Bases de la Teoría Global de Tectónica de Placas Notas del Curso Geofísica General GF31A J. Campos

Habíamos visto en clases anteriores que el Campo Geomagnético presenta variaciones en el tiempo y el espacio. Estas variaciones se asocian a fuentes que provienen de complejos movimientos del fierro líquido en el núcleo externo del planeta. Más del 80% del campo magnético observado se explica mediante un simple “dipolo”. Esto nos permite asumir un modelo matemático relativamente simple para explicar el campo geomagnético de origen interno  Esto nos facilita el análisis del campo paleomagnético terrestre. 20% restante es más complicado y cambia con el tiempo y en muchos lugares tiene a derivar hacia el oeste por aprox 20 km/año. Se puede estimar y corregir en los análisis paleomagnéticos.

El análisis “PALEOMAGNETICO” se basa en que las líneas de flujo varían según la latitud  o sea, el Campo Magnético es de tipo Central. Cerca del Ecuador el campo magnético es prácticamente horizontal y en los polos vertical.

Rocas y Campo Magnético El estudio del campo magnético de la Tierra en el pasado nos proporciona la posibilidad de obtener información valiosa sobre la ubicación de las rocas cuando ellas son formadas, a condición que sean rocas que guarden vestigios del campo magnético. Temperatura de Curie o “blocking temperature” permiten que la roca se comporte como un magneto débil a partir de paso por el umbral de esta temperatura crítica o de Curie, registrando la orientación del campo magnético en el momento y lugar donde fue formada.

En los años 50 y 60 se utilizó la información magnética registrada en las rocas continentales para investigar el comportamiento del campo geomagnético en el pasado. Se dataron lavas con técnicas radioactivas y se estimaron la fuerza (intensidad) y orientación del campo geomagnético en el pasado. Se encontró irregularidad en la polaridad geomagnética.

Paleomagnetismo Los minerales de silicatos que hacen lo esencial de las rocas son ya sea paramagnéticos (olivino, piroxeno, granate, amfíbolas) o diamagnéticos (cuarzo, feldespato), y son incapaces de adquirir una magnetización permanente. Rocas que contienen pequeñas cantidades de ferromagnetita o minerales ferromagnéticos, o sea, óxidos de fierro tales como la magnetita o hematita, y súlfidos de hierro como la pyrrotita, pueden adquirir un débil magnetismo permanente cuando son formadas.

Magnetismo fósil Si un mineral es llevado a una temperatura superior de la de Curie se pierde todo magnetismo en él. Temperatura de Curie para la magnetita es de 851°K. Si el mineral es enfriado bajando su temperatura por debajo de la temperatura de Curie bajo la presencia de un campo magnético, entonces se produce el “blocking temperature” y el TRM (Thermoremanent Magnetism).

En algunos casos el mineral es formado a bajas temperaturas En algunos casos el mineral es formado a bajas temperaturas. El crecimiento de un grano de mineral ferromagnético puede llegar a un tamaño magnéticamente estable y puede adquirir el campo magnético presente (chemical remanent magnetism - CRM). Una roca sedimentaria puede también adquirir magnetización durante su formación. Pequeñas partículas de minerales ferromagnéticos en suspensión en el agua pueden alinear sus momentos magnéticos en presencia de un campo magnético (depositional remanent magnetism - DRM).

Parámetros Paramagnéticos D = Declinación magnética o azimut magnético (ángulo entre el Norte geográfico y el Norte magnético). I = Inclinación magnética (ángulo entre la horizontal y la dirección del campo). B = Magnitud del campo geomagnético. En SI es el Tesla o Weber/m²; B es expresado también en Gauss. Polo magnético: 73° N, 100 ° W y 68° S, 143° E; Dipolo magnético: 79° N, 70° W y 79° S, 110° E.

Bandas magnéticas en el fondo del océano

Bandas magnéticas en el fondo oceánico Los cambios de polaridad magnética tienen que ver con complejos movimientos convectivos del fierro en el núcleo externo (ecs. Magnetohidrodinámica). No conocemos los detalles de cómo estos cambios de polaridad ocurren o exactamente el comportamiento del campo magnético durante las inversiones. Un período prolongado de debilitamiento geomagnético causarían serios daños en las comunicaciones y en la protección contra el viento solar.

Perfiles magnéticos de las rocas del fondo oceánico mostraron valores altos y bajos de B e inversiones de I. Estas características mostraron ser muy simétricas c/r a los ridges que habían sido recientemente mapeados alrededor del mundo. Hipótesis del Sea-floor spreading explicaba estas observaciones y se ajustaron las medidas obtenidas de las rocas del fondo oceánico con las obtenidas de rocas volcánicas continentales.

Escalas de tiempo magnéticas obtenidas en los continentes usando datación radiométrica de rocas volcánicas y comparándolas con las obtenidas de las del fondo oceánico, se construyeron mapas de la edad del fondo oceánico.

Las regiones más jóvenes tienen en rojo (edad < 2 Ma); naranjo (2 Ma - 5 Ma), más vieja en violeta (> 140 Ma). La imagen cinemática nos indica que el Atlántico Medio es la región de “spreading” más lenta comparada con la expansión del ridge en el Pacífico. Existen varios tipos de límites de las Placas (zonas divergentes, convergentes, conservativas).

Batimetría / Topografía de la Tierra

Topografía/Batimetría: Respecto al nivel del mar actual, el promedio batimétrico y topográfico es de 3800 mts y 840 mts respectivamente Altura máx. de 8848 mts (Everest) Profundidad máx. de 10,000 mts (Mariana) Revela 2 niveles fundamentales del relieve del planeta. Estos 2 niveles corresponden a continente y océano consistente con la noción de 2 tipos de corteza diferentes. Una más ligera (reconocida como capa sialítica) soportada por una capa más densa (siamítica) la cual formaría el fondo oceánico.

Esto es inconsistente con el concepto de subsidencia y elevación “aleatoria” a partir de un nivel base uniforme “original”. Si fuese así, la distribución de “niveles” topográficos sería Normal o Gaussiana. Distribución Normal o Gaussiana Aprox +840 m Nivel del mar Elevación en metros Aprox -3800 m Frecuencia en %

Placas Tectónicas

¿Qué son las Placas ? Las Placas son enormes piezas de algunos cientos de kilómetros de la parte más externa de la Tierra. Se mueven cómo una sola unidad. Se comportan como objetos rígidos.

La deformación activa ocurre principalmente en los bordes de las Placas. El espesor de las Placas varía de lugar en lugar, pero alejadas de los márgenes puede alcanzar entre 100 a 200 km. Las Placas son definidas no en función de su composición química, sino que en relación a la “resitencia” o “dureza” de las rocas. Las Placas están constituidas de corteza y manto superior.

La ubicación precisa del límite inferior de las Placas depende de la temperatura del material del manto. A alrededor de los 1,300 °C el material del manto comienza a fundir y se vuelve drásticamente más “blando”. Esta parte del manto se le llama “astenósfera” para señalar que es una parte débil que “desacopla” la Placa del manto sobre el cual ésta reposa. Hay fuerzas de arrastre que actúan entre la Placa y el manto inferior, pero la litósfera puede moverse independientemente del manto inferior.

Fondos oceánicos y continentes Después de la II Guerra Mundial se incrementaron los esfuerzos para la exploración de los fondos oceánicos. Se identificaron y una gran variedad de estructuras y se confeccionaron mapas, incluyendo más de 40,000 km de sistemas de ridges que daban vuelta el planeta. La corteza oceánica muy distinta a la continental (espesores, composición y magnetismo).

Las rocas que componen la corteza continental son más viejas (algunas formadas hace 3,8 billones de años) que las de la corteza oceánica. Entre los años 50 y 60 se buscó determinar la edad del fondo oceánico usando las características de los lineamientos magnéticos.

Sismos entre 1965 - 1995 M > 5

FLUJO DE CALOR

El promedio del flujo de calor continental es de 57 mW/m². El promedio en las zonas oceánicas es de 100 mW/ m². Las zonas rojas indican alto flujo de calor y las zonas en azul bajo. Las zonas de elevado flujo de calor correlaciona con las regiones menos profundas del océano (ridges) y la ubicación de terremotos.

Mapa topográfico/batimétrico de un segmento de un “ridge” en la latitud 9° Norte, pequeña parte del East Pacific Rise (Imagen de Stacey Tighe, University of Rhode Island.)

HOT SPOT

H. Hess, 1962

Tectónica de Placas

Continente-Continente Zonas Divergentes, Convergentes y Conservativas. Océano-Océano Océano-Continente Zonas Convergentes Continente-Continente

Técnicas Satelitales

Medición Estación GPS en Peldehue (SANT) c/r al referencial Internacional de GPS.

Esquema de Sykes

Distribución de la sismicidad en una zona de Subducción. Caso Japón

Grandes Terremotos en Chile: Frontera de Placas tipo Convergente Océano-Continente. Vrel ~ 8 cm/año