Límites de placas

         Las placas litosféricas interaccionan entre sí; se mueven unas respecto a otras. Las principales interacciones entre las placas individuales se producen a lo largo de sus bordes o límites, los cuales se diferencian en función del tipo de movimiento que presentan. Existen tres tipos de límites:

Límite divergente (o límite constructivo): los bordes de las placas que están situados a lo largo de las crestas de las dorsales oceánicas (en su mayoría) y son llamados constructivos puesto a que generan nueva litosfera oceánica.

Los bordes divergentes también se denominan centros de expansión, porque en ellos se produce la expansión del fondo oceánico. Aquí, a medida que las placas se separan del eje de la dorsal, las fracturas creadas se llenan inmediatamente con roca fundida que asciende desde el manto caliente situado debajo. Este magma se enfría de una manera gradual, generando una roca dura y produciendo así nuevos fragmentos de fondo oceánico. De una manera continua, las placas adyacentes se separan y una nueva litosfera oceánica se forma entre ellas. Los bordes divergentes no están confinados al fondo oceánico sino que también pueden formarse sobre los continentes.

Límite convergente (o límite destructivo): es el borde de choque entre dos placas tectónicas. Para compensar la adición de litosfera recién creada (gracias a los límites divergentes) las porciones más antiguas de la litosfera oceánica descienden al manto a lo largo de los bordes convergentes. Dado que la litosfera se “destruye” en los bordes convergentes, éstos también se denominan bordes de placa destructivos.

Aparecen bordes de placa convergentes donde dos placas se mueven una hacia la otra y el movimiento se ajusta con el deslizamiento de una placa por debajo de la otra (subducción). A medida que dos placas van convergiendo lentamente, el borde frontal de una de ellas se dobla hacia abajo, permitiéndole deslizarse por debajo de la otra.         La expresión superficial producida por la placa descendente es una fosa submarina.

      Fosa Perú-Chile.

Los bordes convergentes también se denominan zonas de subducción porque son lugares donde la litosfera es subducida hacia la astenosfera. La subducción se produce porque la densidad de la placa litosférica descendente es mayor que la de la astenosfera subyacente. En general, la litosfera oceánica es más densa que la astenosfera subyacente, mientras que la litosfera continental es menos densa y resiste la subducción. Por consiguiente, es siempre la litosfera cubierta por corteza oceánica la que experimenta la subducción.

Según el tipo de placa implicado, se pueden distinguir tres clases de bordes convergentes:

×Convergencia oceánica-continental: Una placa con corteza oceánica colisiona con una placa con corteza continental la cual, al ser más ligera, "flota" sobre la oceánica, que subduce en el manto al ser más densa. Al alcanzar una profundidad de unos 100 km se desencadena la fusión parcial, que origina un flujo ascendente de magma (roca fundida) que origina plutones y volcanes que crecen sobre el continente. Se forman así arcos volcánicos continentales y grandes fosas oceánicas, ambos paralelos a la costa.

Este tipo de borde convergente es el que se da en la costa pacífica de América del Sur, donde la Placa de Nazca, totalmente oceánica, deriva hacia el este y colisiona con la Placa Sudamericana que deriva hacia el oeste; el magma ascendente ha formado la Cordillera de los Andes, con cientos de volcanes activos y una intensa actividad sísmica.

×Convergencia oceánica-oceánica: Cuando convergen dos placas oceánicas, una desciende por debajo de la otra, iniciando la actividad volcánica por el mismo mecanismo que actúa en un borde convergente oceánico-continental. El agua «expulsada» de la capa de litosfera oceánica subducente provoca la fusión en la cuña suprayacente de roca del manto.

De esta manera, los volcanes crecen desde el fondo oceánico antes que sobre una plataforma continental. Cuando la subducción se mantiene, acabará por construir cadenas de estructuras volcánicas que emergen como islas. Son ejemplos de archipiélagos originados así las Aleutianas, las islas Marianas, Tonga, Japón y las islas de la Sonda, y las fosas asociadas a ellos.

Islas Marianas

×Convergencia continental-continental: Cuando una placa oceánica en subducción contiene también litosfera continental, la subducción continuada acabará uniendo los dos bloques continentales que, dado que ambos flotan en la astenosfera, colisionarán.

Durante las colisiones continentales se han formado importantes sistemas montañosos, entre ellos Los Alpes, el Himalaya, los Apalaches y los Urales.

Los Alpes

         Límite transformante (o límite pasivo): en este tipo de borde las placas se desplazan una al lado de la otra sin producir ni destruir litósfera; es por ello que se le llama borde pasivo. Estas grandes fallas transformantes conectan los cinturones activos globales (bordes convergentes, bordes divergentes y otras fallas transformantes) en una red continua que divide la superficie externa de la tierra en varias placas rígidas.

La mayoría de las fallas transformantes une dos segmentos de una dorsal centrooceánica. Aquí, son parte de unas líneas prominentes de rotura en la corteza oceánica conocidas como zonas de fractura, que abarcan las fallas transformantes y sus extensiones inactivas en el interior de las placas.

Las fallas transformantes activas se encuentran sólo entre los dos segmentos desplazados de la dorsal. Aquí, el fondo oceánico producido en un segmento de la dorsal se desplaza en la dirección opuesta al fondo oceánico generado en el segmento opuesto. Entonces, entre los dos segmentos de la dorsal las dos placas adyacentes se están rozando conforme se desplazan a lo largo de la falla.

Otro papel de las fallas transformantes es proporcionar el medio mediante el cual la corteza oceánica creada en las crestas de la dorsal puede ser transportada a una zona de destrucción, las fosas submarinas. La falla transformante más conocida de este tipo es la falla de San Andrés, en California (EE. UU.).

Referencias: 

Causas del movimiento de las placas tectónicas

Las causas que producen el movimiento de las placas litosféricas en nuestro planeta es una cuestión aun sin resolver, sin embargo, la aceptación de la tectónica de placas no depende del conocimiento exacto de que impulsa los movimientos de las placas.

 En la superficie terrestre se puede apreciar manifestaciones de energía interna de la Tierra. La litosfera es dinámica, y es precisamente esa energía interna, distribuida de una forma desigual, la responsable del movimiento de las placas que, a su vez, causa los fenómenos apreciables externamente, de los más débiles a los más espectaculares y destructivos. Se han propuesto tres modelos diferentes pero ninguno puede explicar todos los principales aspecto de la tectónica de placas.

MODELO 1. CORRIENTES DE CONVECCIÓN

Según este modelo, existe corrientes cíclicas en el manto, formadas por materiales calientes que, al ser menos denso, asciende (corriente ascendente) y que al enfriarse y aumentar su densidad, se hunde hacia zonas más profundas (corrientes descendente).

MODELO 2. ARRASTRE DE LAS PLACAS

Se basa en que la litosfera oceánica se enfría a medida que se separa de la dorsal oceánica. En las dorsales, se forma la litosfera oceánica. Inmediatamente después de formarse, el material que constituye la placa está caliente. A medida que este material se aleja del dorsal, se enfría, y aumenta su densidad. Cuando la densidad de la placa es mayor que la de la astenosfera, aquella comienza a hundirse.

MODELO 3. EMPUJE DE LAS PLACAS

La litosfera oceánica se forma en una zona elevada del fondo marino, la dorsal oceánica (que, de hecho, es una cordillera). La diferencia de altitud entre la dorsal y el lecho marino provoca que la placa se desplace a favor de la gravedad, separándose de la dorsal. A su vez, la incorporación de material procedente del manto para formar nueva litosfera oceánica ejerce un efecto de empuje.

Para explicar el mecanismo del movimiento de las placas litosféricas se han propuesto dos hipótesis.

Ø Hipótesis convectiva

Esta hipótesis se basa en el modelo 1 ya mencionado donde el fluido de mayor temperatura, menos denso, asciende hacia zonas donde la temperatura es menor enfriándose, con lo que su densidad aumenta y como consecuencia desciende de nuevo. Los materiales calientes ascienden hasta la base de la litosfera formando penachos calientes o plumas en algunos lugares. Estos desprendimientos de calor dan lugar a la fragmentación de los continentes, la salida de los materiales de astenosfera y, por último, la expansión del fondo oceánico.

Ø Hipótesis basada en fuerzas en los límites de placas

Una segunda hipótesis plantea que el movimiento de las placas se debe a las fuerzas que ejercen en los límites entre éstas. Esta hipótesis combina las ideas de dos modelos: el que justifica el movimiento de las placas por el empuje de las dorsales y el que lo basa en el arrastre en zonas de subducción. Así, la salida del material en una dorsal provoca un empuje que causa el deslizamiento de las placas a ambos lados de la dorsal. Esta fuerza se combina con lo que sucede en los bordes convergentes con subducción, donde el peso de la lámina que subduce ejerce una fuerza de atracción que arrastra la placa.

(Ninguna de estas hipótesis es plenamente satisfactoria, y se admite que el movimiento de las placas puede ser una combinación de ambos).

Movimiento de placas

Medición del movimiento de las placas

Medición de las velocidades de las placas desde el espacio

En la actualidad es posible, utilizando la tecnología espacial, medir directamente el movimiento relativo entre placas. Eso se realiza estableciendo periódicamente las localizaciones exactas y, por tanto, la distancia entre dos estaciones de observación situada en los lados opuestos de un borde de placa. Dos de los métodos utilizados para realizar este cálculo son la Interferometría basal muy larga (VLBI, del inglés Very Long Baseline Interferometry) y una técnica de posicionamiento por satélite que utiliza el Sistema de Posicionamiento Global (GPS). En el sistema de la Interferometría basal muy larga se utilizan grandes radiotelescopios para registrar señales de quásares (objetos casi estelares) muy distantes. Los quásares se encuentran a millares de millones de años luz de la Tierra, de modo que actúan como puntos de referencia estacionarios. Las diferencias de milisegundos en los tiempos de llegada de la misma señal a distintos observatorios con dirección a la Tierra proporcionan una manera de establecer la distancia precisa entre los receptores. La realización de un estudio típico puede tardar un día y obliga a utilizar dos radiotelescopios muy separados que observen quizás una docena de quásares, de 5a 10 veces cada uno. Este esquema proporciona una estimación de la distancia entre estos observatorios con una precisión de unos 2 centímetros. Repitiendo este experimento más tarde, los investigadores pueden establecer el movimiento relativo de estos lugares. Este método ha sido particularmente útil para establecer los movimientos a gran escala de las placas, como la separación que se está produciendo entre Estados Unidos y Europa. Quizás esté familiarizado con el Sistema de Posicionamiento Global, que es parte del sistema de navegación utilizado en los automóviles para localizar la posición propia y dar direcciones hacia otra localización. En el Sistema de Posicionamiento Global se utilizan numerosos satélites en lugar de una fuente extragaláctica para medir con precisión la localización de un punto determinado en la superficie terrestre. Utilizando dos receptores de GPS muy separados, pueden utilizarse las señales obtenidas por estos instrumentos para calcular sus posiciones relativas con una precisión considerable. Se ha demostrado que las técnicas en las que se utilizan receptores de GPS son útiles para establecer los movimientos a pequeña escala de la corteza como los que se producen a lo largo de las fallas en regiones tectónicamente activas. Los datos obtenidos de éstas y otras técnicas confirman el hecho de que se ha detectado movimiento de placas real. Los cálculos demuestran que Hawaii se mueve hacia el noroeste y se aproxima a Japón a 8,3 centímetros al año. Un punto de Maryland se está alejando de otro en Inglaterra a una velocidad de aproximadamente 1,7 centímetros al año (una velocidad próxima a la velocidad de expansión de 2,3 centímetros al año que se estableció a partir de los datos paleomagnéticos).

El paleomagnetismo y los movimientos de placas

El paleomagnetismo almacenado en las rocas del fondo oceánico proporciona un método de medición de las velocidades del movimiento de las placas (al menos la media durante millones de años). Recordemos que aparece un modelo simétrico de franjas magnéticas a ambos lados de la dorsal oceánica. Poco después de este descubrimiento, los investigadores empezaron a asignar edades a las franjas magnéticas mediante la escala de tiempo magnético elaborada a partir de las coladas de lava en la tierra. Una vez determinadas la edad de la franja magnética y su distancia a la cresta de la dorsal, puede calcularse la velocidad media del movimiento de las placas.

Recordemos que la dirección de la expansión del fondo oceánico puede establecerse a partir de las zonas de fractura encontradas en el fondo oceánico. (Es importante destacar que estas mediciones son el movimiento de una placa en relación con sus vecinas).

Tectónica de placas