Geodinámica Interna: Tectónica de Placas

Modelo Estático del Interior de la Tierra

El modelo estático o geoquímico concibe el interior de la Tierra como una estructura rocosa distribuida en capas concéntricas (corteza, manto y núcleo) separadas por discontinuidades, que son zonas de separación entre capas que presentan:

• Distinta composición química (corteza, manto y núcleo)
• Distinta composición mineralógica (manto externo y manto interno)
• Distinto estado físico (núcleo externo y núcleo interno)

Dado que no existe ningún procedimiento que permita un conocimiento directo de las profundidades de la Tierra, se utilizan métodos de investigación indirectos. De la misma manera que un médico interpreta las ondas eléctricas generadas por el corazón de un paciente mediante un electrocardiograma.

Uno de los métodos indirectos más utilizados consiste en el estudio de la propagación de las ondas sísmicas generadas de forma natural por los seísmos, o provocadas mediante explosiones controladas.

Evidencia Experimental

La mayor parte de los seísmos se deben a sacudidas brutales del suelo a causa de la fracturación de las rocas en profundidad, que libera súbitamente grandes cantidades de energía acumulada a lo largo de los años.

Las vibraciones originadas se propagan en forma de ondas sísmicas que forman frentes de ondas esféricos y recorren el interior del globo terráqueo en todas las direcciones.

Las ondas sísmicas se generan en una zona puntual denominada foco o hipocentro, que se localiza a varios kilómetros de profundidad. Se pueden captar mediante receptores denominados sismógrafos que registran la llegada de las ondas mediante unos gráficos llamados sismogramas. El epicentro es la zona de la superficie terrestre situada directamente sobre el foco.

Cuando se produce un seísmo se generan tres tipos de ondas sísmicas:

• Ondas P o primarias: Son ondas de compresión que provocan en las rocas una sucesión de compresiones y expansiones, hacia atrás y hacia adelante, en la misma dirección en que se mueve la onda. Son las primeras en llegar a un punto determinado y las que se registran en primer lugar en los sismogramas. Se propagan por todos los medios: sólidos, líquidos y gases.
• Ondas S o secundarias: Son ondas transversales que provocan en las rocas movimientos de arriba abajo, perpendicularmente a la dirección en que se desplaza la onda. Se registran en segundo lugar en los sismogramas y no se propagan a través de los medios fluidos (líquidos y gases).

Evidencia Experimental

En los sismogramas se comprueba que los frentes de ondas sísmicas se propagan radialmente a partir del foco y describen trayectorias rectilíneas cuando el medio que atraviesan tiene una constitución homogénea.

Pero cuando atraviesan la Tierra y se encuentran superficies de separación entre materiales rocosos de distinta naturaleza o con propiedades físicas diferentes, sus trayectorias pueden experimentar dos tipos de fenómenos físicos:

• Reflexión (cambian de dirección)
• Refracción (cambian su velocidad y su dirección de propagación al atravesar la superficie de separación de dos medios distintos).

Cuando se estudia la velocidad de propagación de las ondas sísmicas P y S a distintas profundidades del interior del globo terrestre, se observa que experimentan determinados cambios bruscos que ponen de relieve la presencia de discontinuidades:

Superficies de separación entre zonas que poseen rocas de distinta composición, o que, aun teniendo la misma naturaleza, presentan distintas propiedades físicas, como la rigidez, la densidad o el estado físico.

Discontinuidades:

• Discontinuidad de Mohorovicic: Aparece a una profundidad media de unos 35 km (puede encontrarse a 70 km de profundidad bajo los continentes o a tan solo 10 km bajo los océanos). Se pone de relieve cuando las ondas P y S aumentan bruscamente su velocidad (desde 6 hasta 8 km/s, y desde 3,8 hasta 4,7 km/s, respectivamente). Constituye la superficie de separación entre los materiales rocosos menos densos de la corteza y más densos del manto.
• Discontinuidad de Repetti: Aparece a los 670 km de profundidad, en el límite de separación entre el manto superior y el manto inferior. Se pone de relieve cuando las ondas P y S aumentan bruscamente su velocidad (desde 9,5 hasta 11 km/s, y desde 5,5 hasta 6,2 km/s, respectivamente).
• Discontinuidad de Gutenberg: Se manifiesta a los 2900 km de profundidad, cuando las ondas P disminuyen bruscamente su velocidad, desde 13 hasta 8 km/s, y las ondas S dejan de propagarse (su velocidad alcanza el valor 0). De ello se deduce que las ondas sísmicas pasan de un medio rígido (el manto) a otro líquido (el núcleo externo).
• Discontinuidad de Wiechert-Lehmann-Jeffrys: Aparece a los 5 100 km de profundidad, cuando las ondas P aumentan su velocidad desde 9 a 10 km/s. Las ondas S dejaron de propagarse a través del núcleo externo líquido, es posible deducir por mediciones indirectas que ahora se propagan de nuevo y alcanzan la velocidad de 3,8 km/s, llegando a 4 km/s en el centro de la Tierra. Significa que existe un núcleo interno, de igual composición química que el externo, pero en estado sólido.

Corteza

La corteza es la capa más externa que se extiende hasta la discontinuidad de Mohorovicic (a una profundidad media de unos 35 kilómetros); está formada fundamentalmente por silicatos de aluminio, calcio, sodio y potasio y puede ser de dos tipos:

• Corteza continental (A): Puede alcanzar hasta 70 km de profundidad bajo los continentes. Está formada por un conjunto de rocas:
  • Sedimentarias, como las calizas y arcillas
  • Metamórficas, como las pizarras y cuarcitas
  • Plutónicas, entre las que abunda el granito
  • Volcánicas, como la andesita.
• Corteza oceánica (B): Su espesor oscila entre los 6 y los 12 km y tiene una densidad media de 2,9 g/cm3. Está constituida por cuatro capas superpuestas:
  1. Sedimentos
  2. Coladas de lavas almohadilladas
  3. Diques basálticos
  4. Gabros.

El Manto

El manto es la zona comprendida entre la discontinuidad de Mohorovicic y la de Gutenberg (2900 km); está constituido fundamentalmente por rocas del grupo de las peridotitas (silicatos ferromagnésicos), cuyo mineral más abundante es el olivino. La presión y la temperatura aumentan hasta tal punto en el interior del manto que los átomos de los minerales se reorganizan y forman estructuras más compactas y densas, lo que se conoce como zonas de transición o cambio de fase, que se ponen de manifiesto por la aparición de dos discontinuidades:

• Primera discontinuidad: Aparece alrededor de los 400 km de profundidad, ya que tiene lugar la primera transición, cuando el olivino cambia de fase y origina la estructura más compacta de la espinela.
• Segunda discontinuidad: A los 670 km de profundidad tiene lugar la segunda transición, cuando la espinela cambia y se transforma en el mineral perovskita, y se pone de manifiesto por la segunda transición, denominada discontinuidad de Repetti, que marca el límite de separación entre el manto superior y el manto inferior.

El Núcleo

El núcleo se extiende desde la discontinuidad de Gutenberg hasta el centro de la Tierra (6371 km). El núcleo externo líquido, compuesto fundamentalmente por hierro, níquel, y algo de azufre, silicio y oxígeno, está separado por la discontinuidad de Lehmann del núcleo interno sólido, constituido probablemente por cristales de una aleación de hierro y níquel, de composición similar a los meteoritos de hierro (sideritos).

Modelo Dinámico del Interior de la Tierra

El calor interno de la Tierra se propaga desde las zonas internas más calientes hasta las capas externas más frías mediante corrientes de convección: cada ciclo de ascenso y descenso constituye una celda de convección. Todos los procesos de la dinámica interna de la Tierra se basan en la propagación del calor mediante celdas de convección, responsables del movimiento continuo de los materiales rocosos del interior de la Tierra.

Conforme aumenta la profundidad, se alcanzan valores de presión y temperatura tan altos que los materiales rocosos en estado sólido adquieren ciertas características de los fluidos. Pero esto no significa que las zonas profundas se encuentren en estado de fusión, ya que, excepto el núcleo externo, el resto permanece en estado sólido debido a que las elevadas presiones impiden la fusión de las rocas.

El modelo dinámico representa la estructura de la Tierra dividida en sucesivas capas. La más caliente es la endosfera, donde las celdas de convección del núcleo externo acumulan el calor en la capa D”; de aquí se propaga, a través de las celdas de convección que se establecen en la mesosfera, hasta la litosfera.

Endosfera

La endosfera es la zona más interna de la Tierra, constituida por el núcleo interno y el núcleo externo.

En el núcleo interno la temperatura supera los 5000 ºC, pero se mantiene sólido porque la presión alcanza valores cercanos a los tres millones de atmósferas. Este lugar, el más profundo de la Tierra, se enfría lentamente y crece conforme cristaliza la aleación ferro-niquélica que contiene el núcleo externo. A partir de este gigantesco cristal de hierro y níquel, el calor se propaga al núcleo externo líquido, donde la temperatura es de unos 4000 ºC, y genera corrientes de convección, que evacuan el calor hacia el exterior y lo acumulan en la zona o capa D”.

Los movimientos de los fluidos del núcleo externo son, además, la causa de otro importante fenómeno geológico: el campo magnético terrestre. La Tierra se comporta como un gigantesco imán que tiene dos polos, norte y sur y, como todo imán, genera un campo magnético formado por las líneas de fuerza que irradian de cada uno de los polos.

El campo magnético terrestre, denominado magnetosfera, rodea a la Tierra y se extiende hasta el espacio exterior; constituye un invisible escudo protector de líneas curvadas de fuerza magnética que desvía el incesante bombardeo de las partículas energéticas procedentes del Sol.

En la magnetosfera existen dos zonas, denominadas cinturones de Van Allen, donde se concentran protones y electrones de alta energía procedentes del viento solar.

Paleomagnetismo

Una de las particularidades del campo magnético terrestre es que experimenta inversiones periódicas de su polaridad: cada cierto tiempo (cientos de miles o millones de años) los polos se invierten, aunque la inversión no es instantánea, pues se lleva a cabo en el transcurso de algunos miles de años.

Es el magnetismo ancestral «congelado» en las rocas primitivas en el momento de su formación y su estudio permite descubrir los períodos en los que el campo magnético se encontraba en estado normal (como el actual) o invertido.

Las rocas volcánicas son las mejores para estudiar el paleomagnetismo, ya que las lavas tienen una memoria magnética: cuando se solidifican rápidamente, determinados minerales que contienen, como la magnetita, quedan magnetizados en la roca según la dirección del campo magnético terrestre en ese momento.

Evidencia experimental

Método magnético: medida de anomalías del campo magnético terrestre

Cuando se mide el campo magnético terrestre con el magnetómetro se detectan anomalías magnéticas en algunas zonas de la corteza, donde los resultados observados no coinciden con los valores esperados. Estas anomalías afectan a una pequeña región localizada y su causa se debe, generalmente, a la presencia en el subsuelo de minerales capaces de generar pequeños campos magnéticos, por lo que se utilizan como método de prospección de yacimientos minerales.

Pero existen otros tipos de anomalías magnéticas que afectan a extensas regiones del planeta, como las que se observan en las rocas basálticas del fondo de los océanos, causadas por la existencia de múltiples inversiones de la polaridad magnética en el transcurso del tiempo.

En las primeras etapas de la exploración del fondo marino se llevaron a cabo medidas del paleomagnetismo de las rocas basálticas del fondo oceánico mediante un magnetómetro remolcado por un barco. Se observó la existencia de bandas paralelas de distinta anchura, con orientaciones alternativamente invertidas de su polaridad magnética, según la edad, y que su distribución era simétrica con respecto al eje de la dorsal oceánica.

En la década de 1960, F. Vine, D. Matthews y L. Morley demostraron que la existencia de estas bandas de anomalías magnéticas es la prueba que justifica la teoría de la expansión de los fondos oceánicos. La simetría de las bandas magnéticas con respecto al eje de la dorsal significa que los bloques basálticos de la mitad derecha se van formando al mismo tiempo que los de izquierda. Esto pone de relieve que las rocas basálticas que constituyen el fondo de los océanos se forman en las dorsales.

Zona o Capa D”

La zona o capa D” es la zona de transición situada entre el núcleo externo y la mesosfera que se pone de manifiesto por una disminución de la velocidad de las ondas sísmicas.

El manto no es un buen conductor, por lo que la capa D” acumula el calor procedente del núcleo externo. Esto la convierte en una de las zonas más dinámicas del planeta, ya que es el origen de las plumas del manto y el destino final de los fragmentos de litosfera oceánica que subducen.

Mesosfera

La mesosfera comprende la región del manto inferior, situada por encima de la capa D”, hasta la litosfera.

Gran parte del calor acumulado en la capa D” escapa poco a poco de esta zona y genera corrientes de convección en la mesosfera.

Las rocas del manto inferior se van haciendo cada vez menos densas por efecto de la temperatura y ascienden muy despacio. Aunque el manto es sólido, la disminución de la presión en el manto superior aumenta la plasticidad de las rocas y da lugar a la formación de los magmas, que serán responsables de importantes fenómenos relacionados con la tectónica de placas.

Una parte del calor acumulado durante millones de años en la capa D” escapa de forma errática y episódica, como a borbotones. Cada burbuja origina un chorro o pluma de magma profundo y muy cálido que asciende a través del manto, perfora la litosfera y origina un punto caliente con intensa actividad volcánica.

Entre los 100 y los 300 km de profundidad se ha definido una zona de baja viscosidad denominada astenosfera. Algunos autores han cuestionado su existencia como una capa uniforme, ya que tal vez se trata de regiones donde persisten restos de antiguas plumas magmáticas; pero investigaciones recientes justifican la existencia de esta capa, que sobrepasa los 300 km de profundidad, ya que abarca todo el manto superior no litosférico.

Evidencia Experimental: Método geotérmico

La geotermia es la rama de la geofísica que estudia el origen del calor interno de la Tierra, que procede fundamentalmente, de los restos del calor primordial atrapado durante la formación del planeta y de la desintegración de elementos radiactivos presentes en el manto y en la corteza, (235U, 238U, 232Th y 40K). Además, investiga la distribución de las temperaturas en el interior de la Tierra.

Para ello, realiza mediciones de dos tipos de parámetros: el gradiente geotérmico y el flujo geotérmico.

• Gradiente geotérmico: Es el aumento de la temperatura con la profundidad. En los primeros kilómetros, la temperatura aumenta 1 ºC cada 33 m, pero a partir de los 100 km de profundidad aumenta más lentamente.
• Flujo geotérmico: Es el calor que pierde el interior del planeta y puede ser detectado en la superficie. Su valor medio es de 61 mW/m2, pero no es igual en todas las regiones, ya que existen desviaciones del valor medio, denominadas anomalías geotérmicas. Los valores elevados del flujo geotérmico indican una gran actividad geológica interna, ya sea por el ascenso de plumas de magma procedentes del manto profundo en los puntos calientes, por el ascenso de magma en las dorsales y en las zonas volcánicas, o por la presencia de cadenas montañosas. Los valores más bajos coinciden con las zonas más estables y antiguas de los continentes (escudos) y con las fosas oceánicas.

Litosfera

Aunque los materiales rocosos de la corteza y del manto superior tienen diferente composición química, constituyen una unidad rígida y quebradiza, que manifiesta propiedades mecánicas similares y recibe el nombre de litosfera.

La litosfera es la capa más externa compuesta por materiales rocosos de la corteza (oceánica o continental) y de una parte del manto superior; su espesor medio es de unos 100 km (es menor en la litosfera oceánica que en la litosfera continental).

Pero la litosfera no forma una capa continua, sino que se encuentra fragmentada en trozos, llamados placas litosféricas. Estas encajan entre sí y flotan sobre el manto superior, cuyas rocas, aunque se mantienen en estado sólido, adquieren ciertas características de los fluidos a causa de las altas presiones y temperaturas a las que están sometidas. Las placas litosféricas pueden estar formadas únicamente por litosfera oceánica (como la placa pacífica) o ser mixtas, con parte de litosfera oceánica y parte de litosfera continental (la mayoría).

Evidencia Experimental: Método gravimétrico

Estudia el valor real de la gravedad terrestre en un punto, medido con un aparato llamado gravímetro, y lo compara con el valor teórico calculado mediante la ley de la gravitación universal de Newton.

Según esta ecuación, los parámetros de los que depende el valor de la aceleración de la gravedad (g) en cada punto de la superficie terrestre son: la constante de gravitación universal (G: valor constante), el radio de la Tierra (R: varía con la latitud, al estar la Tierra achatada en los polos) y la masa de la Tierra (M), que a su vez depende del volumen de la Tierra (V: valor constante) y de la densidad (ρ), y es el único parámetro que experimenta variaciones con la composición de los materiales rocosos, su temperatura, la altitud y la topografía (presencia de montañas cercanas, valles, etc.).

Por tanto, la atracción gravitatoria que experimenta el gravímetro en un punto determinado del planeta, donde el radio terrestre es un valor conocido, depende únicamente de la densidad de los materiales rocosos en dicho punto. La gravimetría detecta anomalías de la gravedad, que aportan información sobre la densidad y el espesor de la corteza terrestre, la estructura del manto y la presencia de estructuras geológicas, como cuencas sedimentarias, fallas, intrusiones volcánicas, zonas de subducción, etc. La gravimetría también es un método muy utilizado en la búsqueda y prospección de yacimientos minerales, cuya alta densidad genera anomalías positivas.

Elipsoide y geoide

El campo gravitatorio terrestre no es uniforme debido, fundamentalmente, a dos causas:

• La Tierra es un elipsoide: el movimiento de rotación genera una fuerza centrífuga que ensancha al planeta por el ecuador y lo achata por los polos, de modo que el radio ecuatorial (6378,160 km) es mayor que el radio polar (6356,776 km).

Esta diferencia es responsable del aumento del valor de la aceleración de la gravedad (g) desde el ecuador hacia los polos (pesaríamos unos gramos más en los polos que en el ecuador).

• La Tierra es un geoide: al hacer una representación tridimensional del campo gravitatorio terrestre construido a partir de las anomalías gravitatorias del planeta, se genera una figura, denominada geoide, distorsionada por las irregularidades de la topografía (montañas, valles, fosas submarinas, etc.) y de la composición de la Tierra, con unas zonas rocosas más densas (como la corteza oceánica) y otras menos densas (como la corteza continental). Estas irregularidades generan anomalías en el campo gravitatorio, responsables de que el geoide se asemeje más a una patata, con abultamientos y depresiones, que a un balón de rugbi.

Los satélites, como CHAMP, GRACE y GOCE han cartografiado el campo gravitatorio terrestre con la máxima exactitud a partir de las pequeñas desviaciones orbitales de sus trayectorias: cuando pasan por encima de una zona más densa, de mayor atracción gravitatoria, su trayectoria baja ligeramente, mientras que en las zonas menos densas, de atracción gravitatoria más débil, asciende ligeramente. El campo gravitatorio del geoide se genera mediante la reconstrucción exacta de la trayectoria del satélite.

Movimientos de las placas litosféricas

Las placas litosféricas experimentan movimientos en vertical y en horizontal:

• Movimiento vertical: se debe a que las placas litosféricas flotan sobre el manto superior fluido y mantienen un equilibrio de flotación llamado isostasia. Si la placa acumula materiales, como sedimentos en las cuencas sedimentarias o hielo durante las glaciaciones, se hundirá más (A); si por el contrario, la placa se descarga por la erosión que arrastra materiales o por el deshielo, se reajusta el equilibrio isostático y la placa experimenta un empuje hacia arriba (B). Esto se traduce en movimientos lentos de ascenso y descenso de los continentes.
• Movimiento horizontal: se produce cuando las placas litosféricas se deslizan sobre el manto superior fluido, de forma semejante a como lo hacen las escaleras mecánicas: nacen por un extremo y desaparecen por el extremo opuesto. Este tipo de movimiento lo describe la teoría de la tectónica de placas.

Los bordes de las placas litosféricas

Si la litosfera se encuentra fragmentada en placas, ¿dónde podemos encontrar los bordes que marcan el final de una placa y el comienzo de otra?

La localización de la mayoría de los terremotos coincide con la de la mayor parte de los volcanes y ambas se agrupan en forma de cinturones, como el cinturón de fuego circumpacífico, la franja mediterráneo-asiática y las dorsales oceánicas.

En realidad, los cinturones de terremotos y volcanes no son más que la manifestación geológica asociada a los bordes de las placas:

• Dorsales oceánicas: son relieves submarinos, que se extienden por todo el globo terrestre, y presentan un intenso vulcanismo submarino que no cesa de emitir magma procedente de la fusión parcial de zonas superficiales del manto. Estas hendiduras en la litosfera oceánica se denominan bordes constructivos, porque cuando el magma se enfría y solidifica forma rocas de composición basáltica, que se añaden a ambos lados de la dorsal, creando nueva litosfera oceánica. El eje de las dorsales no es una línea continua, ya que se encuentra interrumpido y fragmentado transversalmente por numerosas fallas transformantes, cuyo movimiento es responsable de gran cantidad de seísmos.
• Zonas de subducción: se denominan bordes destructivos, pues son sumideros situados en los abismos de los océanos, donde desaparece la litosfera oceánica de forma continua y se forman las alargadas fosas oceánicas. La litosfera oceánica nace en las dorsales, pero conforme se aleja, envejece, se enfría, se hace más delgada y densa y en algunas zonas se hunde, volviendo de nuevo al manto, hasta la capa D”. En su camino de regreso a las profundidades, los materiales rocosos de la litosfera oceánica describen un plano inclinado, denominado plano de Benioff, donde se generan la mayor parte de los focos sísmicos. Al alcanzar cierta profundidad, parte de las rocas subducidas se funden y originan magmas que alimentan a los volcanes.
• Fallas transformantes: se denominan bordes neutros porque no hay creación ni destrucción de litosfera oceánica. Son desgarres del terreno que aparecen en zonas sometidas a empujes distintos. Estas fracturas pueden encontrarse cortando transversalmente el eje de las dorsales oceánicas y en los bordes de las placas litosféricas, que permiten que una placa se deslice con respecto a otra, en sentido contrario, lo que genera actividad sísmica sin vulcanismo

Tectónica de Placas

Las placas litosféricas flotan sobre el manto superior y no son estáticas: se mueven, aparecen y desaparecen, separan los continentes y vuelven a juntarlos, aplastan las rocas y levantan montañas en lugares que antes eran mares. Las causas de este movimiento incesante y sus consecuencias geológicas se explican mediante la teoría de la tectónica de placas: la litosfera oceánica nace en las dorsales y desaparece en las zonas de subducción. El motor que mueve horizontalmente las placas litosféricas es el calor interno de la Tierra, procedente del núcleo y del manto, junto con el tirón gravitatorio que ejerce la litosfera oceánica cuando se hunde en el manto, en las zonas de subducción.

La tectónica de placas es una teoría global, ya que los grandes fenómenos geológicos (expansión del fondo de los océanos, deriva continental, vulcanismo, sismicidad, formación de montañas y de yacimientos minerales, etc.) tienen una explicación conjunta y son motivados por una causa común: el calor interno de la Tierra, ayudado por la energía potencial gravitatoria, que constituyen el motor de las placas.

Placas litosféricas y sus bordes. La superficie del planeta se encuentra fragmentada en 14 grandes placas: pacífica, nazca, cocos, Juan de Fuca, norteamericana, suramericana, caribe, euroasiática, africana, arábiga, filipina, indoaustraliana, scotia y antártica.

El motor que mueve las placas

Los materiales rocosos que constituyen la Tierra, desde el núcleo hasta la litosfera, están en constante movimiento, impulsados por dos poderosas fuerzas internas:

• Tirón gravitatorio: lo ejerce la litosfera oceánica cuando subduce en el manto (el peso del extremo subducido tira del resto de la litosfera oceánica y la arrastra), junto con el deslizamiento gravitatorio que experimenta la litosfera oceánica cuando se desplaza desde las dorsales, situadas en zonas más altas, hasta las fosas oceánicas, en zonas más bajas.
• Flujos convectivos: generados por el calor interno de la Tierra, restos del calor primordial atrapado durante la formación del planeta y de la desintegración de elementos radiactivos presentes en el manto y en la corteza.

El principal flujo convectivo se debe a la subducción de la litosfera oceánica, que enfría el manto superior y desciende hasta la capa D”, lo que provoca el ascenso de materiales calientes mediante corrientes de convección del manto. Este incesante movimiento se hace posible porque en estas condiciones de presión y temperatura tan grandes, aunque los materiales rocosos se mantienen en estado sólido, adquieren ciertas características de los fluidos.

El segundo flujo convectivo se debe a que una gran parte del calor acumulado durante millones de años en la capa D”, escapa de forma errática y episódica, como a borbotones. Cada burbuja origina un chorro o pluma de magma profundo y muy cálido que asciende a través del manto, perfora la litosfera y origina un punto caliente con intensa actividad volcánica.

La consideración de la astenosfera como una zona dúctil y de baja viscosidad que abarca el manto superior infralitosférico permite explicar, por un lado, el deslizamiento superficial de las placas litosféricas sobre una zona de baja fricción y, por el otro, el descenso de grandes fragmentos de litosfera oceánica, procedentes de la subducción, hacia el interior de la Tierra.

Puntos Calientes: Fenómenos Intraplacas

Cuando una pluma de magma profundo y caliente alcanza la litosfera actúa como un soplete y origina un punto caliente. Se pueden dar tres tipos de situaciones:

• Creación de una cadena de islas volcánicas: si el punto caliente permanece fijo, la litosfera oceánica se va perforando conforme se desplaza. Esto origina una cadena de volcanes submarinos, que son más jóvenes y activos cuanto más cerca están del punto caliente y pierden actividad y se erosionan conforme se alejan (se convierten en pequeños montículos o guyots y en atolones). Si la actividad del punto caliente es muy intensa, los volcanes emergen y se forman cadenas de islas volcánicas (por ejemplo, las islas Hawái). Suelen dar lugar a conos volcánicos aplanados en forma de escudo.
• Formación de un rift: el punto caliente actúa sobre la litosfera, como si fuera un soplete, que se abomba y adelgaza hasta originar tres fracturas radiales que convergen en un punto, denominado punto triple. Estas fracturas se pueden convertir en depresiones o valles de hundimiento, denominados rift, que en el futuro pueden dar lugar a una dorsal oceánica.
• Origen de las grandes provincias ígneas: son extensas zonas del planeta sepultadas por lavas basálticas de varios kilómetros de espesor, emitidas en un período de tiempo de entre 1 y 5 millones de años, por un punto caliente. Las capas de basaltos superpuestas cubren miles de kilómetros cuadrados de superficie, como los traps de Siberia o los del Decán, en la India.

Dorsales Oceánicas: Expansión del Fondo del Océano

La actividad de las dorsales oceánicas es responsable de que los continentes se fragmenten y se formen nuevos océanos entre los bloques continentales fragmentados.

A partir de las dorsales se genera continuamente litosfera oceánica a ambos lados del eje de la dorsal, lo que da lugar a la expansión del fondo de los océanos. Por eso también se denominan bordes constructivos o divergentes, pues las dos nuevas placas divergen cuando se desplazan en sentidos contrarios.

En el proceso de apertura de un océano se distinguen cuatro etapas sucesivas:

● Inicio de la dorsal: etapa de abombamiento. Las corrientes ascendentes de una pluma de
magma, procedentes del manto profundo, chocan con la litosfera continental, que se abomba y
forma un domo térmico (como el valle del Río Grande, en Estados Unidos).

● Dorsales jóvenes: proceso de rifting. En el domo térmico, la litosfera se estira y adelgaza,
hasta que se fractura y da lugar a un punto triple. Este sistema de fracturación de la litosfera
abombada se compone de tres grandes fallas radiales, que pueden evolucionar hacia la
formación de valles de hundimiento, denominados rift.
-El rift (como el Rift Valley africano), es una depresión o fosa tectónica que se forma por el
hundimiento de los bloques centrales generados por el sistema de fallas escalonadas situadas a
ambos lados del valle de hundimiento, que le dan a este valle el aspecto de una enorme
escalinata.
-En algunas zonas del rift, el magma escapa a través de las fisuras y puede acumularse en el
fondo del valle, lo que origina llanuras o coladas basálticas, o bien da lugar a la formación de
conos volcánicos (como el Kilimanjaro, en África).
● Dorsales de mediana edad: etapa del mar Rojo. Llega a formarse mediante el proceso de
rifting, cuando se unen los rift asociados a dos o más puntos triples, cuya actividad llega a
completar la fracturación de la litosfera continental.
-Llega un momento en que el continuo hundimiento del rift provoca la inundación del valle
por las aguas marinas y da lugar a la formación de un estrecho mar, como el mar Rojo.

-La rotura de la litosfera reduce la presión en el manto superior, lo que favorece la formación
de magma, que asciende y se extiende por el fondo del valle inundado, a ambos lados de la
dorsal. Este vulcanismo submarino de la joven dorsal origina rocas basálticas que son el
embrión de la futura litosfera oceánica.

● Dorsal madura: etapa atlántica. Si la actividad de la dorsal continúa, se generará nueva
litosfera oceánica que expandirá el fondo del océano, y el estrecho mar evolucionará hasta
convertirse en un gran océano como el Atlántico, que separa dos bloques continentales
fracturados.

Apartado 11. Deriva Continental
-El meteorólogo alemán Alfred Wegener llevó a cabo diversas expediciones en busca de pruebas
que le permitieron formular por primera vez, en 1912, la hipótesis de la deriva continental sobre el
desplazamiento de los continentes. Murió exhausto en 1930, en su tercera expedición a Groenlandia.

-Presentó pruebas consistentes (paleontológicas, paleoclimáticas, geográficas y geológicas), con
argumentos sólidos y coherentes, la mayor parte de los cuales eran y siguen siendo correctos, aunque
no llegó a demostrar el mecanismo responsable del movimiento de los continentes, ya que propuso
que estaba causado por una fuerza resultante de la fuerza centrífuga y de la gravedad, que alejaba los
continentes de los polos, a la que llamó fuerza polófuga.
-La teoría de la tectónica de placas ha venido a dar la razón a Wegener y a responder a sus
interrogantes: los continentes forman parte de las placas litosféricas y se mueven a la deriva: unas
veces se separan y otras colisionan.Esta teoría global explica el movimiento de unas placas respecto
de otras y muestra cómo los continentes están sujetos a un continuo devenir de choques y
fragmentaciones provocados por la expansión del fondo de los océanos y por la desaparición de la
litosfera oceánica en las zonas de subducción.

-Si se utilizan los fósiles como registro de los acontecimientos del pasado, junto con otras pruebas de
tipo geológico, geográfico y paleomagnético, se puede recomponer con cierta exactitud la trayectoria
errante que han descrito los continentes en tiempos remotos.
11.1 El ciclo de Wilson
-Sobre la base de los datos aportados por el paleomagnetismo y por la datación de las rocas, que
permiten inferir las posiciones relativas de los continentes en tiempos pasados, J. Tuzo Wilson y W.
Jason Morgan desarrollaron la hipótesis del ciclo supercontinental o ciclo de Wilson.
-El ciclo de Wilson es un ciclo evolutivo que explica la apertura y el cierre de las cuencas oceánicas y
los cambios en la distribución de los continentes y de los océanos a lo largo del tiempo. Los mismos
procesos tectónicos que provocan la fragmentación de un supercontinente y su dispersión en bloques
continentales erráticos, son causa de su posterior reunificación en un nuevo supercontinente, en ciclos
que duran unos 500 Ma.

Apartado 7. Zonas de Subducción y Orogénesis
-La litosfera oceánica se encuentra en un constante proceso de renovación. Se enfría paulatinamente
conforme se aleja del eje de la dorsal, se hace más densa y se carga de sedimentos, por lo que se
hunde por debajo de otra placa y acaba siendo «engullida» en el manto. Al descender, la litosfera
oceánica se comprime, se hace más densa y tira del resto de la placa, lo que provoca su
desplazamiento

-Las zonas de subducción se denominan bordes destructivos o convergentes porque son zonas donde
la litosfera oceánica se está destruyendo continuamente y las dos placas convergen y colisionan al
desplazarse en sentidos contrarios. El proceso de subducción da lugar a una intensa actividad sísmica
y volcánica y también a la formación de:

● Fosas oceánicas
● Archipiélagos de islas en forma de arco
● Proceso de orogénesis o formación de las cordilleras.

7.1 Subducción de Litosfera Oceánica Bajo Litosfera Oceánica

-Al ser engullida por el manto, la placa subducida se funde parcialmente y origina magma. Parte de
él asciende a la superficie a través de las fisuras y da lugar sobre la placa que no subduce a un
archipiélago de islas en forma de arco con gran actividad sísmica y volcánica, como Japón y las
Filipinas, por subducción de la placa pacífica. Además, se forma una fosa oceánica de gran
profundidad.

7.2 Subducción de Litosfera Oceánica bajo Litosfera Continental
-Tiene como consecuencia la formación de un orógeno de borde continental activo o cordillera
pericontinental, con gran actividad sísmica y volcánica, como los Andes, formados al subducir la
placa de Nazca por debajo de América del Sur.
-Los orógenos son las cordilleras montañosas que se extienden centenares o miles de kilómetros a lo
largo de los bordes convergentes entre las placas.

-Adoptan esta forma alargada y dan lugar a cinturones orogénicos porque surgen mediante el
proceso de orogénesis:
–plegamiento de grandes cantidades de sedimentos, procedentes de la erosión de los
continentes cercanos, acumulados en los profundos abismos de las fosas oceánicas.
7.3 Colisión Intercontinental
-Conforme avanza el proceso de subducción en una placa mixta y se agota la litosfera oceánica, el
océano situado entre los dos continentes se va «encogiendo» (1) hasta que desaparece:
–Las dos masas continentales quedan enfrentadas, colisionan y dan lugar a una cadena
montañosa que se denomina orógeno intercontinental o de colisión, como el Himalaya o los
Alpes.

-Esto se debe a que los sedimentos acumulados en el pequeño mar se pliegan, se fracturan y forman
un prisma de acreción (2), cuyo tamaño va aumentando hasta que emerge y da lugar a una cadena
montañosa (3).
-En un principio, una parte de los materiales subducidos se funden y se transforman en magma (4),
pero cuando se produce la colisión ya no puede ascender, pues las posibles fisuras por donde podría
hacerlo quedan selladas por la violenta colisión entre los continentes (5). Por esta razón no existe
vulcanismo en este tipo de cordilleras, pero sí tiene lugar una importante actividad sísmica (6).

Obducción -Este fenómeno se produce cuando algunos fragmentos de la placa oceánica no subducen,
sino que se montan sobre la corteza continental y originan secuencias de rocas ofiolíticas,
características de la litosfera oceánica, que pueden encontrarse en los continentes.

Apartado 8. Deformaciones de las Rocas
-Las rocas se deforman por acción de las fuerzas tectónicas, que pueden ser de:
-distensión, cuando dos placas litosféricas se separan
-compresión, cuando dos placas colisionan.
-Estas deformaciones pueden formar:
● diaclasas
● pliegues
● fallas
● mantos de corrimiento.

-Diaclasas:son fracturas (grietas y fisuras) que se originan en las rocas cuando los materiales se
rompen por diversas causas (distensión, enfriamiento de los magmas, etc.) sin que se produzca
desplazamiento de los bloques.
-Pliegues:son deformaciones de rocas estratificadas suficientemente plásticas, que no llegan a
romperse por la acción de las fuerzas tectónicas, y forman ondulaciones.

Elementos de un Pliegue
Flaco Zona lateral del pliegue a ambos lados de la charnela
Plano axial Superficie imaginaria que divide al pliegue en dos partes.Pasa por todas las charnelas de

los estratos del pliegue
Núcleo Zona más interna del pliegue
Charnela Línea imaginaria que une los puntos de máxima curvatura del estrato

Tipos de pliegues

Sinclinal Tiene forma de ‘V’ y en el núcleo se sitúan los materiales más moderno
Anticlinal Tiene forma de ‘A’ y en el núcleo se sitúan los materiales más antiguos
Simétrico Pliegue cuyo plano axial es vertical
Inclinado y tumbado Pliegues asimétricos cuyos planos axiales están inclinados, casi horizontales
Encofrado Pliegue con dos charnelas

-Fallas:son fracturas generadas en las rocas, cuando se supera el índice de plasticidad, a lo largo de
las cuales se produce el desplazamiento de un bloque respecto del otro. Si un pliegue supera el índice
de plasticidad, puede fracturarse por la zona de máxima curvatura y dar lugar a un pliegue-falla:
–un flanco se desliza sobre el otro a través del plano de falla.
Elementos de Falla

Tipos de Falla

Graben o fosa tectónica
Falla normal Un labio se desliza hacia abajo sobre el plano de falla. Se origina por fuerzas de

distensión

Falla inversa Uno de los bloques se desliza hacia arriba sobre el plano de falla. Se produce por

fuerzas de compresión.

Falla transformante Se produce cuando el deslizamiento de los labios es horizontal

Plano de falla Superficie a lo largo de la cual se produce la rotura y el desplazamiento
Salto de falla Desplazamiento entre dos puntos que estaban unidos antes de la rotura.El resalte

que queda en el terreno es el escarpe

Bloques o labios de falla
(elevado y hundido)

Bloques desplazados a lo largo del plano de falla

Horst o Macizo tectónico

-Cabalgamiento y manto de corrimiento. Cuando en un pliegue-falla o en una falla inversa el plano
de la falla está muy tendido, casi horizontal, se produce un fenómeno denominado cabalgamiento: el
bloque o labio levantado se desliza y llega a superponerse sobre el bloque o labio hundido.
● El cabalgamiento recibe el nombre de manto de corrimiento cuando afecta a grandes
extensiones: el bloque levantado se desliza decenas de kilómetros sobre el bloque hundido.
● Los materiales del bloque levantado, al deslizarse, se alejan de su lugar de origen y se
denominan alóctonos; los del bloque hundido permanecen en su lugar de origen y se
denominan autóctonos.

·Ventanas tectónicas y klippes:La erosión de los materiales alóctonos del manto de corrimiento
puede originar ventanas tectónicas (en el fondo de la depresión afloran los terrenos autóctonos) y
klippes (restos de materiales alóctonos aislados y rodeados por terrenos autóctonos).