Ciclo de Wilson: qué es y etapas

El ciclo de Wilson es un proceso por el que se produce la fracturación de los continentes y apertura de las cuencas oceánicas, así como sus posibles interacciones. Para entender este suceso cabe destacar que la litosfera, fría y rígida, se apoya sobre la astenosfera, caliente y moldeable. Por sus disparidades térmicas, la litosfera se resquebraja y moviliza sobre la anterior. Los pedazos de corteza oceánica y continental se denominan placas tectónicas.

Las placas tectónicas se desplazan unas con respecto a otras según la distribución e intensidad del calor y edad de las rocas implicadas. La interacción entre ellas puede formar estructuras compresivas o extensivas, como los orógenos o dorsales respectivamente. Durante toda la historia de la Tierra se ha podido identificar una periodicidad entre 440-500 Ma. Así, se suceden una serie de eventos que producen la fracturación, desplazamiento y posterior reunificación del supercontinente original. A continuación, se detallan las etapas del ciclo de Wilson.

Corresponde al primer estadio del ciclo de Wilson donde tendríamos el supercontinente inicial rodeado por un océano exterior. Se trata de una zona estable donde los procesos metalogénicos, volcánicos y tectónicos aún no se han iniciado. Por su parte, la desintegración de los elementos radiactivos del núcleo terrestre permite una producción de calor que se transmite a la astenosfera.

La distribución de calor no es homogénea, por lo que las diferencias de temperatura terminan creando corrientes de convección. Al mismo tiempo, la composición mineral cristaliza en fases más o menos ligeras en el núcleo externo favoreciendo las corrientes de convección en las capas superiores. Este flujo térmico será el responsable de la siguiente etapa del ciclo de Wilson.

El calor procedente de las capas internas de la tierra llega a la litosfera. Su compleja composición impide la transmisión homogénea del calor por lo que este se acumula más en unas zonas que en otras. El ascenso de las plumas mantélicas contribuye a aumentar este efecto. En cualquier caso, la temperatura empieza a fundir los materiales con los que está en contacto y las diferencias térmicas producen abombamientos en las capas superiores. Debido a sus características físicas, las tensiones se acumulan hasta que se produce la deformación frágil y liberación de energía sísmica.

Estas fracturas se convierten en canales por donde el magma puede ascender hacia capas suprayacentes, incentivando la actividad volcánica. De esta manera, terremotos y vulcanismo comprometen los materiales de la litosfera dilapidando su estabilidad. Estos procesos se darán a escala geológica. Atendiendo a las estimaciones dadas, la supervivencia del continente y el inicio de fracturación puede tardar 120 Ma en darse. En cuanto a su composición, las rocas que se forman en esta etapa del ciclo de Wilson son basaltos de inundación, granitoides, anortositas y complejos máficos estratificados.

La corteza continental se adelgaza y los esfuerzos extensionales permiten la formación de fallas normales y grabens. La actividad volcánica y sísmica sigue actuando, facilitando la apertura de la cuenca gracias a sus efectos sobre las rocas corticales. Los procesos geológicos externos actúan sobre los materiales y aprovechan la subsidencia del terreno para rellenar los huecos con sedimentos continentales. Los materiales típicos en este ambiente son rocas detríticas y carbonatitas.

A las cuencas sedimentarias, se le unen la formación de sistemas lacustres donde la actividad geológica y biológica darán en el futuro rocas sedimentarias y fósiles que aportarán datos sobre el ambiente de formación. Bajo la corteza continental, la pluma mantélica asciende y alcanza niveles más someros, lo que tiene consecuencias directas sobre el tipo de rocas que se formarán. Además, la tensión intraplaca promueve la consolidación del rift continental. Un ejemplo actual de este proceso es el Valle del Rift en África Oriental.

La subsidencia debida a la fracturación es lo bastante importante para que el mar exterior inunde la cuenca recién formada. Como consecuencia, comienzan a formarse litologías y ecosistemas propios de ambientes marinos. El adelgazamiento cortical provoca que las rocas ígneas que se forman posean los minerales más primitivos de la serie de Bowen ya que la cristalización fraccionada no tiene tiempo suficiente para desarrollarse.

Por tanto, se forman rocas más densas con características muy diferentes a las rocas continentales, es decir, comienza a formarse corteza oceánica. La dinámica extensional continúa y el límite de la fractura donde se añade nuevo material se denomina dorsal oceánica. En este punto, comienzan a ser más frecuentes los diques y las rocas volcánicas. Este es el caso del Mar Rojo en las cercanías del Golfo de Adén.

Debido a las diferencias de presión, los esfuerzos extensionales y el ascenso del penacho del manto, la producción de corteza oceánica se consolida formando una cuenca oceánica joven. Los continentes se van alejando en diferentes direcciones dependiendo de la actividad en la astenosfera. El empuje del penacho térmico provoca que los relieves asciendan provocando una somerización de la dorsal oceánica. En cambio, las partes más antiguas tenderán a hundirse, dando las fosas más profundas del océano.

Los materiales que se forman en este punto corresponden a sulfuros masivos, pizarras negras, nódulos de Mn y cromititas. Además, los minerales ferromagnesianos pueden reflejar la dirección del campo magnético existente cuando se depositaron. Según las predicciones temporales del ciclo de Wilson, el periodo de máxima expansión continental dura unos 160 Ma.

El límite máximo de expansión de la corteza oceánica viene marcado por un límite de edad que invierte su papel en la dinámica de placas. Al envejecer, la corteza oceánica pierde temperatura y se vuelve más densa. Al mismo tiempo, acumula mayor proporción de sedimentos. Ante una colisión con un bloque continental se introducirá por debajo. La gravedad irá arrastrando poco a poco la corteza oceánica y el rozamiento provocará un arco magmático en la parte continental. Al mismo tiempo, la compresión provoca el levantamiento del complejo, propiciando un metamorfismo de alta presión en su base.

Detrás del orógeno, se producen eventos extensivos para compensar el tensor de esfuerzos. Esto produce cuencas tras-arco detrás de la cadena montañosa susceptibles de convertirse en complejos sedimentarios de gran extensión. Al otro lado, una parte de la corteza oceánica queda atrapada, llamada prisma de acreción. Se trata de vestigios procedentes de cortezas oceánicas antiguas que consolidan los estudios referentes al ciclo de Wilson. Los materiales más interesantes para explotaciones mineras son los yacimientos epitermales, pórfidos de Cu y Mo, sulfuros masivos, skarns, greisen y filones de SN-W.

A medida que la corteza oceánica antigua se hunde en la astenosfera, arrastra a la corteza continental asociada. La colisión continental posterior, produce un engrosamiento de la corteza y una intensa deformación. Se genera una cadena montañosa de gran envergadura debido a la obducción de las masas continentales.

Las rocas de la corteza oceánica incluidas en el prisma de acreción se unen a la cordillera formada dando afloramientos de ofiolitas. Además, pueden formarse yacimientos mesotermales, greisen y filones en el cuerpo del orógeno debido a la fricción entre las capas. Mientras, en la cuenca de antepaís se forman yacimientos epigenéticos de plomo y zinc o de tipo placer. Finalmente, ambas cortezas continentales quedan encajadas volviendo a la situación original. La diferencia es que la zona cratónica resultante posee una estructura más compleja tanto a nivel estructural como composicional.

Recuerda que los procesos no son perfectos y puede haber pausas o inversiones de esa dinámica que compliquen aún más el ciclo de Wilson.

Ahora que conoces más sobre el ciclo de Wilson, te recomendamos leer sobre las Placas tectónicas en este otro artículo. En GEOenciclopedia seguiremos explicando los procesos geológicos internos de los que depende la tectónica de placas.

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