tectonic a

Teoria de la tectònica de plaques o tectónica global

Tuzo Wilson, geofísic canadenc, va ser el primer en proposar la teoria de tectònica de plaques en un article publicat en la revista Nature el 1965. L'havia sorprés que la majoria dels processos del dinamisme intern terrestre estaven concentrats en tres tipus de característiques estructurals, posades de relleu pels terratrèmols i l'activitat volcànica: les serralades (inclosos els arcs insulars), les dorsals mesoceàniques i les grans falles de salt horitzontal (falles de transformació) .

Fig. 4. Distribució de terratrèmols i volcans,

juntament amb els límits de les plaques

La teoria de tectònica de plaques agrupa de forma coherent tota una sèrie de processos geològics (orogènesi, activitat volcànica, deformació de les roques, erosió, terratrèmols etc) interrelacionats ara gràcies a aquesta teoria. Aquest cos doctrinal que reuneix les idees sobre la deriva continental i els estudis sobre els fons oceànics, és edificat damunt d'una sèrie d'innombrables dades d'observació, degudament ordenades i interpretades amb l'aplicació rigurosa de les lleis físiques i químiques, tot i que les causes originàries dels moviments de les plaques i diversos detalls d’aspectes importants dels processos no són encara ben coneguts. Amb tot, això no invalida la teoria, ni molt menys els seus principis.

Segons aquesta teoria la part més superficial de l'interior de la Terra -la litosfera (escorça + primers quilòmetres del mantell )- està formada per una sèrie de fragments, les plaques litosfèriques, que es mouen lentament les unes respecte a les altres. Les plaques es comporten com a cossos rígids i els seus moviments es deuen a causes internes: es pensa que sota la litosfera hi ha una capa -astenosfera (del grec asthenos, feble )- de baixa rigidesa i comportament plàstic i afectada per una sèrie de moviments de convecció que en el seu moviment arrosseguen les plaques. Els moviments de les plaques es poden mantenir durant llargs períodes de temps i, com a conseqüència, hi ha una variació en la configuració de continents i oceans. El nombre, la configuració i els moviments relatius de les plaques han canviat al llarg de la història geològica de la Terra. Les plaques poden fragmentar-se o soldar-se. L'actual cicle va començar a configurar-se fa uns 200 m.a. quan una gran placa (continent de Pangea) va fragmentar-se i originà les plaques actuals.

El concepte de placa no es correspon amb els de continent i oceà. Tenin dos tipus de plaques: oceàniques, formades exclusivament per escorça oceànica, i mixtes que inclouen ambdós tipus d'escorça. La litosfera està formada per 8 grans plaques litosfèriques (Pacífica, Nazca, Amèrica del Nord, Amèrica del Sud, Euroasiàtica, Africana, Indoaustraliana i Antàrtica) i una sèrie de plaques menors com la Caribenya, Cocos, Filipina o Aràbiga. A més a més en moltes plaques podem diferenciar subplaques o microplaques com la Ibèrica, molt important per a explicar fenòmens a escala regional. La seua extensió varia des de centenars a milers de Km2, essent les plaques Pacífica i Antàrtida les més grans. Pel que fa al seu gruix , aquest varia des d’uns 15 Km en zones oceàniques fins a uns 200 Km sota les grans serralades

Geologia 1 BAT Tema 1: Geodinàmica interna

Fig. 5..Principals plaques tectòniques

Fig. 6. Secció transversal de la Terra: d'esquerra a dreta observem les plaques de Nazca, Sudamericana i African

3.3. Dinàmica cortical

En termes de temps geològic, la litosfera és un sistema que es recicla a una gran velocitat, ja que contínuament és formada i destruïda: després de la seua creació a les dorsals oceàniques (marges constructius), la litosfera oceànica se separa d'aquestes

2 Antoni Cassany i Penalba


(expansió del fons oceànic) fins a arribar als marges destructius de placa o zones de subducció, marcats per una fossa oceànica on hi és destruïda. En aquest transport els continents són passatgers passius de les plaques litosfèriques: se separen, s’aproximen i poden col·lisionar entre si, quan es reuneixen a les zones de col·lisió. Els moviments de les plaques estan interrelacionats en tot el planeta, fet que ha servit per anomenar la tectònica de plaques com tectònica global.

Moviments relatius entre les plaques i processos que hi tenen lloc.

Fig. 6 Diferents tipus de moviments relatius entre plaques i les estructures derivades.



3.1. Límits contructius o d'acrecció: moviments de separació.

Corresponen a les dorsals oceàniques, fins i tot les seues parts emergides, com ara el cas d'Islàndia. Son marges divergents ja que a partir de la dorsal les plaques es desplacen en sentits contraris i constructius, puix l'activitat al llarg dels rifts oceànics determina la formació d'escorça oceànica a partir dels materials procedents de l'astenosfera. Aquesta activitat provoca l'expansió o extensió dels fons oceànic i la separació dels continents adjacents. Materials fosos procedents del mantell terrestre ascendrien a nivell del rift i de dorsal, tot refredant-se i solidificant-se ràpidament formant noves roques magmàtiques (nova litosfera oceànica) que espentaria les roques existents cap als costats. Aquesta activitat seria responsable d’una gran activitat magmàtica i sísmica (terratrèmos d’origen superficial). La velocitat d'expansió dels fons oceànics ha estat calculada i és variable: hi ha dorsals lentes com l'Atlàntica, amb una velocitat mitjana < 5cm / any , i ràpides com la Pacífica Oriental amb una velocitat > 10cm / any . Un procés semblant pot ocórrer a l'interior d'un continent, com per exemple a la zona de llacs d'Àfrica Oriental, on hi ha un fracturament i estirament de l'escorça continental, l'evolució de la qual produirà una dorsal amb la formació d'un nou oceà.



Fig.7. Expansió del fons oceànic a nivell de les dorsals

Fig.9 Mapa que mostra el rift mesoatlàntic que travessa Islàndia i que és el responsable de la separació de les plaques Nordamericana i Euroasiàtica

3.2. Límits convergents : moviments d'apropament .


Fig.8 Mapa que mostra el rift mesoatlàntic que travessa Islàndia i que és el responsable de la separació de les plaques Nordamericana i euroasiàtica. Els triangles representen volcans actius.


La grandària de la Terra no ha canviat de forma significativa durant els últims 600 m.a. i molt probablement tampoc des d’un poc temps després de la formació del planeta. Això implica que la litosfera formada a nivell de les dorsals ha de ser destruïda en la mateixa proporció. Aquesta destrucció (reciclatge) té lloc en els límits on s’aproximen dues plaques tectòniques i una d’elles s’enfonsa -subdueix- per sota de l’altra (zona de subducció). El tipus de convergència depén del tipus de límit de placa afectada.

Els límits convergents es corresponen geogràficament amb les fosses marines, arcs d'illes volcàniques o serralades recents. Són vores destructives ja que hi té lloc la destrucció de part de la litosfera en un procés anomenat subducció. En altres casos la convergència acaba amb la col·lisió de dues vores continentals de plaques.

La subducció és el procés pel qual la litosfera oceànica d'una placa s'enfonsa per sota d'una placa veïna. És un procés destructiu ja que el material de la litosfera retorna a la astenosfera i compensa la formació de nova litosfera que hi té lloc a les dorsals. El mecanisme de subducció va ser descobert gràcies als estudis sísmics sobre la distribució dels hipocentres als marges oceànics ja que es diposen segons superfícies inclinades cap als continents o arcs illencs pròxims en un angle d'uns 45º. Són els plans de Benioff definits per la superficie on tenen lloc aquests hipocentres i que arriben fins a 700 Km. Els plans de Benioff corresponen a les superfícies d'enfonsament de la litosfera oceànica.

fig.10. Determinació dels plans de Benioff, a partir dels hipocentes de sismes

Els límits convergents presenten molts volcans actius ja que el procés de subducció implica l’aparició i eixida d’importants quantitats de magma a la superfície. La temperatura de les zones de contacte entre les plaques implicades en la subducció creix considerablement. Com que l'escorça oceànica que se subdueix ha incorporat aigua a la seua composició, aquesta aigua tendeix a facilitar la fusió, primer de la placa subduïda, després de part de la superior. Això explica el gran desenvolupament de vulcanisme a les àrees de subducció.

** Si hi ha una convergència entre dues vores oceàniques de placa s'origina una zona de subducció que és la responsable de l'aparició d'una fossa abissal i una



sèrie d'illes volcàniques paral·leles a la fossa i que han estat formades per l'eixida de part del material d'escorça fos a la zona que subducció i que puja a favor de les fractures originades pel xoc de les plaques. (veure fig. 10). Aquestes estructures les podem observar en l’oceà Pacífic, en zones com l’arxipèlag de Japó, Filipines, Marianes, etc, conjunt d’illes volcàniques que voregen una profunda fossa oceànica

** La convergencia entre una vora de placa continental i una altra d'oceànica provoca a més de fenòmens volcànics i sísmics, i l'aparició de noves cadenes muntanyoses paral·leles a la costa com és el cas dels Andes. En la zona de costa que limita les dues plaques, s’ha anat acumulant una gran quantitat de sediments al llarg dels milions d’anys. En produir-se la subducció, aquests sediemnts són plegat i elevats originant les serralades, juntament amb material magmàtic (plutonisme i vulcanisme) que apareix com a resposta a la fusió parcial de la plaques en contacte.

Fig.11. En aquesta figura podem estudiar dos límits convergents o destructius on es produeix el fenòmen de subducció. a l’esquerra tenim el contacte entre dos zones de litosfera oceànica, amb la formació d’arcs d’illes volcàniques paral:lels a la fossa. A la dreta, el contacte entre litosfera oceànica i continental. En aquest cas .es sempre la placa de litosfèrica oceànica la que subdueix sota la continental. Podem observar la formació d’una serralada paral·lela a la costa del continent i a la fossa oceànica (oceanic trench). Aquesta serralada està formada per materials sedimentaris plegat i elevat perl xoc entre les dos plaques i els materials aportat pels fenòmens magmàtics que hi tenen lloc

** Si la convergència entre plaques apropa dues vores continentals, es produeix una col·lisió on no hi ha una destrucció de la litosfera sinó deformacions intenses. La formació de l'Himàlaia representa potser la més visible i espectacular conseqüència de la tectònica de plaques. És el resultat de la col·lisió de la massa continental de contra la vora sud de la placa Euroasiàtica. En lloc de subduir, els marges continentals de les dues plaques, gruixuts i relativament lleugers es pleguen i s’alcen. L’Himàlaia es troba a més de 8800 metres sobre el nivell del mar, mentre que la veïna plataforma del Tibet supera els 5000 metres.

La formació de l’Himàlaia va començar fa uns 40 o 50 m.a. quan els continents de l’Índia i Euràsia col·lisionaren. L’Índia formava part de Gondwana (part sud de Pangea) i es va separar d’aquesta i es desplaçà cap al nord. Primerament, el contacte entre la placa de l’Índia i Euràsia era un límit de subducció, però quan el marge oceànic de la placa de l’India desaparegué, començà la col·lisió. Tot això ve demostrat per l’existència de fòssils marins al Tibet. Actualment el moviment de l’India continua



i és el responsable de l’aparició d’intensos terratrèmols que s’extenen per gran part d’Àsia.

Fig.12: Esquerra. Convergència entre dos marges continentals: l’exemple del xoc de l’India contra ÀsiaDreta: Viatge de la placa de l’índia fins a xocar amb la placa Asiàtica. Les xifres senyalen la posició relativa de l’India. Noteu el mar existent entre l’India i Àsia, progressivament més estret. Els sediments acumulats serien la base dels materials que ara formen l’Himàlaia

3.3. Límits transformants : moviments de lliscament lateral.

La zona entre dues plaques que llisquen lateralment una respecte a l’altra rep el nom de límit transformant o límitde falla de transformació. El concepte de falla de transformació va ser proposat per Tuzo Wilson per designar les zones de fractura que conecten dues zones on hi ha expansió. La majoria de les falles de transformació

es troben en en fons oceànic, tot originant els marges en zigi-zaga de les dorsals, encara que també les podem trobar en el continent com és el cas de la falla de san Andrés a CalifòrniaAcí no es dóna ni construcció ni destrucció de litosfera. No hi té lloc activitat volcànica però sí una intensa activitat sísmica. Les plaques llisquen lateralment i formen falles de direcció perpendicular a les dorsals. Tuzo Wilson les va interpretar com a estructures originades pel moviment continuat de les plaques que adapten a la geometria de la superfície terrestre el seu moviment ja que una vegada solidificat el material que eix de les dorsals, serien massa rígides per desplaçar-se per una superfície quasi esfèrica.Fig.13. Mapa amb les plaques afectadesLes zones de lliscament lateral més conegudes són la falla de San Andrés a Califòrnia, on la

placa Pacífica es desplaça cap al Nord uns 5 cm/any, lliscant al costat de la placa Nord-americana al llarg de l'eix de la falla. Recordeu que Califòrnia és una zona de elevat risc sísmic). Una altra falla de transformació és la que es presenta a Palestina (definida pel mar Mort, riu Jordà, mar de Galilea) i que representa el lliscament de la placa Aràbiga respecte l'Africana com a conseqüència del moviment de separació originat a la mar Roja.

Altres tipus de límits



No tots els límits entre plaques són tan senzills com els que hem vist fins ara. En moltes zones els límits no es troben ben definits i s’extenen al voltant d’un ample cinturó. Una d’aquestes zones és la del Mediterrani, on el límit entre les plaques euroasiàtica i africana ve definit per un conjunt de microplaques, fet que provoca l’aparició de figures geomètriques complexes.

4. Fenòmens intraplacaCom hem vist l'activitat tectònica té lloc a les vores de les plaques, encara que

també es coneixen fenòmens intraplaca. Alguns d’ells són:** Aparició d'una cadena contínua de volcans.

Naixen a la zona de litosfera que es troba per damunt del punt calent. Si l'activitat és gran eixen a superfície i creen les illes volcàniques. Com que la litosfera està en moviment, a mesura que s'allunyen del punt calent, perden activitat i sofreixen l'erosió subaèria que els converteix en guyots submergits. Un exemple el tenim en l'arxipèlag de Hawai, situat al bell mig de la Placa Pacífica.

En 1963, J. Tuzo Wilson proposa la teoria dels punts calents (hot spots), que intentava explicar per què determinades zones situades al bell mig d’una placa tectònica presentaven un vulcanisme molt actiu durant períodes llargs de temps. Segons aquesta teoria, sota aquestes zones es localitzarien fonts d’alta energia calorífica. Aquesta font estacionària de calor, situada en zones profundes del mantell se situaria avui en dia sota l’illa de Hawaii. Com que la placa Pacífica té un desplaçament continu cap a l’sudest, les illes acabades de formar deixarien de tenir activitat volcànica que tornaria a aparexeria uns quilòmetres cap a l’nordoest, formant noves illes volcàniques. Això explica la forma allargada de l’arxipèlag de Hawaii i el fet que les illes són progressivament més antigues a mesura que ens despalcem cap a l’sudest.

Atres punts calentsEncara que Hawaii és el punt calent més estudiat, hi ha gran quantitat d’ells.

Altres exemples seia el d’Islàndia, illes Galàpagos, Açores. També apareixen a l’interior dels continents com el cas de l’est d’Àfrica o en zones amb abundants fenòmens hidrotermals com el park de Yellowstone


Fig. 14: Formació de les Illes Hawai


Fig. 15: Principals zones on apareixen hot spots

** Un aprimament de la litosfera en aquesta zona amb la creació d'un rift

En Àfrica oriental, els processos d’expansió han separat la penísula Aràbiga del continent africà amb la formació del Mar Roig. Un nou centre expansiu està originant-se en Àfrica oriental. Quan l’escorça continental està sotmesa a un procés distensiu acaba per trencar-se i formar fosses tectòniques (associacions de falles normals) alhora que el material calent de l’interior, en perdre la pressió que posseïa esdevé magma i ascén a la superfície

Les zones de rift intracontinental són espais allargassats (de vegades fins de miliers de quilòmetres) i molt estrets que es caracteritzen per un aprimament de l'escorça continental i del mantell superior subjacent i una estructura de blocs individualitzats per falles. Els blocs queden de manera que la zona de rift resulta deprimida fins al punt de poder ser envaïda pel mar o ocupada per llacs. Les zones de rift comporten una extensió lateral, una mena d'estirament i, alhora, una ascensió de l'astenosfera a nivells més superficials: això provocarà una feblesa mecànica i un flux de calor important, dels quals resulten unes condicions favorables a les manifestacions volcàniques i sísmiques.

Els processos associats a la formació de zones de rift intracontinental poden estabilitzar-se en un moment determinat o bé poden dur a la seua evolució fins a la separació de la placa en la qual s'han format. Si el procés no s'atura pot arribar a la fragmentació de la placa i la formació de nous oceans com va passar fa 250 m.a. en disgregar-se la Pangea. En l'actualitat la zona de rift africà s'extén des dels grans llacs de l'Àfrica oriental, Etiòpia , Mar Roja i arriba fins al nord de Palestina

Fig. 16. Estructura d’un rift valley

3.5 El motor dels moviment de les plaques tectòniques

Quin mecanisme és el responsable dels moviments de les plaques? La ciència no disposa encara d'una resposta definitiva. El mecanisme més acceptat suposa l'existència d’una energia geotèrmica en l’interior del planeta que es va disipant cap a la superfície tot generant uns moviments de material mantèl·lic (molt lents i en estat



sòlid) en forma d'uns corrents de convecció. els materials de major profunditat, sotmesos a major temperatura, ascenen lentament fins arribar a zones més superficial, on la temperatura és menor. En refredar-se la seua densitat augmenta i, com a conseqüència descenen novament a zones més profundes.

En el seu desplaçament aquests materials friccionen amb la litosfera suprajacent i són la causa dels seus moviments. Se suposa que els corrents ascenents de material més calent originen el trencament de les plaques litosfèriques, l'eixida de material fos a nivell de les dorsals i, conseqüentment, l'expansió oceànica. Per altra banda, els corrents descendents provoquen l'aparició de les fosses oceàniques, mentre que els corrents superficials horitzontals actuarien en forma de cinta transportadores de les plaques.

Quins són els últims avanços en aquesta investigació?* La tomografia sísmica (tècnica anàloga al "scanner" per la qual moltes ones

sísmiques travessen una zona, les diferències de temps d'arribada ens poden permetre la reconstrucció tridimensional de l'estat tèrmic) ens ha revelat zones calentes i fredes del mantell, que podem interpretar com a corrents convectius.

* Una segona font d'informació són els models experimentals del mantell que demostren que l'escalfament convectiu no pot ser provocat des de l'interior del mantell sinó que aquest ha de ser escalfat des de baix ( prop del nucli extern) i refredat més dalt (litosfera). En les condicions anteriors, els models formen plomalls ("penachos ") prims que ascenen des de la zona més calenta , mentre que el flux de descens és dispers.

Litosferaastenosferazona de subduccióDorsaltemperatura altatemperatura baixacorrents de convecció

Fig.25. Dades de tomografia sísmica que ens permeten demostrar el moviment de material mantèl·lic.

Queden molts punts per resoldre, ja que les dades obtingudes per les noves tecnologies ens mostren uns models convectius molt més irregulars i complexos del que es pensava abans. Algunes característiques concretes del model present serien:

3.6 Cicle de Wilson

Tots els processos que hem estudiat estan relacionats entre ells i formen un cicle lent (500 m.a.) i repetitiu en què les plaques no només es fragmenten, ans es desplacen i tornen a fusionar-se entre si. És el cicle de Wilson, les etapes principals del qual podem observar al següent esquema:

Etapes en la formació d'una dorsalEtapa de Rift. Quan coincideixen corrents ascendents de l'astenosfera, la litosfera

s'aprima fins trencar-se en forma de falles normals. Els blocs centrals s'enfonsen i



es formen unes depressions o fosses tectòniques anomenades rifts valleys que són ocupades per rius i llacs. Aquesta fase la podem observar a hores d'ara al rift valley de l'Àfrica Oriental, una zona de valls profundes que penetra per Etiòpia, continua cap al sud i és causa de la formació dels grans llacs africans de Turkana, Victòria, Tanganyica, etc

Etapa mar Roja. Si l'activitat del rift continua, comença a formar-se fons oceànic i l'antiga depressió és envaïda pel mar. L'activitat de la dorsal que es troba sota la mar Roja va separar la placa Aràbiga de l'Africana. De la mateixa manera, una altra dorsal primitiva va separar Madagascar del continent africà. I en el futur se separarà la zona oriental africana (Etiòpia, Tanzània, etc) quan l'actual rift done lloc a un estret braç de mar, paregut a l'actual Mar Roja.

Etapa de dorsal madura. És el cas de l'oceà Atlàntic, ja explicat. Pot arribar un moment en què la dorsal quede inactiva.

Etapa de subducció i col·lisió En trobar-se dues plaques, l'escorça oceànica es subdueix sota la continental i desapareix. D'aquesta manera es va tancant l'oceà. Arribarà un moment en què es trobaran dues masses continentals que col·lisionaran i conduiran a la fusió de les dues plaques anteriors. (Procés d'obducció, tal com passa a la zona de l'Himàlaia)

Fig 26: Primeres etapes del cicle de Wilson

4- Efectes del moviment de les plaques



Com a conseqüència del moviment de les plaques litosfèriques es tenen lloc una sèrie de fenòmens geològics com la deformació dels materials de la litosfera, en forma de serralades (procés d’orogènia o formació de muntanyes) i també processos de deformació a nivell més local: plecs i falles. Altres processos lligats a la dinàmica cortical són el vulcanisme i els terratrèmols, així com la formació de roques endògenes (roques magmàtiques i roques metamòrfiques). En les pàgines que tens a continuació, intentarem resumir les caracterísitques més importants de cadascun d’ells

4.1. Orogènesi o formació de muntanyesEls orògens o serralades de plegament són zones de litosfera terrestre situades

als marges de les plaques que han estat afectades pels processos característics de l'orogènesi: deformació intensa de les roques, elevada activitat sísmica amb hipocentres profunds, magmatisme i metamorfisme. Aquestes serralades de plegament poden ser agrupades en dos grups: orògens de marge continental actiu que donen lloc a serralades pericontinentals i arcs insulars i els orògens de col·lisió entre continents que originen serralades intracontinentals.

Els orògens de marge continental actiu s'extenen per la costa occidental americana des d'Alaska a la Terra de Foc. En Àsia les serralades estan encara en procés de formació formen els nombrosos arcs insulars volcànics que de forma discontínua s'estenen des del Japò a Nova Zelanda. Tots dos grups se situen paral·lels a grans fosses abissals que corresponen a zones de subducció amb una intensa activitat volcànica i sísmica.

Els orògens de col·lisió o serralades intracontinentals s'extenen perpendicularment a les anterior. Són l'Atlas, Pirineu, Alps, el Caucas, l'Himàlaia, etc. Es localitzen en zones de col·lisió entre plaques continentals. Hi ha una intensa activitat sísmica i poca activitat volcànica.


Fig.27: Formació d’un orògen

pericontinental, com el cas dels Andes


Així doncs, les serralades de plegament s’originen en zones on hi ha una convergència de plaques tectòniques. En gran mesura, els materials que formen les serralades provenen dels sediments acumulats en els màrgens de les plaques que son plegats i elevats per les forces tectòniques. Aquesta és la raó per la qual en moltes serralades podem trobar fòssils d’organismes marins a centenars o milers de metres d’altitud i ben lluny de la costa. La compressió exercida pel xoc entre plaques també fractura aquests materials sedimentàris que poden estar acompanyats de roques volcàniques i metamòrfiques.

4.2 Les deformacions dels materials corticalsLes deformacions de les roques es produeixen fonamentalment per l'acció de

forces dirigides o esforços tectònics, on actuen un parell de forces. Si ho simplifiquem, hi podem distingir 2 mecanismes:

Tensió o tracció, constituït per dues forces aliniades, dirigides en sentits divergents. En produeix l'estirament i aprimament de la litosfera. Originen falles normals. El principal sistema de distensió ve representat pels sistemes de rifts oceànics.

Compressió. Es produeix una acció convergent de dues forces. És el cas contrari a l'anterior. En ambdós casos cada tipus produeix l'altre, secundàriament, per reacció. A les zones sotmeses a compressió es produeix l'apropament de blocs corticals, cosa que suposa un escurçament de l'escorça. Té lloc a les zones convergents de les plaques o zones de subducció. Com a resultat d'aquestes forces s'originen les noves serralades i anivell més local les falles inverses i els plecs.

Tipus de deformacionsLes deformacions que sofreixen les roques sotmeses a esforços creixents de mica

en mica, poden passar per tres etapes:1- Deformació elàstica: És aquella que en cessar la força deformant, la

roca torna al seu estat inicial o queda molt poc deformada. En aquesta etapa la deformació és proporcional a l'esforç. Un exemple seria la deformació produïda per ones sísmiques.


Fig.28: Formació d’un orògen

intracontinental, com el cas de l’Himàlaia


2- Deformació plàstica (dúctil o contínua): Superat un cert límit, límit de elasticitat, la roca es deforma plàsticament, és a dir, que en cessar l'esforç, la roca romandrà deformada encara que sense perdre la continuïtat del seus components. Resultat d'aquest tipus de deformació són els plecs.

3- Deformació fràgil (discontínua o per trencament). Superat un cert límit -límit de trencament- la roca es trenca. El resultat seran les falles i diàclasis. En aquestes dues darreres etapes, la deformació no és proporcional a l’esforç realitzat.

Els materials que absorbeixen els esforços sense trencar-se, es diu que han tingut un comportament dúctil, mentre que dels que es trenquen es diu que tenen un comportament fràgil. No obstant això, un mateix mineral es pot comportar d'una manera o d'altra en funció d'una sèrie de factors de deformació:

Pressió El seu augment, incrementa el camp de plasticitat Temperatura També provoca un aument de la plasticitat. Com que la

temperatura i pressió augmenten amb la profunditat, els materials més profunds es comporten més plàsticament

Presència de fluids El comportament d'un material és prou diferent quan és sec i quan es presenta saturat d'aigua o qualsevol altre líquid. Així, per exemple, les argiles són plàstiques quan estan xopes, i rígides quan estan seques

Velocitat de deformació Una força intensa que actua sobtadament pot trencar els materials, mentre que una força aplicada molt de temps, pot produir una deformació plàstica.

4.2.1. Deformacions contínues : els plecsEls plecs són ondulacions dels estrats sedimentaris, tot i que es poden trobar en

les roques metamòrfiques. Es tracta d'estructures generades per deformacions plàstiques que impliquen un canvi al cabussament dels estrats que havien estat dipositats , en la seua gran majoria de forma horitzontal.

CabussamentTot i que les roques sedimentàries es disposen

originàriament en estrats horitzontals , sovint es presenten inclinades com a conseqüència de les deformacions sofertes. Aquesta inclinació s'anomena cabussament. Inclou la inclinació que presenta respecte a l'horitzontal (mesurada en graus) i la direcció cap on està inclinat. Als mapes geològics es representa mitjançant un símbol


Fig.29: Relació existent entre els esforços de deformació (pressions a

què són sotmeses les roques) expressats en

quilobars i la deformació resultant (expressada en

%)


constituït per dos segments perpendiculars que indiquen la direcció de l'estrat i la direcció de cabussament) i un valor angular que indica la inclinació.

Fig.30 . La direcció i el cabussament ( 40º ) defineixen la posició d'un estrat de la roca

Fig.31: Elements d’un plec

* Xarnera : zona de màxima curvatura del plec, on canvia el cabussament dels estrats.

* Pla axial : Pla que uneix les diferents xarneres d'un plec. Correspon al pla de simetria del plec

* Eix del plec. Línia imaginària que desplaçant-se lateralment a ella mateixa pot dibuixar el plec.

* Els flancs : Són les dues parts del plec situades als costats de la xarnera; tenen direccions de cabussament

oposades. * Nucli: El formen les capes més internes del plec.* Vergència: És l'angle que forma el pla axial del plec amb l'horitzontal del terreny

Tipus de plecs

Existeix més d'un criteri per classificar els plecs : 1- Classificació genètica:

Un anticlinal (plec antiforme) és un plec convex cap amunt, amb els flancs divergents des de la xarnera, i que té en el seu nucli els materials més antics.

Un sinclinal (plec sinforme) és un plec còncau cap amunt, amb els flancs convergents vers la xarnera, i que presenta al seu nucli els materials més moderns.

Fig. 31. Esquema tridimensional d'un sinclinal i la seua representació en un mapa geològic

2- Segons la disposició del pla axial Rectes: Si l'angle que forma el pla axial amb l' horitzontal és de 90º Inclinats: Si l'angle que forma el pla axial amb l'horitzontal és > 45º



Bolcats o ajaguts ("tumbados o recumbentes ") Si el pla axial i els flanc són més o menys horitzontals. En els plecs tombats i ajaguts es distingeixen els flancs normals i el invertits. en el primers la successió dels estrats és la normal (Els més antics per dessota). Als flancs invertits la successió és la inversa (Els més antics per damunt)

Fig.32: Diferents tipus de plec en funció de la inclinació de l’eix axial (vergència del plec)4.2.2. Deformacions discontínues

Les fractures en les roques poden produir-se per esforços de compressió o de distensió. En cada cas s'originen plans de trencament característics que poden ser paral·lels, perpendiculars o oblicus a les forces actuants. A la superfície terrestre poden trobar dos tipus de fractures segons l'existència/absència d'un desplaçament relatiu dels blocs situats a ambdós costats de la fractura. Si hi ha desplaçament parlem de falles; en cas contrari de diàclasis

4.2.2.1 Diàclasis

Són fractures de les roques, normalment de superfície plana, que no van acompanyades de desplaçament posterior. Normalment no es presenten soles; formen sistemes més o menys complexos que s'orienten en funció de les forces que les han originades (paral·leles, radials, en angle, etc).

Fig.32: Diferents tipus de diàclasis

4.2.2.2 FallesSón fractures de masses rocoses, generalment segons superfícies planes,

acompanyades d'un desplaçament dels blocs originats.



Fig.33: Elements d’una falla* La superfície de fractura s'anomena pla de falla i ve caracteritzada pel seu

cabussament (angle d’inclinació respecte a l’horitzontal). El seu cabussament pot variar de 0º (longitudinal) a 90º (vertical). En ocasions es poden trobar sobre el pla de falla unes estries com a resultat del desplaçament del dos blocs i que ens indiquen la direcció de la falla. Quan el pla es troba polimentat per la fricció entre les roques s'anomena espill de falla. Sobre aquesta superfície poden produir-se recristalitzacions

* Les dos masses delimitades pel pla s'anomenen blocs o llavis de falla. El llavi alçat o superior i el llavi enfonsat o inferior

* La distància entre el bloc alçat i l'enfonçat es diu salt de falla.* A vegades es pot veure en el terreny com un desnivell més o menys sobtat

anomenat escarpament de falla

Tipus de falla

Normal o directa: En aquest cas el pla de la falla s'inclina (cabussa) cap al llavi enfonsat. Són produïdes per forces de distensió. Es caracteritzen perquè hi ha un augment de la superfície total del terreny. Els cabussaments més freqüents són de 45º-60º. Si és de 90º origina falles verticals. Inversa: El pla de la falla s'orienta (cabussa) cap al llavi alçat. Està

originada per forces de compressió. Es produeix una disminució del terreny. Si el cabussament és inferior a 30º s'originen un encavalcament on un bloc es desplaça fins situar-se damunt d'un més recent. Transformant o longitudinal. Ací el desplaçament dels llavis és

horitzontal, sense que hi haja blocs alçat i enfonçat. Un exemple són les falles de transformació dels fons marins.



Fig.33: Tipus de falles

Plec-falla. Es tracta d'una estructura intermèdia entre les falles i els plecs. És una falla originada en la xarnera o flanc d'un plec. Cal notar que en un plec inclinat es forma una seqüència invertida dels materials sedimentaris. en un dels flanc, els materials més antics se situen per damunt dels més moderns. Quan el llavi alçat avança una distància considerable (fins a centenars de Km) sobre el enfonsat, constitueix els mantells de corriment.

Fig.34: mantell de corriment o encavalcamentL'associació de falles normals i paral·leles origina

estructures enfonçades com les fosses tectòniques i estructures alçades com els horts o massisos tectònics. Aquestes estructures s'originen quan l'escorça es troba sotmesa a intensos esforços d'extensió i es provoca un aprimament que acaba en la fractura del conjunt i l'aparició d'un conjunt de falles associades.

Fig.35: Associacions de falles


HORST

FOSSA TECTONICA

tectonic a

Documents

formaci de muntanyes

el cas de

zones de subducci

els ms antics

les dorsals oceniques

les dorsals

la fossa

activitat volcnica