el ascenso del domo térmico, que finalmente la fractura. Los bloques centrales se fallan y se hunden formándose una fosa tectónica.

– Por las fracturas comienza a salir el magma y aumentar el volumen. La unión longitudinal de varios de estos domos térmicos forma una dorsal mesooceánica con un gradiente térmico de fusión muy alto

– Finalmente la formación repetida de magmas basálticos crea una nueva corteza oceánica a partir del eje de la dorsal.

Existen diferencias entre el gradiente térmico de una dorsal oceánica y la de las llanuras que la rodean o llanuras abisales

Esta propiedad física encaja perfectamente con la existencia en las dorsales de un volcanismo intenso. La elevada temperatura del fondo oceánico en las dorsales se explica suponiendo la existencia de magmas a pequeña profundidad. Estos magmas llegarán a la superficie con facilidad, sobre todo si existen en la dorsal abundantes zonas de fractura por las cuales puedan ascender.

Los terremotos que se originan en las dorsales oceánicas son de los llamados distensivos, es decir, producidos cuando la roca fallada está sometida a estiramientos.

La ausencia de sedimentos sobre las rocas volcánicas de las dorsales, no parecía nada anormal, porque las dorsales están en general muy lejos de los continentes, que son las zonas que al erosionarse producen la mayor parte de los sedimentos. Por el contrario las llanuras abisales contiguas a las dorsales están cubiertas de sedimentos (restos de plancton y con material volcánico) y además el grosor de estos aumenta a medida que nos alejamos de las dorsales,

La diferencia de grosor se debe a que al ser más antiguos los materiales más alejados de la dorsal, han tenido sedimentación durante más tiempo.

Los basaltos submarinos de las dorsales son de naturaleza toleítica como corresponde a una zona de elevado gradiente y flujo térmico, por lo que son poco diferenciados, algo ricos en silicio y provienen de poca profundidad, de 15 a 30 Km como mucho.

El relieve de la dorsal puede adquirir dos modalidades:

Valle de Rift, valle definido por escarpes de falla de hasta 1 Km de altura propio de las fosas tectónicas como corresponde a las del Atlántico; estas serán zonas de alta sismicidad que se produce por los esfuerzos de separación de la litosfera.

– dorsal mesooceánica del Pacífico oriental, aquí en lugar de fosa tectónica se ha formado un “horst” o “pilar tectónico”, de unos 20 Km de ancho, debida esta a la mayor cantidad de magma acumulado debajo de la litosfera que impide que cuando esta adelgaza y se comba, se hunda. Esto implica una mayor velocidad de expansión del fondo Pacífico (12 cm. anuales) comparados con los 4 cm. del fondo Atlántico o en algunos lugares menos.

Un efecto de la existencia de grandes cantidades de magma bajo las dorsales puede observarse en la fuerza de la gravedad en estas zonas. Los magmas son menos densos que las rocas sólidas de igual composición, por lo que la masa que corresponde a un determinado volumen será menor (M = V • d).

Como según la ley de Newton, la fuerza de atracción depende de las masas, una masa menor atrae menos a un cuerpo en la superficie, por esto las dorsales serán zonas de mínimos relativos gravitatorios llamadas anomalías gravitatorias negativas.

Aquí es donde se edifican una serie de volcanes submarinos, denominados de fisura y que en nada tienen que ver con los conos volcánicos, es decir, a cada nueva separación de la corteza oceánica reciente, el magma basáltico es emitido por la fisura formada por esa separación y se edifica encima de ella una colina basáltica alargada de algunos centenares de metros. todo ocurre con calma, ya que la presión externa que ejerce el agua (entre las 200 y 300 atmósferas) mantiene la fase gaseosa casi completamente disuelta en el magma. Las coladas adoptan formas muy peculiares, extendiéndose y formando tubos de lava que reciben el nombre de lavas almohadilladas, o adoptan la forma de colada normal de superficie plana en el eje de la dorsal.

Geográficamente la cadena de dorsales tiene al menos cinco puntos de arranque: En el extremo norte del mar Rojo, En las islas Oreadas del Sur en el Atlántico, En la desembocadura del río Lena, en las costas de Siberia, En las costas del Sur de Chile, En Vancouver, costa canadiense del Pacífico.

Entre estos puntos se extienden las dorsales a lo largo de más de 60000 Km en el centro de los océanos Atlántico e Indico pero no así en el Pacífico, cuya dorsal está mucho más cerca de las costas americanas que de las de Asia. Esto es debido a que la dorsal del Pacífico ha surgido en un océano por lo que no mueve continentes y no se crea ninguna simetría como ocurre con las dorsales Atlántica e Indica que sí lo han hecho y los continentes retroceden simétricamente a partir de ellas. Las dorsales Atlántica e Indica han comenzado un ciclo de Wilson, mientras que la del Pacífico ha comenzado a funcionar a mitad del ciclo.

2.3. fallas de transformación

Con mucha frecuencia las dorsales aparecen desplazadas lateralmente en lo que se ha dado por llamar Zonas oceánicas de fractura. se pueden considerar como un tipo especial de fallas de desgarre u horizontales. En estos lugares no se crea litosfera. Presentan un valle central parecido a los valles de rift atlánticos pero en el cual el lado más cercano a la dorsal aparece más elevado.

La sismicidad es muy frecuente en las zonas de falla transformante, pero solamente en el fragmento situado entre las dorsales, lo que ha llevado en la actualidad a creer que son lugares de compleja actividad geológica de importancia fundamental para determinar la estructura y evolución de las cuencas oceánicas.

2.4.La Subducción

La subducción es el fenómeno por el cual una placa litosférica se introduce debajo de otra, cuando está en un fenómeno de convergencia de placas. El proceso tiene lugar pues, en los bordes de placa denominados destructivos, también llamados márgenes activos.

La placa que subduce pasa a fundirse en el seno de la astenosfera. Es más bien el borde de la placa que cabalga sobre la que subduce el que se denomina borde activo por aparecer procesos que llevan a la construcción de una nueva corteza continental (orógeno térmico).

La distribución de la sismicidad sobre un mapa nos marca los márgenes activos ya que es allí donde se concentra un 90 % de toda la actividad sísmica del planeta. La mayor parte se sitúan bordeando el océano pacífico y siguen por una línea ondulante que va desde el Estrecho de Gibraltar pasando por el Mediterráneo oriental, Golfo Pérsico, Himalaya, Indonesia hasta llegar al extremo oriental de Asia, Japón, Filipinas, Marianas, Aleutianas, etc., y continuar a la costa occidental de América Central y América del Sur.

Igualmente si se observa la distribución de los volcanes aéreos se verá que coinciden con las zonas de sismicidad, formando lo que se ha venido llamando el Cinturón de fuego del Pacífico que se extiende a las costas mediterráneas, especialmente al Mediterráneo oriental. También es importante resaltar que en las costas del océano Pacífico aparecen las mayores fosas marinas en extensión y profundidad y que las mayores alturas de la superficie del planeta coinciden en la línea de sismicidad, actividad volcánica antes mencionada como las cordilleras de: Himalaya, Caucase, Alpes, Andes y Atlas.

La sismicidad está originada por las comprensiones, tensiones y choques de placas. El magmatismo procede de la fusión parcial que sufre la placa subducente y los bordes de placa activa. Las fosas son originadas por las mismas placas subducentes una vez enfriadas en su descenso a la astenosfera, y las cadenas de montañas son el resultado de los replegamientos, abombamientos e imbricaciones de placas.

Tipos de bordes activos y fosas de subducción

– Una placa oceánica subduce bajo otra placa oceánica lejos de zonas continentales, el resultado es la formación de arcos de isla como serían en la actualidad las islas Aleutianas o Marianas.

– La placa oceánica subduce por debajo de otra placa oceánica, pero en las
cercanías del continente, se forman los arcos de isla pero con un mar interior.
Es el caso de Japón y Filipinas.

– Una placa oceánica subduce bajo una placa continental, el resultado es la formación de un orógeno térmico del tipo de los Andes en la costa occidental de América del Sur con el Pacífico.

– Una placa continental subduce bajo otra placa continental, esto es lo que se
llamaría la abducción continental, el resultado es la formación de un orógeno
de colisión, tipo Cordillera del Himalaya.

Accidentes geológicos asociados al fenómeno de subducción

En las fosas oceánicas los procesos geológicos originan una serie de accidentes entre los cuales destacan: los planos de Benioff, arcos de isla y cordilleras marginales.

– Zonas o planos de Benioff

Están descritos dentro de la zona de subducción por los hipocentros de los distintos terremotos que se han producido. Dichos hipocentros guardan una linearidad como la que muestra la figura 9, formando un ángulo próximo a los 45° con la superficie terrestre.

La sismicidad en los planos de Benioff depende de la inclinación y velocidad con que la placa penetra en la zona de subducción. Así, los planos de Benioff muy tendidos corresponden a velocidades de subducción muy elevadas predominando la fuerza de empuje de la placa sobre la fuerza de gravedad; los planos de Benioff con mucho buzamiento corresponden a velocidades bajas ya que la fuerza de la gravedad predomina sobre la fuerza de empuje de la placa.

En los planos de Benioff se distinguen tres zonas de sismicidad según el origen: Sismos de origen tensional, localizados en las partes superficiales de las placas, es donde la placa sufre la máxima curvatura; sismos de cizalla, en la parte intermedia de la placa, tienen su origen en los roces de la placa con las paredes de la fosa, desencadenando fuerzas de cizalla; y Sismos comprensionales, producidos por la resistencia a la penetración que encuentra la placa en zonas profundas.

Otro caso de obducción es cuando una placa remonta en otra sin dar origen a la subducción o planos de Benioff, se puede dar sismicidad de cizalla del mismo tipo a la que se origina en el centro de la placa subducente

– Arcos de Isla

Son conjuntos de islas volcánicas que tienen como característica que al ser paralelas a la línea de costa forman arco. Este paralelismo se debe a que los arcos insulares se forman por subducción de placas oceánicas bajo placas oceánicas. La formación se debe al ascenso de magmas por las vías de comunicación que la propia placa subducente abre con la astenosfera y que solidifica al igual que ocurre en las dorsales oceánicas. Entre el arco insular y el continente se instala generalmente una pequeña cuenca de sedimentación (mar interior) que recibe el nombre de miogeosinclinal que recibe el aporte más grueso de sedimentos del continente, el resto de la cuenca que queda desde el arco insular a la dorsal recibe el nombre de eugeosinclinal que recibirá el aporte de sedimentos más fino del continente.

– Cordilleras Marginales (Orógenos térmicos y de colisión)

Los márgenes activos de los continentes cambiarán cuando las cuencas oceánicas se cierren y los continentes choquen en la zona de subducción; tiene lugar entonces una fase tectónica que plegará todos estos materiales produciendo el orógeno y que quedará incorporado al continente en forma de cadena montañosa en donde a distintos niveles se podrán encontrar rocas volcánicas, sedimentarias, magmáticas y metamórficas. A este tipo de cordilleras se las denomina marginales por encontrarse en el margen continental siendo la secuencia de hechos la siguiente: En la zona de subducción la destrucción de corteza oceánica es más rápida que la producción de la misma en las dorsales, debido a esto la dorsal se irá poco a poco acercando a la fosa hasta que llegue a ella, entonces o ambas se aniquilan, o la dorsal es subducida por la fosa y a continuación las placas que vienen detrás hasta llegar el continente con su correspondiente geosinclinal, obturará la fosa no sin antes haber producido abundante plegamiento. Por detrás del continente puede haberse formado una nueva fosa de subducción.

El mecanismo puede quedar complicado si existen microplacas, pequeñas cuencas oceánicas y restos de dorsales, como ocurre en ciertos márgenes de la cuenca Mediterránea.

3. DISTRIBUCIÓN DE LOS MAGMAS

La profundidad, el gradiente y las rocas de la corteza influyen notablemente en las características de los magmas que se van a generar en cada uno de los bordes de placas anteriormente vistos.

3.1.Tipos de magmas químicos primarios

Entendemos por magmas primarios o juveniles aquellos que tienen la composición original. Son:

Magmas toleíticos Son magmas de tipo basáltico con un 50% de SiO2 . su formación es posible a partir de una peridotita (olivino+piroxeno) que se formó entre los 15 y 20 Km de profundidad cuando el porcentaje de fundido alcanza entre el 25 y 30%. Es un magma poco diferenciado al ascender rápidamente y no tener tiempo para sufrir contaminaciones.

Magmas alcalinos Es un magma basáltico con un 45% de SiO2, aproximadamente, y rico en metales alcalinos (Na y K). Experimentalmente se ha comprobado que el magma del que provienen estas rocas se originó por un 10 ó 15% de fusión del manto a profundidades de 50 a 70 Km. Desde estas profundidades el magma tarda en subir a la superficie y le da tiempo a diferenciarse y así la denominada “serie alcalina” incluye: basaltos, traquitas, riolitas y sus equivalentes plutónicos. Existen magmas entre toleíticos y alcalinos.

Magmas calcoalcalinos Parecidos a los anteriores pero con una considerable proporción de calcio. Los dos tipos de rocas más importantes que incluye son las andesitas y las riolitas y sus equivalentes plutónicos; dioritas y granitos, así como las rocas intermedias.

Se forman por fusión a gran profundidad (100 a 150 Km) de la corteza en zonas de gran subducción, existe por lo tanto mucha diferenciación dando origen en muchas ocasiones a series complejas y magmas secundarios.

Magmas potásicos o shoshoníticos Con las mismas composiciones que los anteriores pero con una elevada proporción del K en detrimento en algunas ocasiones del Na. Son más profundos que los calcoalcalinos y por lo tanto, los procesos de diferenciación quedan más patentes, así como las consecuencias antes comentadas en los calcoalcalinos.

3.2.Magmas en los bordes pasivos

Se puede decir que no existe magmatismo importante y que solamente quedan los residuos del magma ya enfriado y contraído; basaltos que se formaron en los primeros estadios de la expansión del océano hace 250 millones de años que es la máxima antigüedad detectada en estos materiales soldados a los bordes pasivos y muy alejados ya de la dorsal o borde constructivo.

rocas basálticas de la serie toleítica, que probablemente utilizan para su ascenso las fracturas de la corteza continental

3.3.El magmatismo en las dorsales o bordes constructivos

En la zona de dorsal se origina un nivel basáltico de la corteza oceánica debido a los ascensos de magma anteriormente mencionados. Por debajo, el magma basáltico consolida en plutones de gabro conectados a los de basalto.

Existe un proceso de diferenciación fraccionada que origina que la composición inicial del magma extruído difiera más o menos del primitivamente originado en la cámara magmática y del que asciende hacia la superficie. Este proceso de fraccionamiento se lleva a cabo por la separación del olivino, plagioclasa y piroxeno del magma, lo que implica el progresivo enriquecimiento del líquido residual en FeO, SiO2, TiO2, Na2O y P2O5, y su empobrecimiento en MgO, CaO y A12O. Estos cristales se acumulan en el fondo de la cámara magmática al ser más densos que el fundido silicatado restante y darán origen a unas rocas de tipo básico y ultrabásico tipo “peridotita” o “gabro”. Magmas en los bordes de las transformantes

Al existir la posibilidad de estudiar el vulcanismo aéreo de Islandia, que como se sabe es parte de la dorsal oceánica e incluye una serie de fallas de transformación importantes, se ha podido conocer el magmatismo en este tipo de bordes. Se producen magmas de tipo alcalino ya que su gradiente geotérmico es menor que el de las dorsales submarinas.

Se dan pocas rocas magmáticas del tipo gabro y peridotita.

3.4.Magmas en los bordes activos o destructivos

El magmatismo se debe a la fusión parcial de la corteza oceánica que subduce. Los fundidos se incrustan en la litosfera pasiva como plutones de tipo diorítico o granítico, si llegan a la superficie se convierten en andesitas o riolitas en los arcos insulares o en el mismo borde del continente, por lo que se trata de magmas alcalinos y en alguna ocasión llegan a ser potásicos.

Otra característica que influirá en la composición de los magmas es la liberación de agua que producirá un fuerte incremento en los magmas. Así pues, dependiendo de la presión y cantidad de agua se van a generar las distintas series de magmas en una zona de subducción (figura 10). También varían las diferenciaciones con la presión de CO2 y la fusión (figura 11).

3.5.Los yacimientos minerales en relación con los bordes de las placas

A cada tipo de borde se le asocia un tipo de yacimiento más frecuente:

Bordes continentales pasivos hidrocarburos por su ambiente pobre en oxigeno y alta velocidad de sedimentacion

Bordes transformantes: flujo térmico, fracturas profundas. Sulfuros de Fe, Cu, Zn, Pb y oxidos de Ni, Ti

Bordes constructivos: Cr, Ni, sulfuros de Fe, Zn y Cu, oxidos de Mn. Hidrocarburos, por la escasa circulación propicia en ambiebntes ricos en materia organica y en el caso de ser mar calido evaporitas.

Bordes activos o destructivos yacimientos de cobre porfiroide se forman en relación con las masas plutónicas producidas en la subducción, tanto en arcos insulares con oro en sus paragénesis, como en las partes estructuralmente altas de orógenos marginales. Los yacimientos de estaño y wolframio de la provincia circumpacífica están claramente relacionados con granitos formados en similares procesos subductivos.

4. LOCALIZACIÓN DE DISTINTOS TIPOS DE METAMORFISMO EN RELACIÓN CON LA TECTÓNICA DE PLACAS

Las diferentes condiciones de presión y temperatura, así como la actuación de los líquidos mineralizadores, hace que en los bordes de placas se den diferentes tipos de metamorfismo y que estos se localicen en lugares determinados con unas características que los hacen propios del lugar.

4.1.El metamorfismo en las dorsales

Partiendo de que la corteza oceánica está formada por basaltos, gabros y peridotitas, más o menos serpentinizadas y que en las dorsales excepto en la Pacífica, se han encontrado rocas metamórficas de tipo metabasaltos y metagabros, hemos de admitir que se han producido procesos metamórficos y metasomáticos.

Estos se caracterizan por una pequeña e incipiente esquistosidad y por grandes reajustes mineralógicos entre los que destacan:

– La albitización de las plagioclasas calcicas.

– La transformación del olivino, piroxenos y anfíboles en minerales de temperaturas más bajas.

Conjugando las condiciones reinantes en la corteza oceánica (1500 y un espesor de 16 Km) con estas paragénesis, estas rocas sólo se han podido formar en las crestas de las dorsales debido al flujo térmico que origina la salida del material ígneo que pondría además en circulación fluidos acuosos calientes con gran actividad metasornática.

4.2.Metamorfismo en los bordes pasivos

Las series sedimentarias de los bordes continentales pasivos sufren un metamorfismo débil debido a la propia carga de las rocas superiores llamado metamorfismo de enterramiento o de carga litostática.

Las principales características de este metamorfismo son la aparición de la esquistosidad y la ordenación de los minerales planos. Cuando en una fase sucesiva del ciclo de Wilson la zona se transforma en un borde activo de placa, la elevada temperatura comenzará a producir un metamorfismo más enérgico que en general borrará las huellas de éste.

4.3.Metamorfismo en los bordes de falla transformante

El metamorfismo en los bordes de falla transformante es muy importante y es de origen cataclástico (de presión y fricción) llegando a transformar las peridotitas del manto en serpentinas.

4.4.Metamorfismo en las zonas de subducción de los bordes activos

En general existe un metamorfismo muy variado pero al mismo tiempo muy ordenado en las zonas de subducción, este ordenamiento consiste en una disposición en franjas que los geólogos japoneses han bautizado con el nombre de cinturones metamórfieos.

Estos cinturones o zonas metamórficas se han originado durante la historia de la Tierra en sus distintas épocas en donde han quedado unas características. Desde el punto de vista de la Tectónica de placas, la mayoría de los cinturones fanerozoicos (> 570 m.a) de metamorfismo regional, y quizás también los del Proterozoico más superior pertenecen a uno de los siguientes tres tipos fundamentales:

– Cinturones metamórficos formados en márgenes continentales activos.

– Cinturones metamórficos formados en arcos de islas.

– Cinturones metamórficos formados en orógenos colisionales.

El primer tipo puede estar formándose en la actualidad en todo el borde occidental de Suramérica, donde la placa de Nazca subduce bajo el continente.

El segundo tipo admite dos posibilidades, según que la subducción se realice hacia el continente o hacia el margen, en este caso la corteza oceánica procedería de una cuenca marginal. Cinturones metamórficos originados en el otro supuesto se deben de estar formando en la actualidad bajo la costa oriental del Japón.

El tercer tipo puede estar teniendo lugar actualmente en la cordillera del Himalaya.

Características de los cinturones formados bajo arcos de islas y bordes continentales

Estos dominios se caracterizan por la existencia de un plano de litosfera oceánica en subducción bajo una corteza continental o intermedia. Los cinturones formados en estas condiciones, ya sea bajo un continente o arcos de islas, tienen las mismas características. Miyashiro (1973) propuso que en estos dominios aparecen dos cinturones metamórficos, paralelos y estrechos: un cinturón de metamorfismo de alta presión (alta P/T) y otro de baja presión (baja P/T).

– El cinturón de alta presión

Se encuentra en el lado oceánico, en las proximidades de la trinchera. El metamorfismo tiene lugar con gradientes bajos (10º c/Km), dando lugar a condiciones propias de facies de las zeoíitas, esquistos verdes, esquistos azules y prehenita-pumpellita.

La anchura del cinturón metamórfico no supera las pocas decenas de Km y las rocas de alta presión no suelen estar acompañadas por intrusiones de granitos. Las rocas que se metamorfizan son los sedimentos y rocas ígneas del prisma acrecional de la trinchera y la propia litosfera oceánica, que suele acabar eclogitizada a cierta profundidad.

La causa del metamorfismo de alta P/T radica en la depresión que sufren las isotermas en la litosfera en subducción, lo que está provocado por la menor T de la placa fría que subduce y por la pobre conductividad de estas rocas, que obliga a largos períodos hasta que se igualan las temperaturas entre placa descendente y suprayacente.

Un rasgo común a todas las zonas de esquistos azules formadas en el contexto descrito es la presencia de dos asociaciones Htológico-estructurales características: las melanges tectónicas y las ofiolitas,

– El cinturón de baja presión

Se encuentra hacia el continente o arcos de islas. El metamorfismo tiene lugar con gradientes intermedios o altos (250°c/Km); las rocas más extendidas pertenecen a las facies de las anfibolitas, aunque la fusión puede alcanzarse en los sectores más profundos. En este cinturón son abundantes las rocas graníticas, que suelen posdatar el climax metamórfico.

La anchura del cinturón de baja presión puede ser similar o mayor que la de alta presión. Las causas del metamorfismo hay que buscarlas aquí en la elevación de las isotermas que provoca la intensa actividad magmática.

Características de los cinturones formados en orógenos colisionales

Hasta hace poco tiempo eran muy mal entendidos los orógenos que contenían grandes extensiones de rocas metamórficas dinamotérmicas. La investigación en estos dominios ha relevado que, casi siempre, se originan durante una colisión entre dos masas continentales.

Las zonas sometidas a colisión se caracterizan por una corteza engrosada, alcanzándose en ocasiones potencias dobles de las originales. En estos dominios pueden encontrarse facies de alta presión (glaucofana), de presión intermedia (distena-sillimanita) y de baja presión siendo este el más frecuente en este tipo de metabolismo (andalucita-sillimanita).

Los cinturones metamórficos de este tipo tienen gran anchura, por lo que las rocas formadas en ellos son las más extendidas dentro del metamorfismo regional. Presentan texturas con anisotropía y recristalización sintectónica. El metamorfismo acaba siendo contemporáneo de una intensa actividad magmática, representada sobre todo por plutones graníticos y dioríticos.

Las áreas metamórficas formadas en orógenos colisionales son sin duda las de mayor complejidad. Esta complejidad se fundamenta en el hecho de que el metamorfismo regional se sobrepone a otros anteriores, originados en un estado subductivo precolisional (cinturones dobles de alta y baja presión), o en otros ciclos orogénicos más antiguos que afectaron a los bordes continentales colisionales.

5. LAS CUENCAS SEDIMENTARIAS. LAS ROCAS ORIGINADAS Y LA TECTÓNICA DE PLACAS

Es de gran interés el estudiar la evolución de las cuencas sedimentarias a lo largo del Ciclo de Wilson y por lo tanto ver las aplicaciones que tiene en sedimentología la Tectónica de placas. Este comienza con la fragmentación de un continente, sigue con la creación de una cuenca oceánica entre los fragmentos, y termina con la formación de una cadena de montañas por colisión de estos.

En las zonas estables continentales se definen las cuencas intracratónicas, las cuencas de Maranbao, en el nordeste de Brasil y el mar Báltico, son claros ejemplos.

En las cuencas intracratónicas se acumulan materiales procedentes de relieves muy bajos, lo que correspondería con la etapa senil del ciclo de Davis. Con un relieve muy maduro y un transporte muy lento y prolongado, los minerales-alterables se han descompuesto ya, de forma que lo que queda son casi exclusivamente granos de cuarzo. Las areniscas formadas así se denominan ortocuarcitas.

Cuando un continente comienza a fragmentarse, se origina una fosa tectónica que empieza a llenarse inmediatamente de sedimentos fluviolacustres de las zonas elevadas, intercalándose con ellos evaporitas, cuando el clima es árido, y productos volcánicos, pues la fragmentación va acompañada por un magmatismo intenso. Son las cuencas denominadas de rift, ejemplos los tenemos en el valle del Rin, el lago Baykal, en Siberia y el mar Rojo, donde las principales cuencas de sedimentación se instalan en los bordes hundidos de los continentes vecinos.

También están los aulacógenos, que son cuencas alargadas, con fuerte subsidencia, relacionados con los procesos de apertura continental. Con frecuencia existen sales en su base con sedimentos detríticos encima. Se forman en la etapa de ruptura continental más avanzada que la del rift. La secuencia sedimentaria típica comienza (en clima cálido) por las capas de sal originadas en salinas naturales, cuando el océano era sólo un brazo de mar aislado. A continuación la sedimentación es terrígena, variando desde aluvial a deltaica hasta enlazar con la plataforma continental.

Al ir generándose en la dorsal de la corteza oceánica, los continentes se separan, y la mayor sedimentación se produce en sus bordes, que son de los llamados de tipo atlántico. El carácter de la sedimentación va variando a medida que aumenta la anchura del océano: al principio, con bordes continentales aún elevados (la dorsal está aún cerca, y toda la zona está bajo su influencia térmica), los ríos son cortos y rápidos, y depositan sedimentos gruesos que son dispersados por corrientes de turbidez.

Con un océano más ancho, el continente habrá disminuido de altura; la red fluvial tiene ahora menor pendiente media y mayor longitud, y transporta, sobre todo, arenas y arcillas que deposita en una costa en la que el oleaje ha ido labrando una plataforma continental rudimentaria. Cuando esta se llena de sedimentos, éstos emigran hacia el talud continental y los fondos oceánicos, donde se superponen a los depósitos de sal formados en la etapa anterior. Es ya el conocido esquema de sedimentación en un borde continental, es decir, lo que según Hall, se denominan series eugeosinclinal (al pie del talud) y miogeosinclinal (la de la plataforma), (figura 17). Entendiendo como cuenca miogeosinclinal, aquella cuenca marginal o mar interior, delimitado por el continente y el lado cóncavo del arco de islas que se ha formado en el proceso de subducción de la placa.

El eugeosinclinal, será la amplia cuenca que queda entre el dorsal y el lado convexo del arco insular. Cuando en un determinado momento de la evolución de una costa, comienza a subducir bajo ella la litosfera oceánica, la sedimentación experimenta cambios importantes, sobre todo en la zona de ruptura. Por una parte, y como consecuencia de la subducción, aparece una fosa oceánica; por otra se inicia un volcanismo masivo cuyos productos se intercalan entre los depósitos de pie del talud; y por último, la fuerte sismicidad hace más inestables los sedimentos en la plataforma, y por ello más frecuentes las corrientes de turbidez, con lo que se dan las condiciones ideales para la formación de flysch y grauvacas.

Al llegar a este punto se plantea el problema del ascenso de las series eugeosinclinales, de 10 o más Km de espesor, al continente, donde se encuentran plegadas. Las fosas oceánicas no parecen participar en el proceso, pues tienen escasos sedimentos, o ninguno. La solución está en pensar que ha existido un apilamiento tectónico de buena parte de los sedimentos contra el continente, véase la figura 18.

Las zonas marginales de los océanos pueden quedar aislados de éstos, en esta misma etapa, por un arco insular; y lo que llamábamos antes miogeosinclinal ahora pasará a llamarse cuenca marginal, reciben importantes cantidades de sedimentos, tanto del continente (turbiditas) como del arco de islas (cenizas volcánicas), que se unen a depósitos abisales, como arcillas rojas y radiolaritas (figura 19).

La acción prolongada de la subducción trae consigo la elevación y el plegamiento del borde del continente. En esta zona recién emergida, el drenaje no está aún jerarquizado y existen numerosos lagos y, en general, depresiones con comunicación sólo intermitente con el mar. (Figura 20). Por tomar el relevo de la sedimentación marina del geosinclinal, estas cuencas en la actualidad reciben el nombre de cuencas sucesoras. El material que se deposita en ellas recibe el nombre de “molasa”, de poca compacidad, en su conjunto son mezclas heterogéneas de conglomerados, arcosas, algunas calizas continentales, e incluso aparece algún nivel de carbón. En general, las molasas están apoyadas sobre el flysch y muestran, con sus abundantes discordancias internas que se han depositado en pleno levantamiento de la cadena de montañas.

De tal forma, que el método más sencillo para averiguar la época en que ha tenido lugar un levantamiento de montañas es datar sus molasas.

La elevación final de la cadena suele ir acompañada de fracturación, de esta manera se forman horst y fosas tectónicas, rellenándose las últimas con los restos erosivos de los primeros. En estas cuencas intramontanas, como se las denomina por su situación, se depositan nuevas molasas en las que existen menos conglomerados, puesto que el relieve ya ha sido rebajado por la erosión, y predominan, en cambio, las arcosas.

La actuación de los agentes de erosión dará lugar con el tiempo a una superficie residual, con lo que nos hallaremos otra vez en el comienzo del ciclo.

Otro de los fenómenos que altera considerablemente la sedimentación en las cuencas y que como veremos a continuación tiene una estrecha relación con la Tectónica de placas son las transgresiones y regresiones marinas.

Las transgresiones, invasión de un continente por el mar, suelen preceder a las regresiones retiradas del mar. En las orogenias tienen lugar regresiones y al flysch oceánico siguen las molasa costeras, y a estas, las arcosas continentales. En tectónica de placas, las transgresiones y regresiones coinciden con los momentos de máxima y mínima actividad de las dorsales respectivamente. La última gran transgresión, y la regresión que la siguió, se adaptan bien a la explicación en Tectónica global.