Locos por la Geología

Entradas con la etiqueta ‘Tectónica de placas’

Seguimos avanzando paso a paso en el conocimiento del actual paradigma vigente en Geología: la Tectónica de placas, o como yo prefiero llamarla, Tectónica Global.

Ya hemos adelantado muchos conceptos previos, y nociones generales. También hemos visto los tipos de contactos entre las placas, y hablamos de los bordes divergentes y de los convergentes entre dos placas oceánicas. Hoy veremos otro de esos tipos de bordes: un contacto convergente entre placas de distinto carácter.

¿Qué pasa cuando las placas involucradas son de distinto carácter?

Según ya he señalado otras veces, las placas continentales y oceánicas tienen diferente composición petrológica y química dominante, de modo que cuando ambas se enfrentan en un desplazamiento convergente, sólo una de ellas puede hundirse por su mayor densidad, y es la oceánica. La placa continental por sus propias características se resiste a descender. Es decir que, como se ve el gráfico, lo que allí llaman placa inferior, puesto que es la que baja en dirección al manto, es siempre la oceánica. Como también es notable en el dibujo, la continental permanece en superficie, por lo cual allí la llaman superior, aunque no sea el término habitual.

En definitiva hay una subducción de la placa oceánica que porta materiales que cambiarán de estado, razón por la cual se considera que este tipo de contacto es destructivo, como expliqué en un post anterior.

¿Qué efectos tienen lugar en profundidad?

Ya sabiendo que la placa que desciende es la oceánica, cabe preguntarse qué va a sucederle en ese nuevo entorno en el que se va introduciendo.

Es algo obvio que la temperatura en profundidad estará lo suficientemente aumentada como para que se inicie un proceso de fusión de aquellos materiales que se encontraban en equilibrio en entornos mucho más fríos.

Por otra parte, la roca que presenta contenido de agua (como es normal en los fondos oceánicos) y es sometida a presión (también presente a grandes profundidades) presenta un punto de fusión más bajo que la roca seca. Esto lo he explicado también antes.

Por supuesto, este material fundido y caliente no es otra cosa que magma, que tiende a moverse hacia arriba, según el sentido de descenso de la presión confinante,

En determinadas situaciones, ese magma alcanza la superficie en el interior del continente, pero próximo al contacto subductivo, generando efusiones volcánicas, según veremos un poco más abajo.

En otros casos, el magma no llega a completar su ascenso sino que solidifica en profundidad, generando un engrosamiento cortical con rocas de carácter generalmente básico por su procedencia desde materiales del fondo oceánico. Ahora bien, como las placas en descenso también son portadoras de sedimentos que llegaron a los fondos marinos desde los continentes aledaños, tampoco esa composición es una regla de oro y el resuktado final presenta alguna variabilidad espacial.

¿Qué fenómenos se observan en superficie?

Analicemos ahora los efectos que pueden observarse en la placa que permaneció en la superficie, vale decir veamos qué pasa en el continente.

Si bien en principio el magma en ascenso es de tipo basáltico, suele ocurrir algo de asimilación al ponerse en contacto con las rocas del lugar, dando por resultado un material más enriquecido en SiO₂ (sílice) tal como ocurre con las rocas de composición andesítica.

Este tipo de magmas, pueden provocar erupciones explosivas, que liberan grandes columnas de cenizas y gases volcánicos, tal como sucedió en 1980 en el volcán Santa Helena.

En la generalidad de las situaciones de subducción de una placa de litósfera oceánica hacia el manto, el proceso genera la formación de un arco magmático equivalente en cierta medida a los arcos de islas de que hablamos en otro post.

Ese arco, junto con el engrosamiento cortical mencionado más arriba, instala una cadena montañosa, conocida como orógeno que se manifiesta linealmente por varios miles de kilómetros de largo, y algunos cientos de ancho. Un claro ejemplo de orógeno es la cordillera de los Andes.

Los ambientes orogénicos implican altas temperaturas y presiones, generadoras de metamorfismo sobre las rocas preexistentes, además de importante actividad sísmica, esfuerzos compresivos tangenciales a la superficie del geoide, y ascenso de materiales ígneos, que pueden formar tanto cuerpos plutónicos a cierta profundidad como dar lugar a intenso vulcanismo.

Dado el caracter siálico de la corteza continental, es en estas situaciones donde pueden formarse los granitos y granodioritas y sus equivalentes volcánicos, todos ellos rocas ígneas de colores claros y densidad relativamente baja, con alto contenido de silicio y aluminio.

En la figura que ilustra el post puede verse la sección transversal de un orógeno con los ambientes tectónicos asociados.

En el arco magmático que mencionamos arriba, pueden distinguirse tres zonas: antearco, arco volcánico propiamente dicho o frente volcánico y retroarco.

El antearco se extiende desde la fosa oceánica generada por la subducción de la placa oceánica, hasta la porción continental donde aparecen las primeras manifestaciones volcánicas, conocido como arco o frente volcánico. La fosa normalmente se sitúa más allá del relieve continental emergido, a distancias variables del límite costero.

El retroarco se encuentra hacia adentro del continente, y se lo considera desde donde finalizan las manifestaciones volcánicas hasta el límite del orógeno.

Así como el orógeno andino se genera esencialmente por la subducción de la placa de Nazca por debajo del continente sudamericano, su continuación hacia el norte, que se manifiesta en la cordillera Cascade, es el resultado de la subducción de la placa de Juan de Fuca bajo la Norteamericana.

¿Se puede agregar algo más?

¿Algo? No, algo no, muuuucho más, pero todo eso será motivo de numerosos posts, ya que todo el paradigma está sujeto a revisiones continuas, y aparecen debates, dudas y discusiones que nos darán mil motivos de encuentro, aun después de que hayamos terminado de conocer las informaciones básicas, que todavía están también lejos de completarse. En otras palabras, no sueñen con que ya conocen todo lo necesario sobre la tectónica global.

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Un abrazo y hasta el miércoles. Graciela. P.S.: La imagen que ilustra el post es de este sitio. La otra figura es tomada de Varela, Ricardo 2014. Manual de Geología. Miscelánea 21 del Instituto Miguel Lillo ISSN 1514 – 4836, de donde tomé también alguna información.

Como este tema da muchísimo para hablar, lo venimos desarrollando paso a paso, y hoy vamos a avanzar un poquito sobre otra de las formas posibles de contacto entre placas adyacentes.

En este caso serán bordes convergentes o de destrucción. Pero como ya hemos visto en otro post, este tipo de contactos puede presentarse de tres formas diferentes según el carácter de las placas involucradas a uno y otro lado de la línea de convergencia.

Hoy hablaremos del caso particular de contacto entre dos placas oceánicas.

¿Qué característica general comparten los contactos convergentes?

Como ya lo indica el nombre, este tipo de contactos implica la «destrucción» de material litosférico, que inicia un proceso complejo del que hablaremos en seguida, pero que básicamente compensa la «creación» de material que tiene lugar en los bordes divergentes de los que ya hemos hablado en otro post.

Este nuevo paradigma logró resolver el problema que hemos señalado también en otro momento, de explicar la relativa invariabilidad en la extensión de la superficie terrestre, pese a ese continuo surgimiento de nuevos materiales en las dorsales oceánicas.

En resumen, el material que en un lado se suma, en otra parte se consume en un ciclo que algunos asimilan a una cinta transportadora sin fin. Algunas aclaraciones al respecto ya hemos adelantado también antes.

¿Qué pasa cuando las dos placas convergentes son oceánicas?

Comencemos por recordar algo que ya conocemos: la composición dominantemente de Silicio y Magnesio de las rocas de los fondos oceánicos. Hablamos pues de materiales densos que pueden por ende volver a hundirse en dirección al manto subyacente.

Así es que cuando convergen dos placas oceánicas, una de ellas desciende por debajo de la otra, generando lo que se denomina «subducción».

Cabe preguntarse cuál de ambas permanece en superficie y cuál se hunde en cambio hacia el manto. Esto depende de la densidad y la velocidad fundamentalmente. Si hay diferencias litológicas desciende la más densa- que generalmente es también la más antigua- por debajo de la más ligera. En caso de haber escasas diferencias en ese aspecto, es la que se mueve con más velocidad la que se subduce.

El ingreso hacia el manto se produce según un cierto ángulo que es más empinado cuanto mayor es la velocidad de descenso, y que define un plano teórico a lo largo del cual se manifiesta mayor densidad de eventos sísmicos y que se conoce como Zona de Benioff, de la cual hablaré en un post específico porque es un tema muy jugoso.

A su vez, cuanto más bajo es el ángulo de descenso, por más extensión horizontal se notan los efectos de la subducción, tal como ya expliqué en otra oportunidad.

¿Qué efectos tienen lugar en profundidad?

Ya dijimos que la placa oceánica que subduce va ingresando según un cierto ángulo- tal como se ve en la figura- hasta alcanzar en algún momento la astenósfera o mayores profundidades mantélicas.

Por supuesto, una vez que esa corteza oceánica, que además es portadora de los sedimentos que se han ido depositando en los fondos marinos, llega a cierta profundidad se encuentra con un entorno de temperaturas en ascenso, tal como les expliqué en otro post.

Eventualmente ese aumento de temperatura será suficiente para provocar fusión en el material en descenso. A este efecto se suma el agua sobrecalentada, que por la misma presión a que la mayor profundidad somete a la placa en descenso, es expulsada y asciende hasta provocar también fusión en la roca de la porción sobreyacente del manto.

En este contexto, se inician procesos de efusión y generarión de volcanes desde el propio fondo oceánico. Ya veremos más abajo que algunos volcanes llegan a emerger, pero sigamos ahora con los efectos en profundidad.

Si observan el esquema que ilustra el post, verán que la placa que permanece en superficie, es en cierta medida arrastrada hacia abajo en su borde por la placa subducente, lo cual genera un espacio negativo del fondo oceánico que se conoce como fosa, que puede alcanzar grandes profundidades, y se sitúa a cierta distancia de los volcanes submarinos.

En definitiva, todo el sistema se conforma con: una placa en subducción, una placa que permanece emergida (ambas oceánicas), una fosa o complejo de fosas, y un alineamiento de volcanes submarinos que pueden o no alcanzar la superficie.

¿Cómo se manifiesta en superficie el contacto subductivo entre dos placas oceánicas?

Por supuesto, hay una continuidad entre los fenómenos profundos y su manifestación superficial, de modo que dividirlos aquí es bastante artificial y sólo sirve para ordenar las explicaciones, ya que todo forma parte del mismo sistema complejo.

Esas efusiones en el fondo oceánico, van construyendo en algunos sitios estructuras volcánicas que conforman verdaderas cadenas, algunos de cuyos picos emergen como islas. Dichas islas suelen estar separadas entre sí por algunas decenas de kilómetros, y las cadenas que constituyen pueden abarcar centenares de kilómetros de ancho.

Debido a la forma que afectan estas sucesiones de islas, reciben la denominación de «arco de islas volcánicas», o sencillamente «arco de islas». Su posición es normalmente próxima a la fosa que forma parte del mismo sistema. Así es que las fosas más profundas, como las de Mariana y Tonga tienen sus correspondientes arcos isla homónimos.

Casi todos los arcos de islas están en el Pacífico occidental, donde la corteza que subduce es relativamente antigua y densa, lo que le permite descender fácilmente en el manto, con un ángulo de descenso muy elevado, que llega a aproximarse a los 90 grados. Ese alto ángulo hace menos habitual la sismicidad, ya que la energía se disipa en el descenso más expedito.

En el Océano Atlántico sólo hay dos arcos de islas volcánicas: el de las Antillas Menores adyacente al mar Caribe, y el de las Sandwich del Sur.

En cuanto a las fosas mismas se contabilizan veinte, la mayoría en los bordes de la cuenca del Pacífico, que presentan una longitud de hasta 4.000 km, y un ancho de aproximadamente 100.

¿Se puede agregar algo más?

¿Algo? Mucho, en realidad, por lo que habrá otros muchos posts en los que iré revelando más detalles, matices, objeciones, discrepancias, etc. etc. pero aquí es interesante apuntar un par de detalles sobre la litología.

En general puede decirse que las rocas resultantes del vulcanismo en los fondos oceánicos tiende a presentar bajo contenido de sílice, ya que procede de los materiales fundidos de placas simaicas, con lo que las litologías son básicas, o eventualmente mesosilíceas si se va produciendo algún fenómeno de diferenciación magmática. Tampoco puede desestimarse una petrología más compleja si hay asimilación de materiales del manto sobreyacente y de los sedimentos que descienden con la placa en subducción.

No podemos cerrar el tema de hoy sin hacer notar que dos placas oceánicas enfrentadas, una de las cuales subduce implican necesariamente un relativo «cierre» de la cuenca oceánica, con lo que se acorta la distancia entre el borde de una de las placas oceánicas (la pasiva) y el continente que se desplaza como «pasajero» de la que se subduce, en caso de existir, claro, ese eventual pasajero. Esto, en miles o millones de años cambiará el carácter del contacto, que puede en algún momento pasar a ser un contacto subductivo entre placa continental y océanica, y no ya entre dos placas oceánicas.

Cómo serán los procesos en esta nueva situación será motivo del próximo post sobre el tema» contactos entre placas». Aclaro que no será necesariamente la próxima semana porque no quiero convertir este diálogo nuestro en un libro de texto, sino en algo variado y que nos vaya sorprendiendo cada vez.

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Un abrazo y hasta el miércoles. Graciela. P.S.: La imagen que ilustra el post es de este sitio.

Investigando sismos luctuosos de las últimas décadas, encontré una gran densidad de acontecimientos en la zona de Turquía y se me ocurrió que valía la pena hacer un recuento de los de mayor magnitud y de sus víctimas, e intentar una explicación científica para tal estadística.

Pese a haber diversas alternativas para ordenarlos, me pareció que la que me permitiría jugar un poco más con algunas de las explicaciones es acomodarlos por fechas desde los eventos más recientes hacia los más antiguos, y seleccionar sólo los que superan la magnitud 5 de Richter, que pueden considerarse ya notables.

¿Cuáles son los sismos que afectaron a Turquía desde 1950 y que superan la magnitud 5 de Richter?

1. Sismo del 30-10-2020 de Samos, (Izmir), con profundidad 21 km, magnitud 7.0 y 117 muertes humanas. Explicado en detalle en este post.

2. Sismo del 25-06-2020 en Van a 10 km de profundidad 5.4 de magnitud y sin daños humanos.

3. Sismo del 24-01-2020 en las provincia de Elazig y Malatya , con profundidad de 12 km, magnitud 6.7 y 41 muertes.

4. 26-09-2019 en Estambul, con 10 km de profundidad, magnitud 5.7 y 1 pérdida de vida humana.

5. 24-04- 2018 sismo de Adiyaman con 10 km de profundidad y 5.2 magnitud Richter. Sin reporte de pérdidas de vidas.

6. 20-07-2017 en Bodrum y Datca; también afectando a Grecia. Profundidad 26 km y magnitud 6.6, con 2 muertes.

7. Sismo del 06-02-2017 en Canakkale a 4 km de profundidad, con magnitud 5.3 y sin daños en vidas humanas.

8. Sismo el 14-06-2012 de Sirnak hipocentro a 53 km de profundidad y magnitud 5.3 . Sin pérdidas de vidas humanas reportadas.

9. 10-06-2012 en Fethiye, con 16 km de profundidad, magnitud 6.1 y sin muertes reportadas.

10. Sismo del 09-11-2011 en Van a 33 km de profundidad y 5.7 de magnitud con 40 muertes.

11. 23-10-2011 en Ercis y Van a 22 km de profundidad y con magnitud 7.1. Se reportaron 604 muertes.

12. Evento del 08-03-2010 en la Provincia de Elazig a 34 km de profundidad y magnitud 6.1, con 51 muertos.

13. Terremoto del 26-12-2007 en Ankara, con profundidad de 10 km y magnitud 5.6, sin muertes.

14. Terremoto del 20-12-2007 en Yeniyapan, Abazlar y Suyuguzela 29 km de profundidad y magnitud 5.7. Sin muertos.

15. Sismo del 21-02-2007 en Dogankoy, Puturge, y Sivrice a 29 km de profundidad y 5.7 de magnitud. Sin muertos.

16. Sismo del 20-10-2005 de Izmir a 4 km de profundidad y 5.9 de magnitud. Con 1 muerto.

17. 30-07-2005 Sismo en Bahcekaradalak, Sirapinar y Yeniyapanseyhli, profundidad no calculada y 5.3 de magnitud. Sin muertos.

18. Sismo del 14-03-2005 en la Provincia de Bingol, a 55 km de profundidad y 5.8 de magnitud. Sin muertos.

19. Sismo del 25-01-2005 en Hakkari con profundidad de 16 km, magnitud 5.9 y 2 muertes.

20. Evento del 20-12-2004 en Marmaris a 12 km de profundidad y 5.4 de magnitud. Sin muertos.

21. Terremoto del 11-08-2004 en Elazig y Sivrice a 26 km de profundidad y 5.7 de magnitud. 1 muerto.

22. Sismo del 04-08-2004 en Bodrum a 7 km de profundidad, 5.6 de magnitud y sin muertes.

23. Terremoto del 01-07-2004 en Dogubeyazit apenas a 9 km de la superficie, 5.1 de magnitud y 18 muertes.

24. 28-03-.2004 sismo en Askale, hipocentro a 10 km bajo la superficie, 5.6 de magnitud y sin muertes.

25. 25-03-2004 evento en Erzurum con hipocentro a 49 km de la superficie y 5.6 de magnitud. 10 muertes.

26. 01-05-2003 en Bingol con profundidad de apenas 4 km y magnitud 6.4. 177 muertos.

27. Con fecha 10-04-2003, sismo en Izmir y Seferihisar con profundidad de 15 km para el hipocentro, magnitud 5.7 y sin daños personales mortales.

28. 27-01-2003 en Saglamtas y Pulumur con profundidad de 23 km para el hipocentro, magnitud 6.1 y 1 muerto.

29. Sismo del 03-02-2002 en Afyon con profundidad de 28 km para el hipocentro, magnitud 6.5 y 44 muertos.

30. Evento del 25-06-2001 en Osmaniye a 46 km de profundidad de ruptura, 5.5 de magnitud y sin muertes.

31. El 15-12-.2000, sismo en Afyon-Bolvadin con profundidad de 47 km para el hipocentro, magnitud 6.0 y 6 muertes.

32. Terremoto del 06-06-2000 Cerkes, Cubuk y Orta con hipocentro a 49 km bajo la superficie y magnitud 6.0, con 2 muertos.

33. Sismo del 3-12-1999 en Goresken, Provincia de Erzurum a 54 km de profundidad, 5.7 de magnitud y 1 pérdida de vida humana.

34. Evento del 12-11-1999 en Bolu, Duzce, Kaynasli, Adapazari, Zonguldak con 19 km de profundidad, 7.2 de magnitud y 894 muertes.

35. Sismo del 11-11-1999 en Adapazari, Koceali y Golcuk con 25 km de profundidad y magnitud 5.7. 2 muertos.

36. Evento del 13-09-1999 en Adapazari,Goluck y Kocaeli con 28 km de profundidad y magnitud 5.8. 7 muertos.

37. Con fecha 31-08-1999 sismo en Izmit con 49 km de profundidad y magnitud 5.2. 1 muerte.

38. El mayor sismo de esta serie de años, acompañado de tsunami el 17-08-1999 en Estambul, Kocaeli y Sakarya a 39 km de profundidad, magnitud 7.6 y nada menos que 17.118 muertes registradas.

39. 27-06-1998 Sismo de Adana y Ceyhan a 52 km de profundidad, con magnitud 6.3 y 145 muertos.

40. Sismo del 1-10-1995 en Dinar y Evciler con ruptura a 16 km de profundidad, magnitud 6.4 y generando 95 muertos.

41. 13-03-1992 sismo de Erzincan con profundidad de 39 km y magnitud de 6.9. 653 muertes.

42. Evento del 18-07-1990 en Cameli y Denizli profundidad de 24 km y magnitud 5.1. No se reportaron muertes.

43. 11-10-1986 en Aydin, Denizli, Izmir y Manisa 10 km de profundidad y magnitud 5.5. No se reportaron muertes.

44. Sismo del 5-05-1986 en Dogansehir, Golbashi y Kapidere, a 38 km de profundidad y con magnitud 5.9. Se contabilizaron 15 muertes.

45. El 18-10-1984 en Senkaya a 24 km de profundidad y con magnitud 5.3. 3 muertes.

46. 18-09-1984 en Erzurum, Olur y Senkaya con registro (a confirmar) a sólo 1 km por debajo de la superficie con magnitud 6.4 y 3 muertes.

47. El día 30-10-1983 sismo de Erzurum, Kars, Khorasan, Pasinler y Narman con hipocentro a 27 km de profundidad, y magnitud 6.9. 1.342 muertes.

48. El 05-07-1983 al noroeste de Turquía, en Biga, Erdek, y Estambul con 27 km de profundidad y 6.1 de magnitud. 5 muertes,

49. Sismo del 24-11-1976 en Muradiye, 18 km de profundidad y magnitud 7.3. 5.000 muertos.

50. Evento del 29-04-1976 sólo se señala Turquía con 9 km de profundidad, magnitud 5.5 y 4 muertes.

51. Sismo del 06-09-1975 en Lice a 10 km de profundidad y 6.7 de magnitud. 2.311 muertes.

52. 27-03-1975 en Canakkale, Eceabat, Gelibolu y Lapseki con profundidad de 6 km y magnitud de 6.7. Sin pérdidas de vidas informadas.

53. el 1-02-1974 en Izmir a apenas 2 km de profundidad y 5.2 de magnitud. 2 muertes.

54. Evento del 22-05-1971 en Bingol a 58 km bajo la superficie y con magnitud 6.7. 1.000 muertes.

55. El 12-05-1971 en Burdur a 13 km bajo el suelo y con magnitud 5.9. Registradas 100 muertes

56. Sismo del 23-04-1970 en Demirci y Manisa sin datos de profundidad y magnitud 5.7. No se reportaron víctimas.

57. Evento del 28-03-1970 en Gediz a 23 km de profundidad y con magnitud 7.4. Hubo 1.086 muertos.

En los terremotos que siguen hacia atrás en el tiempo, sólo en muy pocos casos hay registros de profundidades calculadas, lo que tiene que ver con el estado por entonces casi incipiente del desarrollo de las metodologías y redes sísmicas de la región.

58. El 30-04-1969 en Demirci, Anatolia oeste y Estambul, sismo de magnitud 5.1, sin registro de víctimas.

59. Evento del 28-03-1969 en Alasehir, Sarigol y Kiraz, de magnitud 6.5 y causante de 53 muertes.

60. Sismo del 23-03-1969 en Demirci, Gordes y Sindirgi. Magnitud 5.6, sin víctimas.

61. El 24-09-1968 Epicentro no señalado de modo específico y magnitud 5.1. Se indicaron 2 muertes.

62. Sismo del 3-09-1968 en Bartin, Amasra y Cakraz con profundidad de 52 km y magnitud 6.6. 24 muertos.

63. Terremoto del 26-07-1967 en Tunceli con magnitud 6.2 y 97 víctimas.

64. Sismo del 22-07-1967 en Mudurnu y Adapazari, con magnitud 7.3 y 86 muertes.

65. Evento del 19-08-1966 en Varto con magnitud 6.8 y 2.394 muertes.

66. El 07-03-1966 sismo en Varto y Mus de magnitud 6.0 que provocó 10 muertes.

67. Evento del 6-10-1964 en Manyas, Bursa y Balikesir con magnitud 7.0 y 19 muertes.

68. 14-06-1964 evento en Malatya y Adiyaman, de magnitud 6.1, que causó 8 muertes.

69. Sismo del 18-09-1963 en Yalova (Cinarcik) con magnitud 6.1 y 1 víctima reconocida.

70. Terremoto del 04-09-1962 en Igdir con magnitud 5.5 y 1 víctima reconocida.

71. Sismo del 23-05-1961 en algún lugar no establecido de Turquía con magnitud 6.5 y ninguna víctima reconocida.

72. El 25-04-1959 evento en Koycegiz y Mugla con magnitud 6.3 y ninguna víctima reconocida.

73. Sismo del 26-05-1957 en Abant con magnitud 7.1 y 500 víctimas.

74. Terremoto del 25-04-1957 en Fethiye con magnitud 7.1 y 18 muertos.

75. Sismo del 24-04-1957 en algún lugar no establecido de Turquía con magnitud 6.9 y ninguna víctima reconocida.

76. El 20-02-1956 sismo en Eskisehir con magnitud 5.8 y 4 muertos.

77. Sismo del 16-07-1955 en Soke, y Aydin con magnitud 6.8 y 4 muertos.

78. Sismo del 18-03-1953 en Yenice, Onon a 11 km de profundidad, con magnitud 7.5 y 1.070 muertes.

79. Evento el 22-10-1952 en Ceyhan, con magnitud 5.0 y 20 muertes.

80. El 03-01-1952 en Pasinler (Hasankale) y Erzurum sismo de magnitud 6.0 que causó 103 muertes.

81. El día 13-08-1951 terremoto en Kursunlu, de magnitud 6.7 y causante de 50 muertes.

¿Qué explicación cabe a la gran cantidad de episodios?

Ya en el post que he linkeado más arriba, con relación al evento de octubre de 2020, les expliqué que la zona estaba afectada por los movimientos de dos placas mayores: la de África con movimiento hacia el norte y que subduce bajo la de Eurasia, También allí les dije que la presencia de placas menores hacía más compleja la situación. En efecto, se mueve con su propia velocidad y dirección hacia el oeste, la microplaca de Anatolia que al interactuar con las placas ya mencionadas aumenta la amenaza de fenómenos sísmicos en la región. Este mosaico de placas genera la zona de alta peligrosidad que circunda el Mediterráneo.

¿Qué explica la cantidad de pérdidas humanas en algunos de los eventos?

Si se observa el listado, hay una relación consistente entre los sismos de mayor magnitud y la cantidad de muertes acontecidas, siendo el de mayor registro el de 1999 en Estambul con más de 17.000 víctimas. Es importante recordar que en esa oportunidad hubo un tsunami posterior al evento principal y que es en buena medida el causante del elevado número de victimas.

Hay también una cierta tendencia al aumento de víctimas en los terremotos de hipocentro más somero, lo cual es también lógico y atribuible a la propia peligrosidad de los sismos, cosa que expliqué en el post que he linkeado más arriba en la palabra amenaza.

No obstante debe señalarse que hay también falta de datos de profundidad en casi todos los eventos más antiguos que 1970. Por otra parte, también se da el caso de que terremotos de menos magnitud y más profundos, en determinadas situaciones han generado mayor cantidad de víctimas que otros más someros y con más liberación de energía. Esto se relaciona con la vulnerabilidad, que también está explicado en ese mismo post que acabo de mencionar un poco más arriba. Por lo general la vulnerabilidad en estos casos de Turquía disminuye donde la población se hace más escasa y dispersa.

Y por último, al alejarnos en el tiempo, con cierta independencia de las magnitudes, y siempre que hay datos – porque a veces se carece de ellos- suele aumentar el número de víctimas probablemente en relación con la menor preparación de la población y sus autoridades para responder a la ocurrencia de los eventos y a la mayor precariedad de las construcciones. En ambos casos otra vez se trata de una respuesta a la vulnerabilidad.

En definitiva, todos los elementos que intervienen en el riesgo geológico se deben considerar juntos si se quiere comprender cabalmente la situación y establecer comparaciones científicamente válidas.

¿Puede agregarse algo más?

En los últimos siglos, más allá de los años considerados en el post, Turquía se ha visto afectada por al menos otros 3 terremotos de magnitud superior a 7. Ellos son los eventos de 1688, 1881 y 1883, de los que probablemente escriba un post en el futuro.

Si este post les ha gustado como para llevarlo a su blog, o a la red social, por favor, mencionen la fuente porque esta página está registrada con IBSN 04-10-1952-01.

Un abrazo y hasta el miércoles. Graciela. P.S.: La imagen que ilustra el post es de este sitio

Ahora que estamos ya más metidos en los detalles de la Tectónica Global, avanzaremos un paso más hablando esta vez de los contactos convergentes, pero dado lo amplio e importante del tema, lo iremos desarrollando en sucesivos posts, de los cuales éste es sólo el primero.

Recordarán que en algún momento les conté cómo eran los distintos tipos de contactos, y que ya les expliqué también los contactos divergentes o de construcción.

¿Qué se entiende por contactos convergentes?

Si vienen siguiendo el blog, ya tendrán alguna idea al respecto, pero vamos a profundizar el tema ahora.

Comencemos analizando la propia palabra convergente, que deriva del latín «convergentis» que a su vez implica la reunión de otros dos vocablos, a saber: «con» que significa completamente o globalmente, y «vergere» que se traduce como inclinarse. En su conjunto, podría traducirse convergente, como «inclinarse juntos» , es decir que los objetos así calificados se reúnen en algún sitio.

Hemos hablado en un post no muy lejano de los contactos divergentes, a los que consideramos de construcción, ya que en ellos surge nuevo material. En este caso, que es el opuesto, los bordes se consideran de destrucción, ya que es allí donde las capas de litosfera oceánica se hunden de nuevo en el manto, con lo que sus materiales cambian muchas de sus características, cerrando el gran ciclo del que muchas veces hemos hablado, y al mismo tiempo compensando el aumento de volumen que implican los bordes divergentes.

¿Qué tipos de contactos convergentes hay?

Por cierto, las posibilidades corresponden a la naturaleza misma de las placas involucradas en estos contactos, y existen por ende tres situaciones diferentes, con procesos, materiales y resultados bien diferenciados que afectan el relieve global resultante. Esas posibilidades son:

• Contacto convergente entre una placa oceánica y una continental.
• Contacto convergente entre dos placas oceánicas.
• Contacto convergente entre dos placas continentales.

En los dos primeros casos ocurre una subducción de la que hemos hablado muchas veces para explicar fenómenos sísmicos y volcánicos que han tenido lugar en respuesta a sus desplazamientos.

En el tercero ocurre la obducción.

Hoy hablaremos de subducción en general y del primer caso en particular, dejando los otros dos casos para otros posts, ya que se trata de temas complejos e importantes que nos ocuparán muchas veces más.

¿Cuáles son las características de las zonas de subducción?

Siempre hay en las zonas de subducción, al menos una placa oceánica involucrada, puesto que al ser la corteza continental de tal composición que resulta menos densa, no puede hundirse (o más apropiadamente subducirse) para volver al manto subyacente.

Hay una situación, que veremos en el próximo post, en el que ambas placas convergentes tienen bordes oceánicos, de modo que no hay corteza continental involucrada en ese caso, pero sí puede ocurrir la subducción de todos modos.

Recordemos que la corteza oceánica es dominantemente simaica, (de allí la antigua división de la constitución de la Tierra en sial, sima y nife), donde la composición elemental predominante es de silicio y magnesio; mientras que los elementos más abundantes de los continentes es de silicio y aluminio. Esto implica que los materiales de mayor densidad son los de los fondos oceánicos, con lo que comprendemos por qué son ellos los que vuelven al interior profundo de la Tierra.

Ahora bien, es importante recordar que además de los elementos ya mencionados (Si, Mg y Al), existen en la corteza otros muchos que aparecen en combinaciones y proporciones altamente variables, con lo que también hay múltiples litologías posibles. Según cuáles sean las litologías, las velocidades de las placas involucradas, las condiciones piezotérmicas del ambiente, los sedimentos que lleguen a depositarse en los fondos oceánicos a partir de la erosión en los relieves emergidos, etc., etc., los procesos y resultados exhibirán una gran multiplicidad, por lo cual lo que digo a continuación sólo es un modelo muuuyyyy general.

Pero no se preocupen, a lo largo del tiempo en muchos otros posts podremos discutir relieves de lugares específicos, con mayor detalle.

¿Qué procesos ocurren en las zonas de subducción donde hay una placa marina y una continental involucradas?

A medida que la litósfera oceánica se hunde lentamente, las temperaturas y las presiones del entorno son progresivamente más elevadas, hasta llegar a producirse la fusión, que como ya he explicado extensamente, da lugar a los procesos ígneos, que generan fisiografías muy interesantes.

Pero vayamos por parte. Por lo general hay cuatro rasgos bien identificables en las zonas de subducción. Ellas son: una fosa oceánica profunda, un arco volcánico, una zona de antearco y otra de trasarco. Ahora analicemos un poquito cada una.

La fosa oceánica se forma en la región más directamente relacionada a la propia subducción, allí donde una placa oceánica desciende hacia la astenósfera, según una cierta curvatura que provoca el relieve negativo a veces muy profundo.

Esa profundidad se ha comenzado a relacionar- según numerosos estudios- con la edad de la placa en descenso, que a su vez implicaría una relación inversa con la temperatura, es decir que a mayor edad habría menos temperatura, lo cual es lógico, ya que en las zonas de construcción el material asciende fundido, y se va enfriando cada vez más a lo largo del tiempo.

Tendríamos así una buena explicación de por qué las fosas más profundas están en el Pacífico occidental, donde la litosfera oceánica es fría, y donde se encuentran abismos de alrededor de 11.000 m por debajo del nivel del mar, como son los casos de Marianas, Tonga y Kermadec.

Los arcos volcánicos, a su vez, se forman sobre la placa suprayacente, es decir la que no se hunde en el manto, y que en este tipo de contacto que hoy analizamos es la placa continental. Es allí, en este caso, donde se forman los arcos volcánicos que generan, en parte por el propio vulcanismo, una topografía muy elevada con picos que pueden alcanzar los 6.000 metros snm.

Esos picos se deben como ya dije más arriba, a procesos ígneos que llevan lavas a la superficie, generando relieves positivos; y también a la deformación estructural que ocurre por la compresión de los bloques convergentes, que se acentúa en el lado continental por estar formado por materiales menos resistentes que el fondo oceánico.

La región situada entre la fosa y el arco volcánico es la que se conoce como región de antearco, que en nuestro caso suele estar sumergida junto al borde continental y en la que se acumulan tanto el material piroclástico procedente del arco volcánico como los restantes sedimentos erosionados en el continente.

Por otra parte la placa subducente transporta los sedimentos propios del fondo oceánico, tales como los biológicos, hacia la zona de antearco y más allá, donde proveen material para sucesivas fusiones posteriores.

En la región de trasarco- que se encuentra ya por delante de la fosa, alejándose del continente- puede que se acumulen fuerzas tensionales por el arrastre de la placa que subduce, con lo cual la parte más superficial de la placa puede alargarse y adelgazarse, generando una verdadera cuenca de trasarco.

Sobre este último detalle habremos de ahondar en el futuro en otros posts.

¿Qué puede agregarse?

Lo que hemos venido hablando de los contactos convergentes y divergentes suele ser resumido en muchos libros de texto con la remanida comparación con la cinta transportadora de un supermercado: en un extremo, el material (la cinta misma) asciende, y en el otro vuelve a descender, para mantener la longitud total del proceso (o en este caso el volumen de la Tierra) dentro de límites constantes.

Esta comparación sólo es válida como para dar una idea general, pero no es enteramente aplicable a los procesos planetarios, porque la Tierra está lejos de parecerse a una cinta que se mueve sobre una superficie plana.

Recordemos que mal que le pese a los terraplanistas, la Tierra tiene una forma sui géneris, más asimilable a un esferoide deformado que a un plano.

Pero este tema en particular, ya amerita un post propio. Por hoy ya hemos aprendido bastante.

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Un abrazo y hasta el miércoles. Graciela. P.S.: La imagen que ilustra el post es de este sitio.

Retomo el hilo de ese tema fundamental que constituye el actual paradigma de la Ciencia Geológica, y que les he venido explicando de a pasitos para no aturdirlos ni alejarlos del blog.

En el último avance les conté que hay diferentes tipos de contactos entre las numerosas placas que segmentan la superficie planetaria.

Hoy empezaré a contarles en detalle lo que ocurre en esos contactos, que ya les adelanté que son los núcleos más activos del planeta. Hoy veremos los contactos divergentes, asumiendo que ya han visto todos los temas anteriores, por lo cual hay algunas cosas que no voy a repetir, sino que me limitaré a dejarles el link para que repasen los conceptos ya presentados.

Este tema de hoy les dará respuestas para algunas de las preguntas que algunas vez dijimos que este nuevo paradigma ayudaba a resolver, especialmente en lo que se refiere a la constitución de los fondos oceánicos.

¿Qué se entiende por contactos divergentes?

Comencemos por decir que la palabra divergente deriva del latín, idioma en que di signfica aparte y vergere
quiere decir moverse.

Esto tal vez les permita recordar que ya se los he presentado, (sólo nominalmente) en un post anterior, de modo que deberían saber que se trata de «contactos de construcción» o también podemos llamarlos de expansión, o tensionales. Ahora vamos a explicar por qué son así considerados.

Se conocen como contactos de construcción o constructivos porque en ellos se genera nueva corteza o litósfera oceánica (según diversas interpretaciones); se denominan también centros o contactos de expansión o expansivos, porque la expansión del fondo oceánico que ya les he explicado antes, se produce en estas zonas.

Finalmente el nombre de contactos extensionales procede del hecho de que los vectores de movimiento implican precisamente extensiones o tracciones, apuntando a direcciones opuestas entre sí. Es decir que las placas involucradas se separan alejándose una de otra. En efecto, el estudio del primer movimiento de los terremotos que tienen lugar en este tipo de contactos ha confirmado que se trata dominantemente de esfuerzos tensionales.

¿En qué situaciones ocurren los contactos divergentes?

Pese a que el gran ejemplo de la divergencia de placas tiene lugar a lo largo de las dorsales oceánicas, y a que esto ha conducido a suponer que sólo allí ocurre este fenómeno, también pueden desarrollarse contactos divergentes entre las placas en el interior de un continente, lo cual da lugar a la fragmentación continental que tan bien reconoció Alfred Wegener.

Empecemos por reconocer que cualquier movimiento de tal magnitud debe obedecer a una causa, y hoy se considera que el motor de estos desplazamientos es la convección térmica profunda. En post futuros veremos que hay ciertas discrepancias en cuanto a la profundidad de esos núcleos convectivos, su configuración y hasta su origen último, pero por ahora nos alcanza con recordar lo que ya anotamos en el post que les he linkeado unos renglones más arriba. Es decir que las fuerzas tensionales responden a los sitios en que las propias corrientes convecticas se alejan entre sí.

Ahora, teniendo ya la fuerza impulsora, veamos qué pasa en las dos diversas situaciones planteadas.

¿Qué procesos ocurren en contactos divergentes oceánicos?

Ya sabemos que las corrientes convectivas adyacentes, pero con movimientos opuestos crean fuerzas tensionales que empujan primero hacia arriba el fondo oceánico, y luego lo estiran y adelgazan hasta fragmentarlo, y desplazar a las placas sobreyacentes, alejándolas del eje de ruptura. Esto genera el espacio para que por él ascienda desde el manto situado por debajo, la roca fundida que conocemos como magma y posteriormente lava.

El magma se enfría gradualmente para dar lugar a rocas ígneas que constituyen nuevos segmentos de fondo oceánico, en el proceso que ya les he linkeado arriba y que conocemos como expansión del fondo oceánico, que genera nuevos terrenos, con una elevación central conocida como dorsal.

Esa dorsal es resultante de las altas temperaturas del material que asciende en estado fundido, lo que lo hace menos denso, y por ende se sobreeleva respecto al terreno circundante, desde el cual sobresale como una cordillera submarina, marcada a veces en la superficie por cadenas de islas que no son sino las cimas de los picos sumergidos y que a veces se conocen como guyots.

La expansión ocurre con velocidades que varían entre 2 y más de 15 cm anuales. La dorsal Centroatlántica es lenta, mientras que algunas porciones de la dorsal del Pacífico oriental son las que se mueven con las mayores velocidades.

En una primera lectura esas velocidades pueden parecer exiguas, pero alcanzan para que a lo largo de 180 millones de años (correspondientes a las edades más antiguas medidas en los fondos oceánicos hasta el presente) se hayan formado todas las cuencas actuales.

¿Qué procesos ocurren en contactos divergentes en el interior de los continentes?

Según el estado actual del conocimiento, los contactos divergentes que tienen lugar en zonas continentales proceden de manera bastante similar a lo ya descripto para las dorsales oceánicas, y originan la fragmentación continental que normalmente empieza con la formación de una depresión alargada denominada rift.

El ejemplo paradigmático es el rift del África oriental- aunque veremos más abajo que no es el único- que representa el estadio inicial de la ruptura de un continente. A lo largo de ese valle, las fuerzas tensionales estiran y adelgazan la
corteza continental, tal como en el océano y dan también espacio para que el magma ascienda manifestándose como actividad volcánica, con expresiones como el Kilimanjaro y el Monte Kenia.

¿Cuáles son los resultados en cada uno de esos casos?

Ya dijimos que en el caso de ocurrir la divergencia en una placa oceánica que se fractura, se forma una dorsal, que puede elevarse entre 2 y 3 km por encima del fondo oceánico que se encuentra a ambos lados, y que -contra lo que el término mismo puede sugerir- no se trata de una estructura de escasa extensión lateral, sino que puede comprender entre 1.000 y 4.000 kilómetros de ancho, lo que deja sitio para que en algunos segmentos, y siguiendo el eje longitudinal, aparezca un valle central profundo y afectado por fallas, al que se conoce como rift o valle de rift, en modo semejante a lo que ocurre en las placas continentales divergentes.

De resultas de estos procesos, se genera todo un sistema de dorsales oceánicas interconectadas que se internan en todas las cuencas oceánicas mayores (Atlántica, Pacífica e Índica) formando el rasgo topográfica más largo de toda la superficie terrestre, ya que supera los 70.000 kilómetros en total, y el 20 por ciento de la superficie planetaria.

En cuanto a los rifts continentales, la profundización del fenómeno llega a separar la placa en dos mitades opuestas, entre las cuales se interna un brazo estrecho de mar, conectado con el océano.

Ése habría sido el caso del actual mar Rojo, que habría resultado de un largo proceso, iniciado unos 20 millones de años atrás, cuando la península Arábiga se separó del continente africano.

Hoy se visualiza este fenómeno en el Gran Valle del Rift de África Oriental que ya mencionamos más arriba, y que tiene lugar entre una placa mayor (la Africana) y una pequeña placa o subplaca denominada Somalí. En el futuro, parte del continente podría ser arrancado si el proceso no se detiene, tal como parece haber ocurrido en el Valle del Rhin, que no dio origen a nuevos fondos oceánicos.

Otro sitio donde un Rift inicialmente continental está permitiendo el ingreso del mar es el Golfo de California, donde Baja california se aleja progresivamente del continente.

Más adelante les presentaré un post con modelizaciones de la posible situación de mares y continentes en unos 50 millones de años.

¿Qué características tienen los nuevos materiales así formados?

Ya dijimos antes que la corteza oceánica recién creada está caliente y es menos densa que las rocas formadas antes, que ya están más frías, y aumentan su densidad por la contracción térmica, lo que produce un descenso relativo, y explica la presencia de profundidades oceánicas progresivamente mayores al alejarse de la cresta de la dorsal.
En esas profundidades además, se acumulan los sedimentos procedentes de los continentes circundantes, y de la propia depositación biológica marina. Todo esto va aumentando el espesor de la placa, de tal manera que puede generalizarse que las placas antiguas suelen ser de mayor espesor que las más nuevas.

Con respecto a las características litológicas, al tratarse de materiales originalmente fundidos en los fondos simaicos, las rocas formadas son por lo general del extremo básico, o no muy alejadas de él.

En cuanto a los rifts continentales, cuando llegan al estado en el que se instala un mar incipiente, la expansión del fondo oceánico que allí tiene lugar va generando materiales marinos que se adosan en los bordes continentales en divergencia, ésa es la razón por la cual en los bordes de las placas mayores del presente, siempre se encuentre algo de material relacionable con corteza oceánica, reconocible por su composición litológica.

¿Qué se puede agregar?

Es obvio que en un tema tan complejo, estamos muy lejos de agotar la información de que hoy se dispone, razón por la cual volveremos muchas veces a agregar detalles a lo que aquí vamos viendo. Y también, obviamente, tendremos en algún momento que señalar las objeciones que algunos científicos expresan a detalles no del todo bien comprendidos todavía. Y por supuesto, cuando este post y todos los anteriores tengan algunos años más, es probable que haya que corregir apreciaciones, por la sencilla razón de que la ciencia está siempre en revisión…afortunadamente.

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Un abrazo y hasta el miércoles. Graciela. P.S.: La imagen que ilustra el post es de este sitio.