DINÁMICA SUBLITOSFÉRICA
¿Qué es lo que ocurre bajo la litosfera?
Las placas oceánicas que subducen representan corrientes de material frío que se hunden en las profundidades del manto.
En este proceso, las altas temperaturas y presiones del manto producen sobre la placa que subduce dos efectos:
- Deshidratación: la placa pierde casi todo el agua que empapa los sedimentos que subducen y la capatada por algunos minerales componentes del basalto que se habían hidratado al enfriarse y formar el fondo oceánico.
- Fusión parcial: Debido al rozamiento, los minerales con menor punto de fusión (más fusibles) como el cuarzo, las micas y algunos feldespatos, pasan a estado líquido y forman un magma de composición parecida a la del granito, que debido a su menor densidad, tiende a ascender hacia la superficie.
Ambos procesos pueden durar millones de años. Durante este tiempo, la placa subducente puede quedar apoyada sobre la discontinuidad de Repetti que separa el manto superior del inferior, pero si su densidad aumenta, se acaba hundiendo en el manto inferior hasta su base.
Capa D" y penachos térmicos
La base del manto inferior está calentada por el núcleo externo líquido cuya temperatura supera los 3.000°C. Es en esta zona donde los restos de la placa subducida se acumulan formando la capa D" (D doble prima o D segunda).
Los estudios sísmicos más recientes parecen indicar que la capa D" que está poyada en el núcleo externo es muy activa. No es únicamente un depósito de escombros sino una capa de espesor variable de la que periódicamente se desprenden columnas de material que por haber perdido densidad, ascienden atravesando el manto inferior formando los denominados penachos térmicos.
Cuando uno de esos penachos térmicos llega a la base de la litosfera, la calienta y aparece un punto caliente (hot spot), una zona en la que se produce vulcanismo.
No todos los terremotos y los volcanes se sitúan en los límites de las placas.
Algunos se encuentran o se localizan en el interior de éstas.
LOS PROCESOS INTRAPLACA
Los procesos geológicos intraplaca en la litosfera oceánica
Los volcanes que se forman en los puntos calientes arrojan lavas de composición basáltica a alta temperatura. La cantidad de lava depende de la envergadura del penacho térmico.
En la actualidad se reconocen más de una docena de puntos calientes en la litosfera oceánica. Las islas Hawaii, Reunión, Cabo Verde, Azores y ¿las islas Canarias?, son archipiélagos formados sobre un penacho térmico.
Localización de los principales puntos calientes (hotspots) y fracturas en la litosfera
Cuando el punto caliente está situado sobre litosfera oceánica que es delgada y fácil de atravesar puede dar lugar a islas volcánicas o a una meseta basáltica si el penacho térmico tiene mucha actividad.
Penacho térmico
El penacho térmico permaneces fijo mientras que la placa oceánica se mueve sobre él. Por eso en la superficie se forma un rosario de volcanes que se van apagando a medida que se alejan del punto caliente en el que se formaron. En las islas más antiguas el vulcanismo está extinguido mientras que en las más recientes tienen un vulcanismo basálico activo.
Islas Hawaii.
La cartografia de los montes submarinos del océano Pacifico reveló una cadena de estructuras volcanicas que se extendía desde las islas Hawaii a la isla Midway y continuaba hacia el norte, hacia la fosa de las Aleutianas. La datación radiométrica de esta cadena demostró que la edad de los volcanes aumenta a medida que se distancian de Hawaii. Hawaii, el volcán más joven de la cadena, se elevó del fondo oceánico hace menos de un millón de años, mientras que la isla Midway tiene 27 millones de años y el monte submarino Suiko, cerca de la fosa de las Aleutianas, tiene 65 millones de años .
ver animación de formación de islas volcánicas por puntos calientes (hot spots)
Las Islas Canarias: un caso especial de fenómeno intraplaca
El volcanismo subaéreo comenzó en Canarias hace unos 20 millones de años en Fuerteventura y Lanzarote, con períodos de máxima actividad entre 14 y 12 m.a. y entre 5 y 3 m.a., y también largas épocas de calma magmática en las que operaba la acción erosiva.
Las dataciones radiométricas muestran una progresión de edades desde la isla más occidental (El Hierro, 1 m.a.) hasta las orientales (Fuerteventura, 21 m.a.), que estarían acordes con el desplazamiento de la placa africana sobre un punto caliente sobre el que está situado ahora El Hierro.
Fuerteventura (-24 m.a)
Lanzarote (-17 m.a)
Gran Canaria (-14 m.a)
Tenerife (-16 m.a)
La Palma (-5 m.a)
La Gomera (-10 m.a)
El Hierro (- 0.5 m.a)
Los orígenes del archipiélago han suscitado la controversia: un punto caliente del manto, una zona de deformación litosférica, una región de fallas en bloques por compresión o una fractura que se propaga hacia el oeste desde el vecino Atlas han sido citados por diferentes autores como el origen último del archipiélago.
Tradicionalmente se ha considerado que las Islas Canarias son el resultado de un penacho térmico, es decir, de un punto caliente. No obstante, se han puesto muchos reparos a esta teoría, entre ellos las prolongadas interrupciones del volcanismo en Canarias o las últimas erupciones de Lanzarote.
Algunas evidencias que no acaban de encajar con esa interpretación:
- La actividad volcánica es muy discontinua, ha habido prolongadas interrupciones del volcanismo en Canarias. Esto no se correspondería con un penacho térmico aportando calor de forma continua.
- Aunque a grandes rasgos las islas Canarias siguen un modelo lineal, la actividad volcánica está distribuida irregularmente y no se ajusta al modelo de volcanes extinguidos en islas antiguas y volcanes activos en las islas recientes. Las últimas erupciones de Lanzarote en 1730 no parece encajar con el modelo habitual.
- Los estudios sísmicos no han detectado presencia de materiales calientes o poco rígidos bajo éstas.
Modelo sintético del origen de las Islas Canarias
Las Islas Canarias se construyeron en lo que en la época de la apertura del Atlántico que un punto triple. El magma proviene de un penacho térmico de la misma época, pero la fusión fue provocada y canalizada mucho después por fallas transformantes que continúan las del Atlas, los bloques insulares se han elevado al actuar la compresión sobre esas mismas fracturas.
ver debate sobre el origen de las islas Canarias
ver debate sobre el origen de las islas Canarias II
Mesetas basáticas
Actualmente la Tierra tiene una actividad volcánica bastante moderada pero ha habido épocas en los que el vulcanismo ha sido bastante violento. Ha habido penachos térmicos muy activos que han arrojado grandes cantidades de lava, recubriendo áreas muy extensas. Estas zonas recubiertas de lava reciben el nombre de provincias basálticas o mesetas basálticas.
Un ejemplo, es la meseta de Ontong-Java se formó hace 122 millones de años y fue 36 millones de veces mayor que la ocurrida en Lanzarote y cubrió un paisaje de valles y relieves transformándolo en una llanura de basalto.
Si hubiera ocurrido en Europa, el continente estaría recubierto por una capa de de basalto de 3,5 km de espesor.
Localización de la Meseta basáltica de Ontong-Java
Para comparar:
En 1730 en la isla de Lanzarote tuvo lugar una erupción volcánica a través de varias decenas de volcanes que sepultó varios pueblos y que ha dado lugar al Parque Nacional de Timanfaya. En los 6 años que duró la erupción se expulsaron unos 2 km3 de lava y aumentó la superficie de la isla por el oeste.
Canarias y Lanzarote
Parque Nacional de Timanfaya en Lanzarote
Los procesos geológicos intraplaca en la litosfera continental
Cuando un penacho térmico se sitúa bajo la corteza continental, mucho más gruesa y rígida que la oceánica, no puede perforarla fácilmente. Se formarán magmas pero su ascenso a la superficie es muy lento y el calor se acumula bajo el continente.
La corteza continental pierde densidad al dilatarse y al ser empujada desde abajo por la presión del penacho térmico, comienza a abombarse. El levantamiento puede ser de cientos de metros y produce una distensión y adelgazamiento de la corteza que empieza a fracturarse.
En la zona fracturada o rift, empiezan a aflorar magmas basálticos que forman corteza oceánica.. EL rift se convierte en un océano incipiente que comienza su proceso de expansión.
El ciclo de Wilson
El geólogo canadiense John Tuzo Wilson fue el primero en proponer la existencia a lo largo de la historia de la Tierra de procesos cíclicos de ruptura y reunificación de supercontinentes. En su honor a dicho proceso cíclico se le denomina ciclo de Wilson.
El proceso de rifting sería en realidad la primera fase de un ciclo que comenzaría con la ruptura de un continente y la formación de un océano entre sus fragmentos, y que terminaría con la desaparición del océano y la colisión de nuevo de los fragmentos del continente.
Podemos diferenciar varias etapas:
1.- Ruptura continental
2.- Extensión oceánica
3.- Cierre del océano
4.- Colisión continental
1.- Ruptura continental
La fragmentación de un continente está asociada con el movimiento ascendente de roca caliente desde el manto. El efecto de esta actividad es el abombamiento de la corteza directamente por encima de la pluma ascendente caliente. Esta elevación produce fuerzas de extensión que estiran y adelgazan la corteza. La extensión de la corteza va acompañada de episodios alternos de formación de fallas y de vulcanismo. Adyacentes al eje de expansión, los bloques de la corteza están limitados por fallas y forman unos valles alargados denominados rifts o valles de rift. Conforme continúa la expansión, el valle de rift se alargará y aumentará de profundidad, ensanchándose al final en un océano. Llegados a este punto, el valle se convertirá en un mar lineal estrecho con una desembocadura al océano, similar al actual mar Rojo. La zona de rift seguirá siendo un lugar de actividad ígnea, generando continuamente nuevo fondo oceánico en una cuenca oceánica en expansión.
Los valles de rift del África oriental representan el estadio inicial de la ruptura de un continente como se acaba de describir. La extensa actividad volcánica que acompaña la formación de un rift continental tiene su ejemplo en las grandes montañas volcánicas como el Kilimanjaro y el Monte Kenia. Si los valles de rift africanos siguen activos en el futuro, África oriental acabará separándose del continente principal de una manera muy parecida a como la península Arábiga se escindió de África hace tan solo unos pocos millones de años.
Rift Valley
ver animacion formación de un rift
ver animación formacion rift y formación de un océano
2.- Extensión oceánica
ver animación expansion océano
ver animacion expansión del fondo oceánico
3.- Cierre del océano
4.- Colisión continental
ver animación convergencia India con Asia
CICLO DE WILSON
Es un modelo idealizado de la evolución en el tiempo de las placas tectónicas en 6 etapas:
1. Etapa de Rift Africano: ruptura de la corteza continental y formación de una fosa o valle tectónico.
2. Etapa de Mar Rojo: separación de los dos bloques de corteza continental y formación de un océano estrecho.
3. Etapa de océano Atlántico: el océano se abre, se produce la expansión y creación de corteza oceánica.
4. Etapa de océano Pacífico: la litosfera oceánica se rompe y subduce una placa bajo otra. Se crean los arcos de islas volcánicas.
5. Etapa de orógeno Andino: un continente llega a la zona de subducción y los sedimentos marinos comprimidos entre éste y el arco volcánico crean un orógeno litoral.
6. Etapa de orógeno Himalayano: se produce la colisión continental y se forma el orógeno de sutura.
ver animacion evolución de los continentes en los últimos 600 m.a.
ver animacion formación de un rift
ver animación formacion rift y formación de un océano
ver animación expansion océano
ver animacion expansión del fondo oceánico
ver animación convergencia India con Asia
ver animación del ciclo de Wilson
Y en el futuro?
ver animación de repaso del manto
