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.
