Isabel Benet: El Pastís Pedraforca (II)

El capitol anterior el vam acabar amb una pregunta: com pot la Terra amuntegar unes muntanyes damunt d’unes altres com si fossin colossals pastissos nupcials? La resposta està en els mecanismes que mouen la seva escorça, agrupats sota la teoria de la Tectònica de Plaques. Segons aquesta teoria, la Terra és un gran trencaclosques esfèric, format per una sèrie de peces (anomenades plaques litosfèriques) les quals es mouen les unes amb respecte de les altres. Els principals conceptes d’aquesta teoria ja els vam veure en una de les primeres ressenyes d’aquest blog (El front orogènic alpí), però estaria bé tornar a fer-ne un resum.

La Terra és un gran trencaclosques tridimensional

Distribució de les principals plaques litosfèriques

Les plaques són cossos freds i rígids que engloben l’escorça continental superior (lleugera), l’escorça continental inferior (més densa), ambdues separades per la famosa discontinuïtat de Mohorovičić (Moho pels amics), i també l’escorça oceànica (de naturalesa basàltica). Tots aquests elements formen la Litosfera amb gruixos que van des dels 10 km (als fons oceànics) fins als 150 km (sota les grans serralades recents). Sota la Litosfera està l’Astenosfera, el motor de la tectònica de plaques, una capa plàstica que arriba fins als 250 km de fondària on es produeixen els corrents de convecció que mouen les plaques.

Elements implicats a la tectònica de plaques

Degut als moviments de les plaques, en els seus límits es concentra la major activitat sísmica i volcànica de la Terra; i de límits hi ha de diversos tipus. Quan sota l’escorça es forma un corrent de convecció (o pluma), aquesta s’aprima i s’acaba trencant formant una fossa tectònica com la vall del Rift a l’est d’Àfrica, la qual dona nom a aquest tipus de fosses. No és per presumir, però a casa nostra també tenim un bell exemple de rift, molt més modest, en la fossa del Vallès-Penedès, on hi va tenir lloc el vulcanisme responsable de la formació dels cèlebres Ninots de Caldes.

Situació de la vall del Rift 

Esquema de formació d’un rift per distensió

Si el rift continua evolucionant, aquest és envaït pel mar (com per exemple el mar Roig) i al final es forma un oceà com ho és l’Atlàntic, amb una dorsal ben desenvolupada en els seu centre, per on flueix el magma, tot formant nova escorça oceànica de naturalesa basàltica. L’illa d’Islàndia no és més que la dorsal que sobresurt per sobre del nivell del mar i per això té molts volcans de tipus fissural.

La dorsal centre-atlàntica

Formació d’un oceà per separació de plaques 

Però l’escorça oceànica que es forma a les dorsals ha de ser reabsorbida perquè la Terra no augmenta la seva mida. I això passa a les zones de subducció, allà on les plaques col·lisionen i on l’escorça oceànica, més densa, s’enfonsa sota l’escorça continental més lleugera, tot donat lloc a les fosses més profundes i al vulcanisme més explosiu de la Terra. Per aquesta raó els fons oceànics són relativament “joves” (els més antics tenen una edat d’uns 200 Ma), en canvi en alguns continents es poden trobar les roques més antigues del planeta. La subducció pot donar lloc a un arcs d’illes (com les del Japó) o a serralades com els Andes, amb molts volcans actius i força activitat sísmica.

Formació d’una zona de subducció per compressió 

Zona de subducció sota el Japó

Zona de subducció sota els Andes

El límit de plaques més curiós és, però, el que hi ha a la costa oest d’Estats Units entre la Placa de Pacífic i la Placa nord-americana. Es tracta d’una falla lliscant de moviment horitzontal dita falla de San Andreas. El moviment d’aquesta falla, que no és del tot recta sinó que fa ziga-zagues, dona lloc a la formació d’unes curioses fosses dites pull-apart basin i, no és per presumir però a casa nostra tenim un exemple modest però molt interessant d’aquesta mena d’estructures a la fossa de la Cerdanya.

Esquema de formació de conques tipus Pull-apart basin

Però el límit que ens interessa és el que acosta dues masses continentals les quals, finalment, col·lisionen donant lloc a una serralada en un fenomen conegut com orogènia. Això és el què va passar en xocar l’índia contra la placa Eurasiàtica que va donar lloc al plegament dels sediments dipositats al fons de l’antic mar de Tethis i, finalment, l’aixecament de la serralada de l’Himalaia, la qual s’eleva encara avui per virtut de l’isostàsia, tal i com ho fa un iceberg que sura sobre l’aigua i del qual només en podem veure una petita part del seu volum.  Aquí cal afegir que, actualment, Austràlia està xocant contra Indonèsia i, en aquest sector, s’està aixecant una nova serralada que no estarà llesta fins d’aquí a molts milions d’anys.

Esquema de formació de l'Himalaia

La col·lisió d'Austràlia i Indonèsia 

aixecarà una nova serralada

Aquest mateix procés d’orogènia és el que va formar també la resta de serralades actuals com els Alps, el Caucas, els Balcans... i el Pirineu, que es va formar en acostar-se i col·lisionar les plaques Ibèrica i Eurasiàtica. Amb l'aixecament del Pirineu es va formar el nostre Pastís Pedraforca, procés que veurem al següent capítol d’aquesta història.