Geología

introducción a la geología física :

Bordes Convergentes: formación de las montañas y evolución de los continentes

Las montañas son, a menudo, estructuras espectaculares que se elevan de una manera abrupta por encima del terreno circundante. Algunas aparecen como masas aisladas; el cono volcánico Kilimanjaro, por ejemplo, se yergue casi a 6.000 metros por encima del nivel del mar, y contempla desde lo alto las extensas praderas de África oriental. Otros picos forman parte de extensos cinturones montañosos, como la cordillera Americana, que transcurre casi sin interrupción desde la Patagonia (Sudamérica) hasta Alaska, abarcando las montañas Rocosas y los Andes. Cadenas como el Himalaya muestran picos jóvenes extremadamente altos que siguen ascendiendo todavía mientras que otras entre ellas losApalaches del este de Estados Unidos, son mucho más antiguas y han sido erosionadas muy por debajo de sus altitudes originales.

Muchos de los principales cinturones montañosos muestran signos de enormes fuerzas horizontales que han plegado, fallado y, generalmente, deformado grandes secciones de la corteza terrestre. Aunque los estratos plegados y fallados contribuyen al aspecto majestuoso de las montañas, gran parte del mérito de su belleza debe atribuirse a la meteorización, los procesos gravitacionales y a la acción de la erosión producida por las corrientes de agua y por el hielo glaciar, que esculpen esas masas levantadas en un esfuerzo interminable por rebajadas hasta el nivel del mar.

Formación de las montañas

Bordes convergentes: introducción

Se formado de montañas durante el pasado geológico reciente en varios lugares del mundo. Los cinturones jóvenes montañosos abarcan Ia cordillera Americana, que transcurre a lo largo del margen oriental del continente Americano desde el cabo de Hornos hasta Alaska e incluye los Andes y las montañas Rocosas; la cadena Alpina-Himalaya, que se extiende desde el Mediterráneo hasta el norte de India e Indochina, atravesando Irán, y los terrenos montañosos del Pacífico oriental, que comprenden arcos de islas volcánicas como Japón, Filipinas y Sumatra. La mayoría de esos jóvenes cinturones montañosos se formó en los últimos 100 millones de años. Algunos, entre ellos el Himalaya, empezaron su crecimiento hace tan sólo 45 millones de años.

Además de estos cinturones montañosos jóvenes, existen también en nuestro planeta varias cadenas montañosas formadas durante el Paleozoico y el Precámbrico. Aunque esas estructuras más antiguas están profundamente erosionadas y son topográficamente menos prominentes, poseen claramente los mismos rasgos estructurales encontrados en las montañas más jóvenes. Los Apalaches al este de los Estados Unidos y los Urales en Rusia son ejemplos clásicos de este grupo de cinturones montañosos más antiguos.

Durante las últimas décadas, los geólogos han aprendido mucho de los procesos tectónicos que generan montañas. El término asignado a los procesos que producen colectivamente un cinturón montañoso es el de orogénesis (oros : montaña; genesis: llegar a ser). Algunos cinturones montañosos, incluidos los Andes, están formados predominantemente por lavas y derrubios volcánicos que fueron expulsados a la superficie, así como de cantidades

masivas de rocas ígneas intrusivas que se han solidificado en profundidad. Sin embargo, la mayor parte de los principales cinturones montañosos exhiben pruebas visuales destacables de las grandes fuerzas tectónicas que han acortado y engrosado la corteza. Estas montañas compresionales contienen grandes cantidades de rocas sedimentarias preexistentes y fragmentos cristalinos de la corteza plegados. Aunque los pliegues y las fallas suelen ser los signos más visibles de la orogénesis, el metamorfismo y la actividad ígnea están siempre presentes en grados diversos.

Con el paso de los años, se han ido proponiendo diversas hipótesis relativas a la formación de los principales cinturones montañosos de la Tierra (figura BC01). Una de las primeras propuestas sugería que las montañas son simplemente arrugas de la corteza terrestre producidas cuando el planea se enfrió a partir de su estado semifundido original. A medida que la Tierra perdía calor, se contraía y se encogía. En respuesta a este proceso, la corteza se deformó de una manera parecida a como se encoge la piel de una naranja cuando la fruta se va secando. Sin embargo, ni ésta ni ninguna de las primeras hipótesis pudo resistir un escrutinio cuidadoso.

Con el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas, ha surgido un modelo para la orogénesis con un excelente poder explicativo. De acuerdo con este modelo, la mayor parte de la formación de las montañas se produce en los bordes de placa convergentes. En estos puntos, Las placas que colisionan proporcionan los esfuerzos compresionales horizontales necesarios para plegar, formar fallas y producir metamorfismo en las gruesas acumulaciones de sedimentos que se depositan a lo largo de los márgenes continentales. Estos procesos de engrosamiento y acortamiento elevan rocas que pueden haberse formado cerca del nivel del mar hasta grandes alturas.

Para desvelar los acontecimientos que producen las montañas, los investigadores examinan las estructuras montañosas antiguas, así como los lugares donde hay orogénesis activa en la actualidad. De particular interés son las zonas de subducción activas, donde las placas litosféricas están convergiendo. Aquí la subducción de la litosfera oceánica genera los terremotos más fuertes y las erupciones volcánicas más explosivas de la Tierra, a la vez que representa un papel fundamental en la generación de muchos de los cinturones montañosos de la Tierra.

figura BORCON-01 Principales cinturones montañosos de la tierra.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN...

Se ha mencionado que lo mayoría de montañas son el resultodo de la deformación de lo corteza. ¿Existen zonas con topografía montañosa pero que se hayan producido sin deformación de la corteza?

Sí. Las llanuras, zonas de rocas elevadas esencialmente horizontales, son un ejemplo de una estructura que las fuerzas erosivas pueden diseccionar profundamente y convertirla en un accidentado paisaje montañoso. Aunque estas zonas elevadas son topográficamente parecidas a las montañas, carecen de las estructuras asociadas con la orogénesis. La situación opuesta también existe. Por ejemplo, la sección del Piedmont de los Apalaches orientales exhibe una topografía casi tan suave como la de las Grandes Llanuras. Aun así, puesto que esta región esta compuesta de rocas metamórficas deformadas, claramente forma parte de los Apalaches.

Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física.  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Convergencia y subducción de placas

El ascenso de rocas del manto parcialmente fundidas a lo largo de los bordes divergentes de placa se traduce en la formación de nueva litosfera oceánica. Por el contrario, las zonas de subducción situadas a lo largo de los bordes convergentes son los puntos de destrucción de las placas, lugares donde las capas de litosfera oceánica se doblan y se sumergen de nuevo en el manto. A medida que la litosfera oceánica se hunde lentamente, las temperaturas y las presiones más elevadas alteran de manera gradual estas capas rígidas hasta que se asimilan por completo en el manto.

Principales estructuras de las zonas de subducción

Las zonas de subducción pueden dividirse aproximadamente en las cuatro regiones siguientes:

(1.) una fosa oceánica profundo, que se forma donde una placa de litosfera oceánica en subducción se dobla y desciende hacia la astenosfera;

(2) un arco volcánico, que se forma sobre la placa suprayacente;

(3) una región situada entre la fosa y el arco volcánico (región le antearco), y

(4) urra región situada en el lado del arco volcánico opuesto a la fosa (región de trasarco).

Aunque todas las zonas de subducción tienen estas estructuras, existe una gran cantidad de variaciones, tanto a todo lo largo de una sola zona de subducción como entre zonas de subducción diferentes (Figura BC02).

Las zonas de subducción también pueden situarse en una de las dos categorías siguientes: aquellas en las que la litosfera oceánica subduce por debajo de otra capa oceánica y aquellas en las que la litosfera oceánica desciende por debajo de un bloque continental. (Una excepción es la zona de subducción de las Aleutianas, en la que la parte oeste es una zona de subducción océano-océano, mientras que la subducción a lo largo de la sección oriental tiene lugar bajo la masa continental de Alaska.)

Figura BORC0N-02 Diagramas compartivos entre un arco de islas volcánicas y un borde de placa de t¡po andino.

Arcos volcánicos Quizá la estructura más evidente generada por subducción son los arcos volcánicos, que se forman sobre la placa suprayacente. Donde convergen dos placas oceánicas, una subduce debajo de la otra y se inicia la fusión parcial de la cuña del nanto situada encima de la placa que subduce. Eso acaba conduciendo al crecimiento de un arco de islas volcánicas, o simplemente arco isla, sobre el fondo oceánico. Son ejemplos de arcos insulares activos los de las Marianas, las Nuevas Hébridas, Las Tonga y las Aleutianas (Figura BC03).

En los lugares donde la litosfera oceánica subduce por debajo de un bloque continental, surge un arco volcánico continental. Aquí, el arco volcánico se forma sobre la topografía más elevada de las rocas continentales más antiguas y forma picos volcánicos que pueden alcanzar los 6000 metros por encima del nivel del mar.

Fosas oceánicas profundas Otra gran estructura asociada con la subducción son las fosas oceánicas profundas.

La profundidad de la fosa parece estar estrechamente relacionada con la edad y, por tanto, la temperatura de la placa oceánica en subducción. En el Pacífico occidental, donde la litosfera oceánica es fría, las capas oceánicas relativamente densas descienden hacia el manto y producen fosas profundas, Un ejemplo conocido es la fosa de las Marianas, en la que la zona más profunda se encuentra más de 11.000 metros por debajo del nivel del mar. Por el contrario, a la zona de subducción de Cascadia le falta una fosa bien definida. Aquí, la placa caliente y flotante de Juan de Fuca subduce con un ángulo muy pequeño debajo del suroeste de Canadá y el noroeste de los Estados Unidos. La zona de subducción de Perú-Chile, por otro lado, tiene profundidades de su fosa entre estos extremos. Gran parte de esta fosa es de 2 a 3 kilómetros menos profunda que las del Pacífico occidental, cuya profundidad media oscila entre los 7 y los 8 kilómetros. Una excepción se halla en la parte central de Chile, donde el borde de la placa tiene una pendiente muy suave, lo cual hace que la fosa sea prácticamente inexistente.

Figura BORC0N-03 Tres de las numerosas islas volcánicas que forman el arco de las Aleutianas. Esta banda volcánic estrecha es el resultado de la subducción de la placa del Pacífico. En la distancia se encuentra el volcán Great Sitkin (1.772 metros), que los aleutianos llaman el "Gran vaciador de intestinos”, por su frecuente actividad. (Foto de Bruce D. Marsh.)

Regiones de antearco y de trasarco Situadas entre los arcos volcánicos en desarrollo y las fosas oceánicas profundas se encuentran las regiones de antearco (figura BC02), en las que el material piroclástico procedente del arco volcánico y los sedimentos erosionados de la masa continental adyacente se acumulan. Además, la placa que subduce transporta los sedimentos del fondo oceánico hacia la zona antearco.

Otro lugar en el que los sedimentos y los derrubios volcánicos se acumulan es la región de trasarco, que si se sitúa al lado del arco volcánico pero en el lado opuesto a la fosa. En esas regiones, las fuerzas tensionales suelen dominar, haciendo que la corteza se estire y se adelgace.

Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física.  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Dinámica en las zonas de subducción

Dado que las zonas de subducción se forman en el lugar en el que dos placas convergen, es natural suponer que las grandes fuerzas compresionales actúan para deformar los bordes de las placas. De hecho, este es el caso a lo largo de muchos bordes convergentes de placa. Sin embargo, los bordes convergentes no son siempre regiones dominadas por las fuerzas compresionales.

Extensión y expansión de la zona de trasarco A lo largo de algunos bordes convergentes de placa, las placas suprayacentes están sometidas a tensión, lo cual provoca el estiramiento y el adelgazamiento de la corteza. ¿Pero cómo actúan los procesos extensionales cuando dos placas se mueven juntas ?.

Se cree que la edad de la placa oceánica en subducción desempeña un papel importante en la determinación de las fuerzas dominantes que actúan en la placa suprayacente. Recordemos que cuando una capa relativamente fija y densa subduce, no sigue un camino fijo hacia la astenosfera. Antes bien, se hunde verticalmente a medida que desciende. haciendo que la fosa se retire. como se muestra en la Figura BC04. Conforme la placa en subducción se hunde, crea un flujo (succión de plca) en la astenosfera que >>tira<< de la placa superior hacia la fosa en retirada. (¡Imaginemos qué pasaría si estuviéramos sentads en un bote salvavidas cerca del Titanic mientras éste se hunde!) Como consecuencia, la placa suprayacente está sometida a tensión y puede alargarse y adelgazarse. Si la tensión se mantiene durante el tiempo suficiente, se formará una cuenca de trasarco.

El adelgazamiento y la ruptura de la litosfera se traduce en el afloramiento de rocas calientes del manto y la fusión por descompresión que lo acompaña. La extensión continuada inicia un tipo de expansión del fondo oceánico que genera nueva corteza oceánica y, de este modo, aumenta el tamaño de una cuenca de trasarco en desarrollo.

Se encuentran cuencas de trasarco activas detrás de las islas Marianas y las tonga, mientras que las cuencas inactivas contienen el mar del sur de la China y el mar de Japón. Se cree que la expansión trasarco que formó el mar de Japón separó un pequeño fragmento de corteza continental de Asia, Gradualmente, este fragmento de corteza migró hacia el mar junto con la fosa en retirada. La expansión del fondo oceánico, a su vez, creó la corteza oceánica del fondo del mar de Japón.

Condiciones compresionales En algunas zonas de subducción dominan las fuerzas compresionales (véase Recuadro BC01). Este parece ser el caso de los Andes centrales, donde un episodio de deformación empezó hace unos 30 millones de años. Durante este intervalo de tiempo, el borde occidental de América del Sur ha estado cabalgando activamente la placa de Nazca, en subducción, a una velocidad aproximada de 3 centímetros anuales. En otras palabras, la placa Suramericana ha estado avanzando hacia la fosa Peni-Chile a una velocidad mayor de la de retirada de la fosa. Por tanto, en el caso de los Andes, la capa de litosfera oceánica descendiente sirve como un que resiste el movimiento en dirección oeste de la placa Suramericana. Las fuerzas tectónicas resultantes han acortado y engrosado el borde occidental de América del Sur. (Es importante observar que la corteza continental es en general más débil que la corteza oceánica; por tanto, la mayor parte de la deformación ocurre en los bloques continentales.) En esta región, el bloque de corteza de los Andes tiene un máximo engrosamiento de unos 70 kilómetros, y una topografía montañosa que en algunas ocasiones supera los 6.000 metros de altura,

Figura BORC0N-04 Modelo en el que se muestra la formación de una cuenca de trasarco. La subducción y la retirada y doblamiento hacia detrás de la placa oceánica crea un flujo en el manto que . de la placa superior hacia la fosa en retirada.

Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física.  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Subducción y formación de montañas

Como se ha comentado anteriormente, la subducción de la litosfera oceánica da lugar a dos tipos distintos de cinturones montañosos. Cuando la litosfera oceánica subduce por debajo de una placa oceánica, se desarrollan un arco insular y las estructuras tectónicas relacionadas. La subducción por debajo de un bloque continental, en cambio, se traduce en la formación de un arco volcánico a lo largo del borde de un continente. Los bordes de placa que generan arcos volcánicos continentales suelen denominarse bordes de tipo andino.