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GEOLOGÍA | Versión impresa
TECTÓNICA DE PLACAS
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La TeorÍa de la Tectónica de placas
El terreno que pisamos se mueve muy despacio. Ahora mismo se está moviendo. Quizá
no lo noten porque lo hace más lentamente que el crecimiento de las uñas. Pero, a lo
largo de millones de años, este movimiento es suficiente para cambiar el aspecto de la
superficie de la Tierra. Y, en ocasiones, los movimientos son más bruscos y se producen
terremotos.
Origen de la Tierra
Cuando se formó la Tierra, ésta era una gran esfera incandescente de roca fundida a altísima temperatura. Poco a poco, a lo largo de millones de años, se fue enfriando. Como
cualquier otro cuerpo, la Tierra perdía el calor a través de su superficie, que fue lo primero que se enfrió, y así se formó una cubierta de roca sólida: la litosfera.
En la actualidad nuestro planeta continúa enfriándose poco a poco. Pero su interior conserva aún buena parte de aquel calor primigenio: debajo de la litosfera se encuentra un
gran océano de roca líquida, cuya parte superior se llama astenosfera.
Litosfera: placas tectónicas
Hoy sabemos que la superficie de la Tierra es como un rompecabezas de piezas que flotan sobre un mar de magma, como balsas que navegan a la deriva por un gran océano
incandescente.
Estas piezas en que se divide la litosfera terrestre se llaman placas tectónicas, se encuentran encajadas las unas con las otras y presentan grandes grietas entre ellas. En
algunos lugares chocan y una se hunde bajo la otra; en otros sitios se deslizan, etc.
La litosfera, que está formada por la parte sólida más superior del manto y por la
corteza, no es igual en todos lados. Eso se debe a que existen dos tipos de corteza que, a grandes rasgos, se diferencian por su grosor, densidad y composición:
• Corteza oceánica
La corteza oceánica es delgada y densa, por eso tiende a hundirse y suele estar por debajo del nivel del mar.
• Corteza continental
La corteza continental es más gruesa y ligera. Y acostumbra a encontrarse a nivel del
mar o por encima.
Las placas tectónicas en que se divide la litosfera pueden contener únicamente
corteza oceánica (como la placa Pacífica) o bien combinar corteza oceánica
y corteza continental (la mayoría).
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Corteza oceánica
Corteza continental
Grosor medio
8 km
30-70 km
Densidad
3,2 g/cm3
2,7 g/cm3
Composición
Rica en Fe, Mg, Si y Al
Pobre en Fe, Mg, Si y Al
Figura 1: Tabla donde se representa el grosor, la densidad y la composición de cada tipo de corteza.
Según la teoría de la tectónica de placas, todos los grandes fenómenos geológicos,
como la formación de las montañas, el movimiento de los continentes, los terremotos,
los volcanes, etc., se explican conjuntamente por una causa común: el calor interno de
la Tierra es como un motor que hace mover las placas de roca sólida en las que se divide
la litosfera.
Esta teoría, propuesta no hace más de 50 años, fue tan revolucionaria para la geología como la teoría evolutiva de Darwin lo fue para la biología.
Movimientos de las placas
Movimientos verticales
Se trata simplemente de un equilibrio de flotación. Las placas con mayor densidad se
hunden más, y las más ligeras flotan más en la astenosfera.
Si, por el contrario, una placa pierde peso —porque se erosiona, por ejemplo—, entonces experimenta una fuerza ascensional.
Este equilibrio de flotación recibe el nombre de equilibrio isostático, y los movimientos lentos de subida y bajada que en consecuencia experimentan las placas se llaman
movimientos epirogénicos.
Movimientos horizontales
Por otro lado, los movimientos horizontales de las placas se producen cuando éstas se
deslizan por encima de la astenosfera.
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El motor de las placas
Del mismo modo que se forman los vientos y las corrientes marinas, en el interior de la
astenosfera se producen corrientes de magma que empujan las placas.
La causa es exactamente la misma en los tres casos: las diferencias de temperatura que
hay en diferentes profundidades y alturas.
Cuando un cuerpo se calienta, pierde densidad y entonces tiende a elevarse. Por el contrario, cuando un cuerpo se enfría, aumenta su densidad y tiende a hundirse por efecto
de la gravedad. Esto provoca corrientes cíclicas de material que se calienta y sube; y
cuando está en las capas superiores, se enfría y vuelve a bajar.
Movimiento del interior de la astenosfera
1. En las profundidades de la astenosfera es donde hace más calor; el magma se calienta, reduce su densidad y entonces se eleva hacia las capas superiores de la astenosfera.
2. La superficie de la astenosfera, en contacto con la litosfera, es más fría y allí el magma se enfría y aumenta de densidad. De nuevo, vuelve a hundirse y cierra un ciclo
de convección.
El calor interno de la Tierra es el responsable de estas corrientes circulatorias.
Las corrientes de convección debidas al calor interno de la Tierra son las responsables
del movimiento de las placas tectónicas.
Límites de placa
Las corrientes de convección pueden hacer que las placas choquen en algunos puntos,
que en otros se separen, y que se deslicen paralelamente.
Todo esto da lugar a tres tipos de límites entre las placas:
• Límites divergentes: las placas se alejan.
• Límites convergentes: las placas chocan.
• Límites neutros: las placas se deslizan paralelas a sus márgenes.
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Límites divergentes: las placas se alejan
Las dorsales oceánicas
Allí donde las corrientes de convección ascienden, encontramos dos placas que se
separan. De hecho, más que separarse, crecen: el magma que sube de la astenosfera
las empuja pero al mismo tiempo surge a la superficie, se enfría y se convierte en roca
basáltica que se añade a los límites de cada placa. Las placas se desplazan en sentidos
contrarios al mismo tiempo que crecen.
En estos lugares encontramos las llamadas dorsales oceánicas: cordilleras submarinas
que forman un sistema continuo de más de 64.000 km de longitud a través de todos los
océanos.
Las dorsales oceánicas tienen una forma característica: en su eje central presentan una
fisura llamada rift, de unos 1.300 m de profundidad. Estas fisuras son como heridas que
no cicatrizan nunca, por donde supura continuamente el magma que asciende desde
la astenosfera.
Este magma, formado por materiales muy densos, se enfría lo suficiente como para solidificarse y producir así nueva litosfera oceánica. De esta manera, las dorsales oceánicas
son lugares donde los océanos crecen. Se llaman límites constructivos porque en ellos
se forma litosfera oceánica continuamente.
La dorsal oceánica que cruza el Atlántico de arriba abajo es la responsable de que
este océano haya crecido 10 metros desde la época de Cristóbal Colón.
Demostración científica de la existencia de las dorsales
oceánicas
• Primero: son zonas de gran actividad sísmica y volcánica con un flujo térmico elevado.
• Segundo: presentan grandes valores de gravedad, puesto que allí se concentran gran
cantidad de materiales muy densos.
• Y tercero, y lo más importante: hay una ausencia total de sedimentos en el eje central
de las dorsales. La capa de sedimentos es más gruesa cuanto más nos alejamos de
ellas, hecho que significa que la corteza es más joven cuanto más cerca nos encontramos de estas cordilleras submarinas.
Esto también se puede comprobar directamente mediante la datación radiométrica
de las rocas. Y, efectivamente, las rocas ígneas de los fondos de los océanos son más
antiguas cuanto más lejos se sitúan de las dorsales.
Además existen las fallas de transformación, fracturas que aparecen cada pocos centenares de kilómetros perpendicularmente a las dorsales. Se forman a causa de las corrientes de convección que hay debajo de las dorsales que no las empujan de forma
homogénea.
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Límites convergentes: las placas chocan
Es donde las corrientes de convección empujan una placa contra otra y hacen que choquen.
Lo que pasa cuando dos placas chocan dependerá del tipo de litosfera que forme cada
placa. Existen básicamente 3 casos:
• Que la litosfera oceánica choque contra la litosfera oceánica.
• Que la litosfera oceánica choque contra la litosfera continental.
• Que la litosfera continental choque contra la litosfera continental.
Litosfera oceánica contra litosfera oceánica
Cuando en un límite chocan dos placas de litosfera oceánica, una de ellas se hunde por
debajo de la otra y se origina una zona de subducción.
En estos lugares encontramos grandes fosas alargadas de diversos kilómetros de profundidad paralelas a arcos de islas. La enorme fricción entre las placas provoca una gran
actividad volcánica que origina un arco de islas en la placa que no se subduce. Es el
caso de las islas de Japón o Nueva Zelanda.
La litosfera oceánica se forma en las dorsales y —a medida que se aleja— se enfría,
se vuelve más delgada, se hace más densa y tiende a hundirse. Siempre que en un
límite convergente encontremos litosfera oceánica, encontraremos una zona de
subducción, dado que la tendencia de este tipo de litosfera es hundirse y volver al
manto.
Litosfera oceánica contra litosfera continental
La litosfera oceánica es más delgada y más densa que la litosfera continental; por eso la
primera se hunde por debajo de la segunda. De nuevo encontramos una zona de subducción con una gran fosa por donde desaparece litosfera oceánica.
Esta vez, la placa que no se subduce es continental. Así, en vez de formarse un arco de
islas a lo largo de sus límites, se crea una gran cordillera pericontinental, como los
Andes.
Litosfera continental contra litosfera continental
Cuando en una placa mixta la litosfera oceánica ha desaparecido por subducción bajo la
litosfera continental de otra placa, puede suceder que dos masas continentales queden
enfrentadas.
En estos casos, en vez de formarse una zona de subducción, se originan grandes montañas llamadas orógenos de colisión. El ejemplo más claro es la cordillera del Himalaya,
formada cuando el continente de India chocó contra el continente euroasiático.
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Límites neutros: las placas se deslizan paralelas
En estos casos las placas se deslizan de forma paralela a sus límites. En estos lugares se
producen fallas de transformación (como las de las dorsales).
Las fallas de transformación son lugares de gran actividad sísmica (hay muchos terremotos).
Por ejemplo, la llamada falla de San Andrés (California) se debe a que la placa Pacífica se
desplaza hacia el norte deslizándose al lado de la placa Norteamericana.
Puntos calientes
Estos lugares, en los que asciende el magma muy caliente de forma episódica a modo
de penachos, se llaman puntos calientes.
Los puntos calientes se encuentran en posiciones fijas del núcleo externo de la Tierra y
afloran de forma circunstancial, en espacios de tiempo separados por millones de años.
Pero como la litosfera se desplaza a lo largo de estos millones de años, cuando el magma
vuelve a ascender, aparece en un lugar de la litosfera unos metros más allá.
Esto explica que las islas se encuentren situadas de forma más o menos lineal, y que las
más antiguas sean las más alejadas de las dorsales oceánicas. Por otro lado, las islas más
antiguas no son activas, y las más nuevas aún muestran actividad volcánica.
Deriva continental
La expansión de los fondos de los océanos en las dorsales y la destrucción de litosfera en
las zonas de subducción tiene como consecuencia el movimiento lento, pero continuo,
de los continentes.
La superficie de la Tierra no ha sido siempre igual, sino que ha cambiado a lo largo de
millones de años.
Teoría de la deriva continental
Evidencias geográficas
Las placas tectónicas son como las piezas de un rompecabezas que se han separado.
Esto se debe a que los límites de los continentes no se sitúan en la línea de costa, sino
donde acaba la plataforma continental que a menudo se encuentra bajo el nivel del
mar. Si unimos los continentes por sus plataformas continentales, el acoplamiento es
casi perfecto.
Las imperfecciones se pueden explicar si tenemos en cuenta la erosión y la acumulación
de sedimentos que se ha producido durante millones de años.
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Evidencias geológicas
Si unimos los continentes para formar un supercontinente (Pangea), encontramos formaciones montañosas (como grandes cordilleras) que tienen continuidad en los diferentes continentes.
• Cordillera Andina (América del Sur) + Cordillera Transantártica (Antártida) + Gran Cordillera Divisoria (Australia) = Geosinclinal de Samfrau.
• Apalaches (América del Norte) + Grampian (Escocia) + Montañas Caledónicas (Noruega) = Orogenia caledoniana-apalachense.
• Apalaches (América del Norte) + Atlas (África) + Sistema Central (península Ibérica) +
Vosgos (Francia) + Urales (Rusia) = Orogenia hercínica.
Evidencias biológicas
Encontramos los mismos organismos fósiles a lado y lado del Atlántico; organismos que
hubieran sido incapaces de cruzar una barrera tan inmensa como este océano. Esto significa que, en el pasado, este océano no existía y que los continentes estaban unidos y
ofrecían un hábitat común a estos organismos.
Un ejemplo sería el de un helecho fósil llamado glosopteris, cuyas semillas eran tan
pesadas que el viento no las podía arrastrar. Era un helecho propio de hábitats muy
fríos. Los fósiles de este helecho se encontraron en los cinco continentes y lo más
interesante es que muchos de estos lugares son, hoy en día, zonas tropicales.
Evidencias paleoclimáticas
Las típicas marcas que los glaciares dejan sobre las rocas al desplazarse (una especie de
grandes estrías) coinciden en su posición y dirección si unimos estos continentes como
propone el modelo de Pangea.
Evidencias paleomagnéticas
Las rocas ígneas contienen minerales magnéticos que se orientan en el campo magnético terrestre justo en el momento en que la roca se forma por enfriamiento y solidificación del magma. La orientación de estos minerales nos permite saber exactamente en
qué latitud se encontraba la roca cuando se formó.
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¿Cómo ha evolucionado la superficie de la
Tierra?
Teoría del ciclo supercontinental
En la década de 1960, J. Tuzo Wilson y W. Jason Morgan propusieron la teoría del ciclo
supercontinental, la cual desarrolla la forma en que los continentes se han ido moviendo desde el Precámbrico hasta la época actual.
La hipótesis del ciclo supercontinental postula que, por una serie de procesos tectónicos, se produce un ciclo continuo de formación de un supercontinente seguido de la
de­sintegración de éste en varias partes.
Por lo tanto, según esta teoría, anteriormente hubo otro supercontinente que se fragmentó y se volvió a unir para formar Pangea que, a continuación, se dividió hasta llegar
a la época actual. En el futuro, dentro de 250 millones de años, se formará otro supercontinente.
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