Regímenes tectónicos convergentes (2). Colisión

Cuando dos placas continentales con flotabilidad similar chocan, ninguna subduce. En su lugar, se produce una elevación y una gran deformación que da lugar a un cinturón orogénico colisional. Un ejemplo de esto es la colisión de la placa Euroasiática con la Africana, que provocó el cierre del Mar de Tethys.

Reología de la litosfera continental

La reología estudia la deformación y el flujo de la litosfera, tanto oceánica como continental, y cómo se comporta mecánicamente ante un esfuerzo:

» alt=»Diagrama de comportamiento de la litosfera»/>

La corteza oceánica se comporta de manera frágil.

Comportamiento dúctil.

Comportamiento Frágil

A mayor profundidad, son necesarios mayores esfuerzos para la deformación frágil:

» alt=»Gráfico de comportamiento frágil»/>

Comportamiento Dúctil

A mayor profundidad, se requieren esfuerzos menores debido al comportamiento dúctil a altas temperaturas:

» alt=»Gráfico de comportamiento dúctil»/>

La fusión de las dos gráficas anteriores da lugar a:

» alt=»Gráfico combinado de comportamiento frágil y dúctil»/>

Zona de comportamiento frágil: las rocas en esta zona se oponen de igual manera a la deformación frágil y dúctil.

Zona de comportamiento dúctil.

En la litosfera continental, la gráfica es algo diferente. Al compararla con la oceánica, se aprecia que la continental es menos resistente.

» alt=»Comparación de la reología de la litosfera oceánica y continental»/>

La corteza oceánica tiene menor espesor, por lo tanto, toda ella es frágil y carece de niveles de baja viscosidad. La corteza continental tiene una parte superior frágil de unos 15 km y una parte inferior, de aproximadamente otros 15 km, donde predomina el comportamiento dúctil.

Dentro de la corteza continental, pueden existir varias zonas, cada una con su propio rango frágil-dúctil, además del descrito anteriormente.

Datos geofísicos

La corteza continental es gruesa, ya que en algunas zonas presenta raíces (engrosamiento cortical) en cinturones orogénicos colisionales. La zona deprimida tiene una densidad menor de la que debería, lo que resulta en una gravimetría negativa en el eje de los cinturones. Esto se debe a la atracción de la gravedad, que es menor en las montañas que en la llanura continental, aunque debería ser al contrario. Esta raíz continental se mantiene mientras las fuerzas mecánicas sigan actuando. Cuando cesan, la raíz desaparece.

» alt=»Diagrama de raíz cortical en un orógeno»/>

Anatomía de un orógeno

Zona Interna: Región donde se produce el choque entre dos bloques. Aquí es típica la Tectónica Thick-skinned (tectónica de piel gruesa), caracterizada por mantos cristalinos y zonas de cizalla y cabalgamientos que afectan a toda la corteza o incluso al manto.

Estructuras que surgen en la zona interna:

• Sutura ofiolítica: restos del antiguo océano subducido.
• Complejos metamórficos.
• Complejos ígneos: inclusiones de rocas plutónicas en forma de batolitos.
• Colapso gravitacional: puede formarse por tres motivos: 1) Ablandamiento de la corteza debido a la presencia de migmatitas (rocas parcialmente fundidas) y batolitos (rocas fundidas). 2) Agotamiento de la energía de acercamiento entre placas. 3) Combinación de los dos anteriores. Esto resulta en un adelgazamiento de la corteza hasta su grosor normal y la presencia de fallas normales (últimos estadios del cinturón orogénico).

Estas tres estructuras pueden acabar superpuestas debido a cabalgamientos, formando los mantos cristalinos, que son rocas muy metamorfizadas de grano grueso.

Zona Externa: Región que afecta a una u otra placa, situada en ambos lados. Su morfología es la de una zona deprimida. En esta zona es típica la Tectónica Thin-Skinned (tectónica de piel delgada), que se forma en la parte superior de la corteza debido a la colisión. El cabalgamiento basal delimita la zona deformada de la no deformada.

Estructuras que surgen en la zona externa:

• Cuenca de antepaís: Uno de los lados de la cuenca tiene un límite activo, que es el cabalgamiento basal, y otro inactivo, sin deformar. Cerca del cabalgamiento basal, la cuenca tiene forma de cuña intensa (ej: Huelva se sitúa en un límite pasivo de una cuenca de antepaís o la cuenca del Guadalquivir).
• Cinturón de pliegues y cabalgamientos de antepaís: Se producen por la colisión de la zona interna con la cuenca de antepaís. Los cabalgamientos son de rampas y rellanos de forma escalonada, y los pliegues se adaptan a esta morfología. Los cabalgamientos más modernos son los más cercanos a la cuenca de antepaís.

Etapas de un cinturón orogénico

1. Engrosamiento.
2. Maduración.
3. Adelgazamiento (colapso gravitacional).
4. Modelado (procesos geológicos externos también influyen).
5. Indentación y tectónica de escape (ej: La India colisiona contra Eurasia, se introduce en ella y provoca un problema de espacio. Los bloques de Eurasia intentan escapar lateralmente, generando fracturas de desgarre y sismicidad).