Geodinámica internaFuerzas verticales: movimientos epirogénicos

Son movimientos lentos, de elevación o de hundimiento, que afectan a las masas continentales y que producen abombamientos y afosamientos en algunas zonas de la litosfera, no modificando mucho su estructura.

Las causas de estos desplazamientos verticales se explica mediante la teoría de la Isostasia ya que, según el modelo propuesto por George Airy (mediados del siglo XIX), las masa litosféricas mantienen un equilibrio de flotación sobre la astenosfera (equilibrio isostático), sobresaliendo más los bloques que más volumen tienen hundido. “La corteza terrestre se comporta como si estuviera constituida por bloques de materiales poco densos que flotan sobre otros más densos”.

Los materiales terrestres están distribuidos en capas de densidad creciente: la corteza es menos densa que el manto, y este, menos denso que el núcleo. El grosor de la corteza continental varía de unos lugares a otros y, en general, las zonas más altas coinciden con las que tienen la corteza más profunda.

Se denomina isostasia al equilibrio de flotación entre la litosfera y el manto plástico: si aumenta su masa, la litosfera tiende a hundirse en el manto; si se reduce, tiende a ascender. Dichos movimientos son muy lentos y, dada la rigidez y el espesor de la litosfera, se requieren grandes variaciones de masa para que se produzcan.

Quizá la forma más fácil de captar el concepto de isostasia sea imaginar flotando en el agua una serie de bloques de madera de diferentes alturas. Los bloques de madera más gruesos sobresalen más del agua que los bloques más finos. De una manera similar, los cinturones montañosos se yerguen más por encima de la superficie y tienen “raíces” más profundas.

Si colocamos un bloque pequeño de madera encima de uno de los bloques, el bloque combinado se hundiría hasta alcanzar un nuevo equilibrio isostático. Sin embargo, la parte superior del bloque combinado estaría realmente más alta que antes y la parte inferior estaría más baja. Este proceso de establecimiento de un nuevo nivel de equilibrio se denomina ajuste isostático.

Si el concepto de isostasia fuera correcto, cabría esperar que al añadir peso a la corteza, esta última respondería hundiéndose, y al retirar el peso, la corteza ascendería.

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Los agentes externos actúan sobre la superficie terrestre, erosionando las partes salientes y depositando los productos de la erosión en las zonas deprimidas, fundamentalmente en las cuencas de sedimentación marinas. Estos hechos alteran el equilibrio isostático y, para restablecerle, el bloque erosionado (y por tanto aligerado de peso) se eleva, mientras que el bloque donde se depositan los sedimentos, se hunde (Fig. 10.4).

Por tanto, los movimientos epirogénicos contrarrestan la destrucción del relieve realizada por los agentes externos y los desniveles desaparecen, con lo cual pueden continuar los procesos erosivos. Esto explica que las cordilleras, a pesar de la intensa erosión que sufren, mantengan prácticamente la misma altura sobre el nivel del mar: al ser erosionadas, se elevan.

Los ajustes isostáticos son muy lentos. Así, la península escandinava acumuló enormes espesores de hielo durante la última glaciación. La fusión del hielo motivó el ascenso isostático de esa zona. La glaciación finalizó hace 10.000 años y, aún hoy, sigue elevándose en busca de su compensación isostática.

Los bloques serían porciones de litosfera y, a pesar de su rigidez, no suben u bajan rígidamente como trozos de madera, sino que se arquean al ser sobrecargados. Así se distribuye el esfuerzo, afectando de manera progresiva a diferentes zonas de una región. La litosfera responde rígidamente ante empujes laterales, pero se arquea si el esfuerzo es vertical.

Aunque la astenosfera sea sólida, es capaz de fluir (comportamiento plástico) (debido a las altas presiones y temperaturas).

Efectos producidos por los movimientos epirogénicos.Los efectos de los movimientos epirogénicos son especialmente notables en las

costas, donde se pueden apreciar más fácilmente los cambios de nivel del continente:- Pruebas de levantamiento: Cuando un bloque continental se eleva, la línea de

costa avanza y el continente gana terreno al mar, el cual se retira (regresión marina), Como consecuencia, se puede observar las siguientes estructuras: Playas levantadas: Semejantes a las playas

actuales, pero separadas de la costa. Valles suspendidos: Los ríos se encuentran en su

desembocadura con un desnivel y desembocan en cascada.

Valles encajados: Al variar su nivel de base, los ríos se rejuvenecen y se renuevan los procesos erosivos; el cauce se profundiza y la red fluvial se encaja cada vez más en el terreno. El ejemplo típico es el Gran Cañón del Colorado.

- Pruebas de hundimiento: Si tiene lugar un hundimiento, el mar invade el continente y la línea de costa retrocede (transgresión marina). Las estructuras más características de las costas en vías de hundimiento son los valles sumergidos bajo el agua, como es el caso de las rías y los fiordos que corresponden a valles fluviales y glaciares, respectivamente, invadidos por el mar.

En España, actualmente están en proceso de elevación las costas que van desde Tarifa a Cataluña, las de Santander y las de Asturias; mientras que la región gallega y los golfos de Cádiz y Rosas se hunden.

Deriva continentalLa teoría de la Deriva Continental fue

expuesta en 1915 por el meteorólogo alemán Alfred

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Wegener, según la cual los continentes se mueven a la deriva, inicialmente existía un solo continente, llamado Pangea (en griego, significa “todas las tierras”), el cual se fue fragmentando en diversos bloques, los cuales se fueron desplazando a lo largo del tiempo hasta alcanzar la configuración actual.La Tierra en el Mesozoico: En sus inicios todos los continentes se habían reunido en un único continente gigantesco denominado Pangea (es decir, toda la Tierra), y alrededor de ésta había un solo océano denominado Panthalasa. Hace 200 millones de años la Pangea comenzó a fragmentarse, surgiendo los continentes y océanos actuales. Fue una larga época cálida durante la cual no se registraron glaciaciones.

Durante el Triásico, la Pangea comenzó a fragmentarse formando dos supercontinentes: al norte quedó Laurasia (Norteamérica, Europa y Asia) y la sur Gondwana (Sudamérica, África, India y Australia). Entre ellos se abrión un profundo mar, llamado de Tethys. A lo largo de esta Era, el continente Gondwana se fue fragmentando.

África y América del Sur estaban juntos, con una actividad magmática al límite de los dos continentes. El actual océano Atlántico se empezó a abrir por su parte central, mientras que América del Norte se mantuvo unida a Eurasia. Casi simultáneamente, el conjunto formado por Australia y la Antártica derivó de África que, a su vez, permaneció todavía unida a América del Sur. Más tarde, la India comenzó a separarse de África y de la Antártica, con lo que el actual océano Índico empezó a expandirse.

Durante el Jurásico, hace unos 180 millones de años, la placa norteamericana derivó hacia el noroeste y el Atlántico se abrió hacia el norte. A finales de este período comenzó la fracturación entre América del Sur y África, de sur a norte.

Durante el Cretácico (135-65 millones de años), a separación de America del Sur y África era lo suficientemente grande como para que el Atlántico creciera hacia el hemisferio Sur. En este periodo, Groenlandia y Escandinavia todavía se encontraban unidas y, naturalmente, Islandia no existía. Tampoco existía el mar Cantábrico, y el norte de España y el oeste de Francia se hallaban unidos; la separación entre ambas costas tuvo lugar hace, aproximadamente, 125 millones de años. El conjunto de Antártica-Australia aún deriva unido hacia el este, mientras que el mar de Tetis se iba cerrando, pues tanto África como la India se acercaban a Eurasia.

El Terciario (hace menos de 60 millones de años): El desplazamiento de los continentes: Los continentes adquieren, paulatinamente, el aspecto y situación actuales aunque, al principio, el océano Atlántico era bastante más estrecho y los que ahora es la península india se encontraba “viajando” desde el sureste de África hasta su ubicación actual. En esta época la colisión de las placas africana y de la india con el gran continente eurasiático produjo las cordilleras existentes en las regiones próximas al Mediterráneo, como el Atlas, las Béticas, Los Pirineos, la Ibérica, los Alpes (de ahí el nombre de orogenia Alpina), los Apeninos, Los Cárpatos, el Cáucaso y el Himalaya; el istmo de Panamá se formó por vulcanismo; se separaron definitivamente la Antartida y Australia. Por otra parte, el mar Rojo se abrió hace 10 millones de años. El clima se enfría y aparecen las glaciaciones.

Hace 250 millones de años los continentes estaban unidos formando un supercontinente, la Pangea de Wegener, que suele denominarse Pangea 2 para diferenciarla de otra que existió hace 650 millones de años, Pangea 1. Se considera que los continentes se desplazan sobre una superficie esférica, su colisión y, por tanto, su unión se hacen inevitables. La fragmentación y el reagrupamiento de los continentes se repetiría cada 400 ó 500 millones de años.

En apoyo de su teoría aportó numerosas pruebas de varios tipos:

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a) Pruebas geográficas (coincidencia en la forma de la costa de continentes muy alejados): Observó que si unía los continentes actuales, estos encajaban como si fuesen las piezas de un puzzle; en acoplamiento era casi perfecto si tenemos en cuenta la plataforma continental y consideramos que el verdadero borde de los continentes no es la línea de costa, sino que es el talud continental.b) Pruebas geológicas: En los continentes situados a ambos lados del Atlántico se observan antiguos plegamientos (plegamientos de la Era Primaria), que terminan bruscamente en los bordes continentales. Estos plegamientos se corresponden perfectamente al encajar los continentes (existe un acoplamiento entre una cadena de plegamientos de Sudáfrica, con otra de la misma época en Argentina). Sin embargo, las cordilleras alpinas, a ambos lados del Atlántico, no se corresponden, ya que se han formado tras la separación de los continentes y como efecto de ello.

c) Pruebas paleontológicas: Se basan en el estudio de los fósiles de diferentes épocas. Se encontraron fósiles antiguos, paleozoicos (Era Primaria), tanto de animales como de plantas, idénticos a ambos lados del Atlántico (en continentes que en la actualidad están separados); esto solo es posible en el caso de que los continentes estuvieran unidos en dicha

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época. Sin embargo, muchos de los fósiles de épocas más recientes, encontrados en los actuales continentes, no guardan relación entre sí, esto es debido a que se trata de seres vivos que se desarrollaron cuando los continentes se habían separado.

Los organismos modernos cuyos antepasados eran similares tuvieron que evolucionar claramente en aislamiento durante las últimas decenas de millones de años.d) Pruebas paleoclimáticas: La existencia de sedimentos de origen glaciar en regiones actualmente de clima tropical, y de origen tropical en regiones actualmente frías, demuestra que en otros tiempos estuvieron muy alejadas de sus actuales emplazamientos.

Pese al conjunto de pruebas aportadas, la teoría de la deriva continental propuesta por Wegener no fue aceptada por la gran mayoría de los geólogos de su época. Estos basaron sus objeciones a la misma en el punto débil de su teoría. Wegener no explicaba satisfactoriamente cual era el mecanismo mediante el cual se habían producido los movimientos de los continentes, ni cual era el origen de la energía necesaria para que estos movimientos se produjeran.

Arthur Holmes aceptaba la deriva de los continentes pero no aceptaba el mecanismo responsable del movimiento. Pensó que el calor desprendido por la desintegración de elementos radiactivos pudo originar unas corrientes de convección en la capa fluida sobre la que descansan los continentes que los arrastró consigo. Las corrientes ascendentes que actuaban debajo del continente podían llegar a fracturarlo y dar lugar a una cuenca oceánica.

El principal impulso para la aceptación general de la teoría de la deriva de los continentes llegó gracias al paleomagnetismo.

Teoría de la tectónica globalDa una explicación conjunta a procesos geológicos que se explicaban de forma

independiente como el origen de los volcanes, el origen de los terremotos, la formación de las cordilleras o los cambios en la distribución de tierras y mares. La tectónica de placas relaciona todos estos procesos y los incluye en la dinámica global del planeta.

Teoría de la tectónica de placasSe debe a los

trabajos de varios autores, especialmente Le Pichon y Morgan (1968). Considera que la litosfera no es una capa continua, sino que está dividida en bloques de diferentes dimensiones, los cuales reciben en nombre de placas litosféricas o placas

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tectónicas, que estas placas se mueven, y explica cuáles son las causas de estos movimientos y cuáles son sus consecuencias.

La litosfera está dividida en un conjunto de fragmentos rígidos denominados placas litosféricas. Las placas son fragmentos de litosfera cuyo grosor oscila entre los 50 y 200 km y poseen una extensión superficial muy variable. Dependiendo de si aparece corteza continental u oceánica, las placas pueden ser oceánicas o mixtas. La mayoría de las placas contiene litosfera continental y oceánica. Existen siete grandes placas litosféricas: Euroasiática, Africana, Indoaustraliana, Pacífica, Norteamericana, Suramericana y Antártica. Entre ellas se sitúan una docena de placas de menor tamaño; de estas últimas, las más extensas son las de Nazca, Caribe, Cocos, Arábiga y Filipinas.

Los límites o bordes de las placas litosféricas pueden ser de tres tipos:o Límites divergentes: se localizan donde dos placas contiguas se separan,

lo que produce el ascenso de material desde el manto para crear nueva litosfera oceánica. Se caracterizan por la existencia de dorsales oceánicas.

o Límites convergentes: se producen cuando dos placas se aproximan y una placa (la más densa) se introduce (subduce) por debajo de la otra; se destruye litosfera oceánica al fundirse la placa en el manto. los bardes convergentes se determinan por la existencia de fosas oceánicas, cadenas montañosas o arcos de islas.

o Límites conservadores o neutros: se sitúan en zonas donde las placas se deslizan lateralmente y no se crea ni se destruye litosfera. Estos límites se caracterizan por la existencia de grandes fallas (fallas de transformación).

Las placas litosféricas se desplazan sobre los materiales plásticos de la astenosfera. Estos desplazamientos se realizan a una velocidad variable que oscila entre 1 y 12 cm/año, siguiendo distintas direcciones. En unas zonas chocan en otras se separan y en otras se desplazan lateralmente. Por esta razón, los límites de las placas litosféricas son las zonas de la Tierra en las que existe mayor actividad geológica. En ellos se origina la mayor parte de los terremotos, volcanes y cordilleras.

Los desplazamientos de las placas litosféricas son causadas por la energía térmica existente en el interior terrestre ayudada por la energía potencial gravitatoria. El movimiento es impulsado por la distribución desigual del calor en el interior terrestre.

La litosfera oceánica se renueva continuamente, mientras que la litosfera continental tiene un carácter más permanente. La formación de nueva litosfera en las dorsales y su destrucción en las zonas de subducción explica que la

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antigüedad de los fondos oceánicos sea siempre inferior a 185 millones de años, mientras que en los continentes se han encontrado rocas de hasta 4000 millones de años.

A lo largo de la historia de la Tierra ha cambiado no solo la posición de las placas litosféricas o su forma y tamaño, sino también el número de estas. La creación de litosfera en las dorsales y su destrucción en las zonas de subducción, junto con procesos de divisiones y uniones de placas, son las causas de ello.

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Mecanismo impulsorLa superficie terrestre es una consecuencia de su dinámica interna. El calor

interno de nuestro planeta y la conducción de ese calor por las diferentes capas de la Tierra son responsables del movimiento de las placas, y de una gran parte de los procesos geológicos que se manifiestan en su superficie.

Corrientes de convección: Uno de los primeros modelos para explicar los movimientos de las placas fue propuesto por el geólogo Arthur Holmes como un mecanismo impulsor posible para la deriva continental. Adaptada a la tectónica de

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placas, esta hipótesis sugiere que grandes corrientes de convección del manto impulsan el movimiento de las placas (en las cuales la roca caliente, menos densa, asciende lentamente y el material más frío y denso se hunde). El material caliente y menos denso del manto inferior asciende muy despacio en las regiones de las dorsales oceánicas. A medida que el material se expande lateralmente, arrastra la litosfera a lo largo, como los paquetes en una cinta transportadora. Al final, el material se enfría y empieza a hundirse de nuevo en el manto inferior, donde vuelve a calentarse y vuelve a elevarse

Debido a su simplicidad, esta hipótesis fue aceptada de manera generalizada. Sin embargo, en la actualidad se sabe que el flujo del material en el manto es bastante más complejo que el de simples células de convección. Además, ahora está claro que las placas litosféricas no son pasajeros transportados por corrientes de convección, sino que, al contrario, forman parte de esa circulación.

Empuje y arrastre de las placas: A medida que una placa recién formada de corteza oceánica se separa de la cresta de la dorsal, se enfría de manera gradual y aumenta su densidad. Cuando la placa oceánica fría se hace más densa que la astenosfera empieza a hundirse. Cuando esto ocurre, la placa fría que se hunde empuja consigo a la litosfera que tiene detrás. Este mecanismo denominado arrastre de las placas se piensa que es un mecanismo importante de transporte de material frío de vuelta al manto. (El peso de la placa que se está hundiendo arrastraría tras de sí al resto de la misma. Por este motivo, aquellas placas con zonas de subducción se desplazan más rápidamente que las que carecen de este tipo de bordes).

Se cree que la fuerza de la gravedad es la responsable del rápido movimiento de la litosfera oceánica y de su subducción. En las zonas de dorsal se produce el ascenso de magma y eso hace que la placa recién formada quede a mayor altura en el borde de expansión. Esta diferencia de altura permite que la gravedad genere una fuerza de empuje desde la dorsal hacia la zona de subducción. (La litosfera generada en la dorsal tendería a deslizarse a ambos lados por efecto de la gravedad).

Empuje de las placas: el material que asciende por las dorsales produciría un empuje lateral en las placas produciendo su movimiento

Se podrá dar el empuje en las dorsales y el arrastre en las zonas de subducción siempre y cuando en el interior el material fundido siguiese trasladándose formando un flujo térmico.

Plumas ascendentes y placas descendentes: Las plumas calientes y flotantes de roca son las ramas del flujo ascendente del mecanismo convectivo que actúa en el manto. Se supone que estas plumas calientes se extienden hasta arriba desde la proximidad del límite manto-núcleo. Tras alcanzar la litosfera, se expanden lateralmente y facilitan la separación de las placas sobre la zona de ascenso. Se ha identificado una docena más o menos de puntos calientes a lo largo de los sistemas de

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dorsales donde pueden contribuir a la divergencia de las placas. Sin embargo, muchos puntos calientes, entre ellos el que generó las islas Hawai, no están localizados en áreas de dorsal.

En otra versión del modelo de plumas calientes, toda la convección ascendente se confina a unas pocas grandes estructuras cilíndricas. Queda por determinar si se trata de estrechas plumas ascendentes o grandes plumas cilíndricas de varias formas.

El miembro descendente de estas células de convección está constituido por las placas litosféricas en subducción, frías y densas.

Los puntos calientes: Los puntos calientes son zonas de gran actividad magmática situados en el interior de una placa. Se dan tanto en la litosfera continental como en la litosfera oceánica.

La mayor parte de los magmas que alimentan las dorsales oceánicas tienen un origen poco profundo. Sin embargo, el algunos lugares con vulcanismo especialmente activo, el magma procede del manto profundo: son los puntos calientes, como Hawai, Islandia, etc. El proceso se origina en la base del manto.

En la base del manto, probablemente en la capa D, y debido al calor del núcleo, se originan plumas mantélicas o corrientes ascendentes de rocas a elevadas temperaturas, pero aún sólidas, que al llegar a la base de la litosfera comienzan a fundir como consecuencia de la menor presión que allí soportan. El magma originado puede perforar la litosfera como lo haría un soplete. Un punto caliente es la manifestación en superficie de una pluma mantélica. El mayor grosor de la litosfera continental dificulta la perforación, lo que explica que la mayoría de la actividad volcánica intraplaca se localice en la litosfera oceánica. Buena parte de las islas volcánicas situadas lejos de los bordes de placa se han formado en un punto caliente.

Las plumas mantélicas que alimentan los puntos calientes parecen mantener su posición. Por esta razón, al desplazarse la placa situada encima cambiará el lugar de la litosfera que es perforado. Así se forman rosarios de islas en los que su edad va aumentando al alejarse de aquella que hoy es volcánicamente activa. Las islas Hawai, las de Cabo Verde son ejemplos de puntos calientes.

Zonas de separación de placasLa litosfera oceánica está continuamente creándose en los límites divergentes de

placas. En este lugar, dos placas contiguas se separan y ello permite el ascenso de material del manto. Geográficamente, estos límites están marcados por las dorsales. Estas zonas se caracterizan por tener un elevado flujo térmico, ya que el continuo ascenso de magma desde la astenosfera provoca una actividad volcánica lente e incesante.

Las dorsales son cadenas montañosas submarinas, pero de material volcánico y no de plegamiento, con una longitud de miles de km y en cuya parte central hay un conjunto de fracturas que forman un amplio surco denominado rift-valley por el que asciende magma desde el manto y provoca una actividad volcánica lenta pero constante.

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Las dorsales no son estructuras continuas longitudinalmente, sino formadas por numerosos segmentos separados entre sí por unas fallas (fallas de transformación), transversales con respecto al eje central de la dorsal.

En algunos casos, debido a la dinámica de los bordes destructivos, no ocupan la zona central del océano correspondiente, e incluso en ocasiones llegan a sufrir subducción, como está ocurriendo actualmente con la dorsal Pacífica, que ha desaparecido parcialmente bajo el continente, al introducirse la placa Pacífica bajo la Norteamericana en la zona de la costa de California.Apertura de una cuenca oceánica:

La formación de una cuenca oceánica es un proceso complejo que dura millones de años. El proceso comienza cuando aparece un rift que rompe la litosfera continental y las placas empiezan a separarse, empujadas por las fuerzas que actúan en la dorsal. El magma brota desde la astenosfera por lo que el rift comienza a ensancharse. Debido a la tensión, se forman grietas paralelas (fallas distensivas) que fragmentan la litosfera continental.

(Una falla es una fractura cuya superficie es generalmente plana, a lo largo de la cual ha habido desplazamiento y se han formado dos bloques o labios. Una asociación de fallas, conocida con los nombres de rift o graben, es aquella que presenta un labio inferior de gran área. El rift tiene la peculiaridad de que por los planos de falla sale lava de manera continua). Por esta razón, en las dorsales se registra una elevada actividad sísmica con hipocentros poco profundos y un elevado flujo térmico.

A medida que las placas vayan separándose, los bloques que estaban elevados caen por acción de la gravedad. Los bloques centrales formarán un valle en forma de cuenca hundida, llamado valle del rift. Este proceso, considerado como el de nacimiento de una dorsal, es el que parece tener lugar actualmente en el valle de Afar y en la zona de los grandes lagos africanos; si sigue saliendo lava basáltica continuamente, se formará allí una auténtica dorsal y África quedará dividida en dos partes, porque el fondo oceánico que se genere desplazará los labios superiores, con lo que comenzará una deriva.

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El rift es una grieta que marca el límite entre dos placas y a través de la cual, debido a las corrientes ascendentes, sale material magmático procedente de la astenosfera, que rellena las fracturas. Estas lavas solidifican a ambos lados del rift y se unen a la litosfera preexistente, originando litosfera oceánica nueva. La nueva litosfera formada, para acomodarse, ejerce una presión sobre la litosfera antigua y provoca el desplazamiento de las dos placas, en sentidos opuestos a partir del rift. Las fuerza de empuje, que siguen actuando desde la dorsal, provocan la expansión del suelo oceánico recién formado.Si prosigue la expansión, el agua de un

océano próximo invade de un extremo a otro el rift en expansión y forma un océano joven y estrecho. En esta fase se encuentra en la actualidad el Golfo de Adén y el mar Rojo, que se abrió hace 20 millones de años tras una ruptura del continente que, en aquella época, unía África con lo que hoy es la península arábiga. Se formó un rift, que

se fue rellenando con lava basáltica, lo que provocó la separación de ambas partes. El mar Rojo representa, por tanto, una etapa intermedia entre el rift africano y el océano Atlántico. En ocasiones, zonas del rift pueden quedar desconectadas del océano y no quedan cubiertas por el agua, como ocurre en la depresión de Afar, en Etiopía.

Si continúa la apertura del océano, la placa va enfriándose a medida que se va alejando de la dorsal y, como consecuencia, se contrae y se funde. Esto da lugar a que se formen las llanuras abisales, donde se alcanzan las mayores profundidades en los fondos marinos. Esta es una cuenca oceánica plenamente desarrollada y madura, como, por ejemplo, la cuenca del océano Atlántico.

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Pruebas de la expansión del fondo del océano:1. Las dorsales oceánicas son zonas de gran

actividad volcánica. Flujo térmico elevado. Las edades de formación de los basaltos de los fondos oceánicos no superan los 185 millones de años.

2. La edad de la litosfera oceánica es más antigua cuanto más lejos se encuentra de la dorsal.

3. En las dorsales se registra una elevada sismicidad con focos poco profundos.

4. No hay sedimentos en las dorsales y la potencia de estos aumenta a medida que nos alejamos de la dorsal.

5. Magnetismo grabado en las rocas basálticas del fondo de los océanos.

Subsidencia térmicaLa litosfera se enfría progresivamente al alejarse de la dorsal, y se hace más

gruesa y más densa, lo que causa su hundimiento. Este hundimiento del fondo oceánico se denomina subsidencia térmica.

En la dorsal , la corteza oceánica es extraordinariamente fina (capa basáltica) y debajo de ella pueden alcanzarse temperaturas de 1000 ºC. El contacto con el agua del océano enfría con rapidez la corteza recién formada, por lo que se reduce su volumen.

En los tramos próximos a la dorsal, la litosfera está constituida solo por corteza oceánica (capa basáltica); pero a medida que envejece, se enfría, y la capa más superficial del manto se adosa a la base de la corteza. Los materiales que componen la corteza oceánica son menos densos que los del manto. Sin embargo, los del manto litosférico (gabros) y del astenosférico tienen la misma composición, por lo que el manto litosférico frío es más denso que el astenosférico, que está dilatado por el calor. Llega un momento que la densidad media de la litosfera supera la de la astenosfera, y se hundirá.

Zonas de subducciónEn las dorsales se crea litosfera

oceánica y, dado que la superficie total de la Tierra se mantiene constante, tienen que existir otras zonas donde se destruya; esta destrucción tiene lugar en las llamadas zonas de subducción. Estas zonas están marcadas por la presencia de fosas oceánicas, arcos de islas o cadenas montañosas recientes.

Se denomina subducción el proceso por el que la litosfera se introduce en el interior terrestre. Las zonas de subducción se sitúan en los

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límites de dos placas litosféricas que presentan un movimiento convergente, por lo también reciben el nombre de márgenes convergentes.

Como consecuencia de la subducción se destruye litosfera oceánica.En los lugares donde se produce el choque entre dos placas, una de ellas (la más

fría y densa) se hunde o subduce bajo la otra y, como consecuencia del proceso de hundimiento, se desarrollan fosas oceánicas que son depresiones alargadas, estrechas y muy profundas, por las cuales la litosfera oceánica que subduce va alcanzando cada vez mayores profundidades, se va calentando gradualmente hasta que se funde y sus materiales se van incorporando a la astenosfera. La litosfera desciende siguiendo un plano de inclinación variable, llamado plano de Benioff.

Al subducir la litosfera hacia la astenosfera produce esos profundos surcos que, si se encuentran en las proximidades de un continente, al recibir sus aportes funcionan como cuencas de sedimentación. Éstas, debido al movimiento de subducción, nunca se colmatan, pues a medida que se cargan de sedimentos se va hundiendo su fondo; son los llamados geosinclinales, propios de los márgenes oceánicos activos.

En estos bordes, las fuerzas que ejercen las placas limítrofes son convergentes, por lo que se trata de zonas de compresión. Los efectos de la compresión son múltiples: La penetración de litosfera en la astenosfera no es continua,

pues tiene que vencer la resistencia que esta última le opone. Cuando la presión de la litosfera llega a superar a la resistencia, se producen avances bruscos que provocan movimientos sísmicos, cuyos hipocentros se encuentran a profundidades variables, puesto que los hay muy superficiales, en las cercanías de las fosas, pero también los hay muy profundos, de hasta 700 km.

La fricción entre las dos placas genera aumento de temperatura, llegándose en ciertas zonas a la fusión de las rocas, o sea, a la formación de focos magmáticos. Parte de este magma es expulsado al exterior, dando lugar a erupciones volcánicas.

Las masas de sedimentos del geosinclinal, que pueden rebasar la decena de kilómetros de espesor, al ser comprimidas se pliegan y llegan a emerger formando cordilleras litorales; es decir, producen los llamados movimientos orogénicos.

De esta manera la litosfera oceánica, formada en la dorsal a partir de materiales procedentes de la astenosfera, en las zonas de subducción vuelve a la astenosfera y sus materiales se incorporan a la corriente circulatoria general.

1.- Convergencia continental - oceánicaLa litosfera continental es más ligera que la oceánica. Por esta razón, si converge

una placa continental con otra oceánica, es esta última la que se introduce bajo la continental.

La litosfera oceánica transporta sedimentos en su parte superior, y la mayor parte de ellos no subducen sino que son raspados por el frente del borde continental. Estos sedimentos son plegados y cabalgan unos sobre los otros. Se produce también, la fracturación de la corteza oceánica, consistente en la formación de una serie de fallas inversas, con lo que se generan unos bloques que cabalgan unos sobre otros, a manera de escamas imbricadas, originando lo que se denomina prisma de acreción. Entre el prisma de acreción y los sedimentos que todavía no han sido apilados se forma un surco alargado, la fosa oceánica.

En ocasiones hay fragmentos de litosfera oceánica que no subducen sino

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que cabalgan sobre el continente y se adosan a él: es el proceso denominado obducción. El caso más frecuente de obducción ocurre al colisionar con el continente islas volcánicas que viajan como pasajeros en la litosfera que subduce.

El desplazamiento de una placa con respecto a la otra no es continuo sino que se produce a saltos, como consecuencia de los cuales se generan terremotos. Las zonas de subducción presentan la mayor actividad sísmica del planeta.

La litosfera oceánica que subduce está fría y contiene ciertas cantidades de agua. El rozamiento con la litosfera continental incrementa la temperatura, y el agua baja el punto de fusión de los minerales. Esto permite que se produzca una fusión parcial de los minerales más ricos en sílice, que funden a menor temperatura, se originan así magmas que alimentarán erupciones volcánicas de andesitas. A menudo el magma se acumulará debajo de la corteza continental situada encima, donde puede fundir parte de las rocas de la corteza ricas en sílice. Por fin, una parte de ese magma rico en sílice puede migrar a la superficie, donde dará lugar a erupciones volcánicas.

Montañas como las de los Andes, que se producen en parte por la actividad volcánica asociada con la subducción de la litosfera oceánica, se denominan arcos volcánicos continentales.

Convergencia oceánica - oceánicaLa litosfera oceánica aumenta su

potencia y densidad a medida que envejece. Cuando su edad se sitúa en torno a 150 millones de años, posee ya una densidad superior a la de la astenosfera y eso determina su hundimiento. Se trata en este caso de subducción espontánea. Debe tenerse en cuenta que la astenosfera, aunque caliente y plástica, se encuentra en estado sólido, lo que dificulta el hundimiento.

Cuando convergen dos placas oceánicas, una desciende por debajo de la otra, iniciando la actividad volcánica de manera similar a lo que ocurre en un borde convergente océano-continente. Si esta actividad se mantiene, acabará por constituir estructuras volcánicas que emergen como islas que suelen estar separadas aproximadamente 80 km. Esta tierra recién formada que consiste en una cadena en forma de arco de pequeñas islas volcánicas se denomina arco de islas volcánicas.

- La litosfera subduce con un ángulo de gran inclinación.

- El acoplamiento entre las dos placas es débil, lo que favorece la subducción de los sedimentos oceánicos.

- No se forma prisma de acreción.

- Presenta fosas muy profundas.- El magmatismo asociado origina un arco de islas volcánicas.

Convergencia continental - continental

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Si la placa que subduce tiene un tramo oceánico y otro continental tras él, una vez que se ha introducido toda su litosfera oceánica se produce el encuentro de los continentes. Dado que la litosfera continental es lo suficientemente ligera como para no subducir, se habla de colisión más que subducción. Tras la colisión continental se produce el cabalgamiento de un continente sobre el otro. Este tipo de convergencia es el que ha originado cordilleras como el Himalaya , los Alpes los Urales.

Durante la colisión, la corteza continental se abombó, se fracturó y, en general, se acortó y engrosó.

Antes de la colisión continental, las masas de tierra afectadas están separadas por una cuenca oceánica. A medida que los bloques continentales convergen, el fondo oceánico que queda entre ellos es subducido debajo de una de las placas. La subducción inicia la fusión parcial de las rocas del manto suprayacente, lo cual, a su vez, provoca la formación de un arco de islas volcánicas. Dependiendo de la localización de la zona de subducción, el arco de islas volcánicas podría desarrollarse en cualquiera de las masas de tierra convergentes. o si la zona de subducción se desarrollara varios centenares de kilómetros hacia el mar desde la costa, se formaría un arco de islas volcánicas. Por último, a medida que se consume el fondo oceánico situado entre medias, esas masas continentales colisionan. Esto pliega y deforma los sedimentos acumulados a lo largo del margen continental como si estuvieran colocados en una prensa gigante. El resultado es la formación de una nueva cordillera montañosa compuesta por rocas sedimentarias deformadas y metamórficas, fragmentos del arco de islas volcánicas y posiblemente fragmentos de corteza oceánica.

Límites neutros: Fallas transformantesContacto por fricción: Zonas

donde las placas se mueven lateralmente una con respecto a otra, sin que haya creación ni destrucción de litosfera. Se localizan en las fallas de transformación y, por el continuo rozamiento que se produce a lo largo de ellas, son zonas de intensa actividad sísmica con hipocentros poco profundos. No hay vulcanismo asociado

Ciclo de WilsonHace 250 millones de años los

continentes estaban unidos formando un supercontinente, la Pangea 2 para diferenciarla de otra que existió hace 650 millones de años, Pangea 1. Se considera que los continentes se desplazan sobre una superficie esférica, su colisión y, por tanto, su unión se hacen inevitables. La fragmentación y el reagrupamiento de los continentes serían las fases principales del ciclo, que según algunas hipótesis, se repitiría cada 400 ó 500 millones de años.

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La fragmentación de las masas continentales y su desplazamiento son consecuencia del mecanismo de expansión del fondo oceánico y, como resultado de estos fenómenos, se crean nuevos océanos. Una etapa básica en el ciclo de Wilson es la ruptura de un continente y la formación de un nuevo océano. Es un proceso intraplaca de gran importancia en la historia geológica de nuestro planeta. Se han formulado dos teorías para explicar la fragmentación continental: los modelos térmico y tectónico.

Existen datos a favor y en contra de cada uno de estos modelos, y puede que algunas divisiones continentales hayan funcionado más de acuerdo con uno de ellos y otras con el otro. Incluso nada impide que intervengan simultáneamente ambos procesos.

El proceso de deriva comenzaría a partir de un bloque de litosfera continental, bajo el cual se produjera el ascenso y separación de dos corrientes de convección. El primer efecto producido sería el abombamiento y fracturación de la litosfera, con formación de una profunda fosa tectónica (rift-valley), a través de la cual saldría material eruptivo procedente de la astenosfera; en esta etapa de deriva se encuentra actualmente el llamado “valle del rift” africano, que da origen a la región de los grandes lagos (Tanganica, Nyassa, etc.), considerándose que una parte de África Oriental se está separando del resto del continente.

El material volcánico que sale por el rift, al solidificar, origina litosfera oceánica, que se interpone entre las dos partes del bloque continental fracturado y comienza a separarlas. Si continúa el proceso de separación, la fosa es invadida por el agua de mar y se forma una dorsal cada vez mejor definida; en esta etapa se encuentra actualmente el Mar Rojo, que se considera un neocéano.

El proceso prosigue y por la dorsal se va generando nueva litosfera oceánica. Como consecuencia, los dos continentes originados se van alejando paulatinamente y va aumentando el océano que hay entre ellos; en esta etapa se encuentra actualmente el océano Atlántico, donde los continentes están separados ya por miles de km. Los continentes se encuentran muy separados y la sedimentación en los márgenes continentales es considerable. La litosfera oceánica se empieza a hundir.

Si el continente que se desplaza detiene su deriva (por ejemplo, como consecuencia de una colisión con otro continentes) y la dorsal sigue activa, se producirá una fractura en la litosfera oceánica, que comenzará a fundirse en el interior. Aquí se formará una zona de subducción y se empezará a destruir la litosfera oceánica.

Comienzan a deformarse los sedimentos atrapados en las fosas, como consecuencia del avance de la corteza oceánica, y se empieza a crear el nuevo relieve, como ocurre con la fosa de Atacama, la de Tonga, Indias Orientales, etc.

Todos los sedimentos que están próximos al océano se deforman, con lo que se generan los arcos insulares con volcanes asociados, y queda un mar interior que posteriormente se colmatará al recibir los sedimentos procedentes de la erosión del continente y del arco de islas.

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Manifestaciones de la dinámica litosférica

Orogénesis Los orógenos son cadenas montañosas continentales alargadas y de dimensiones

kilométricas. Estas cordilleras de plegamientos están constituidas por rocas magmáticas, sedimentarias (estratificadas muy deformadas) y metamórficas: los estratos se encuentran plegados y fracturados. Sin embargo, las rocas estratificadas se originan por depósito de sedimentos en capas horizontales. De esto se deduce que los materiales que forman las montañas han estado sometidos a fuertes presiones laterales, capaces de deformarlos y cambiar su primitiva posición horizontal. Las fuerzas que producen tales deformaciones sobre los materiales corticales se denominan fuerzas orogénicas.

En la mayoría de los casos, las rocas sedimentarias se forman a partir de enormes acumulaciones de depósitos marinos de aguas profundas que a veces superaban los 15 km de grosor, así como de depósitos de plataforma continental, más finos.

El periodo de formación de montañas es generalmente bastante largo, en algunos casos supera los 100 millones de años.

El movimiento de choque entre dos placas, que tiene lugar en las zonas de subducción, es la causa de la formación de montañas. Existen varios hechos de observación que proporcionan datos sobre este fenómeno geológico:1. Las montañas están formadas por rocas estratificadas plegadas donde es frecuente

encontrar fósiles de animales marinos. Este hecho permite deducir que, hace tiempo, los materiales que actualmente constituyeron las montañas estuvieron cubiertos por el mar y, por lo tanto, que la cuenca de sedimentación donde se depositaron tenía que ser marina.

2. Los espesores de las rocas plegadas son enormes (incluso superiores a 15.000 m). Para explicar cómo es posible la acumulación de tales espesores de sedimentos en una cuenca de sedimentación, hay que suponer que el fondo de dicha cuenca se iba hundiendo, por un movimiento epirogénico, a medida que se depositaban los materiales.

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3. Las cordilleras de plegamiento presentan una forma lineal y esto hace suponer que las cordilleras de sedimentación de las que proceden tenían una forma alargada.

Se llegó a la conclusión de que, para que en una zona se pueda formar una montaña, previamente se tiene que instalar en dicha zona una cuenca de sedimentación de características especiales, que ha recibido el nombre de geosinclinal. Los geosinclinales se han formado en los bordes de los continentes, que son los lugares donde los aportes de materiales son más cuantiosos.

Los geosinclinales son cuencas de sedimentación, alargadas y paralelas a las costas, en vías de hundimiento, en las cuales se acumulan gran cantidad de sedimentos que, por acción de las fuerzas orogénicas, van a dar lugar a cordilleras de plegamiento u orógenos.

Las fuerzas orogénicas han de ejercer fuertes presiones laterales sobre los sedimentos del geosinclinal para provocar su plegamiento y la causa de estas fuerzas tangenciales es el movimiento de las placas litosféricas. Existen, fundamentalmente, dos grandes tipos de cordilleras:

1. Las originadas en los bordes entre una placa oceánica y una continental por un proceso de subducción, denominados orógenos perioceánicos, como por ejemplo, los Andes.

2. Los originados por la colisión de dos placas continentales, llamados intercontinental o de tipo alpino, como los Alpes o el Himalaya

Formación de una cordillera perioceánica o de borde continental, o de tipo andino

Las cordilleras perioceánicas o de borde continental se originan cuando una placa de litosfera oceánica choca contra el borde continental de otra placa. En este caso, como la oceánica es más densa y delgada, subduce bajo la placa continental.

La primera etapa se realiza en un ambiente de sedimentación en el geosinclinal situado en el margen continental de un océano en expansión. La etapa siguiente continúa con la ruptura de la corteza oceánica y el comienzo de la subducción. La placa inicial se ha dividido en dos: una oceánica y otra continental.

El calor generado por la fricción entre las dos placas, junto con la presencia de agua en la litosfera oceánica subducida, favorecerá la fusión parcial de las rocas. El magma así originado asciende gracias a su menor densidad y a los gases que contiene.

Una parte alcanza la superficie y origina erupciones volcánicas dando lugar a un arco volcánico continental; el resto del magma queda en el interior de la corteza terrestre, donde se enfría y solidifica contribuyendo al engrosamiento de la corteza continental.

Al subducir, la litosfera oceánica comprime los sedimentos del geosinclinal instalado en el borde del

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continente (plataforma y talud continental), además el acoplamiento de las dos placas que convergen es fuerte lo que dificulta la subducción de los sedimentos transportados por la placa oceánica, que se acumulan originando el prisma de acreción (acumulación caótica de rocas sedimentarias y metamórficas con fragmentos de la corteza oceánica, plegados y fracturados). Las rocas de pliegan y fracturan al ser comprimidas.

La subducción prolongada puede formar un prisma de acreción lo suficientemente grande (va aumentando de tamaño por acreción o adición de nuevas rocas procedentes de la fosa) como para elevarse por encima del nivel del mar formando una cordillera litoral. En esta situación, los sedimentos y las rocas de la plataforma continental sufren el empuje del prisma y se pliegan, emergiendo también de las aguas y sumándose a la cordillera litoral. La plataforma continental ha desaparecido del margen activo y en su lugar aparece una cadena montañosa. Como en el margen continental se produce un intenso magmatismo, se instalan grandes rocas plutónicas de granodioritas en la zona del gigantesco prisma de acreción, que crece según progresa la orogenia. Los volcanes también hacen su aparición y arrojan lavas fluidas de carácter básico, fundamentalmente basálticas y andesíticas. Las rocas plegadas de la plataforma continental, ya emergidas, quedan tierra adentro y participan en pequeña escala del intenso magmatismo propio de estas cordilleras.

Los cinturones montañosos de tipo andino están compuestos por dos zonas aproximadamente paralelas. El segmento tierra adentro es el arco volcánico continental, formado por volcanes y grandes cuerpos intrusivos entremezclados con rocas metamórficas de alta temperatura. El segmento situado mar adentro es el prisma de acreción y está compuesto por sedimentos plegados, fallados y sometidos a metamorfismo, así como derrubios volcánicos.

Formación de una cordillera intercontinental o de tipo alpino

Cuando bajo el borde continental de una placa subduce una placa mixta, llegará un momento en que se habrá consumido toda la litosfera oceánica que hay entre los dos bloques continentales. Como la litosfera continental es gruesa y ligera no puede subducir y se produce el choque entre los dos continentes, los cuales se interpenetran y forman una masa continental única (obducción), originándose una nueva zona de subducción en otra parte. Como consecuencia de la obducción, los materiales sedimentarios situados entre ambos continentes se comprimen y se pliegan, originando una cordillera intercontinental como el Himalaya y los Alpes. Entre los dos continentes que han colisionado se distingue a veces una zona de sutura, en la que pueden encontrarse incrustaciones de fragmentos de litosfera oceánica que reciben el nombre de ofiolitas (rocas básicas y ultrabásicas que

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representan fragmentos de litosfera oceánica emplazados tectonicamente en masas continentales). El Himalaya se formó como consecuencia del choque entre la India y el continente asiático, al cual quedó incorporada; los Alpes se formaron por el desplazamiento de la placa africana hacia Europa.

Orógenos de arco insularSe localizan en aquellos márgenes en los que la litosfera oceánica subduce bajo

otra litosfera oceánica. A este grupo pertenecen las islas Mariana, las Filipinas o Japón.Son orógenos que aún se encuentran parcialmente sumergidos. El débil

acoplamiento entre las dos placas permite la subducción de los sedimentos oceánicos, que en consecuencia, no se apilan, dificultando el desarrollo del complejo subductivo. Por el contrario, la fosa en muy profunda, y la intensa actividad volcánica origina el arco de islas. Entre el arco de islas y el continente queda una pequeña cuenca oceánica: es una cuenca marginal. Con frecuencia, en la cuenca

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marginal tiene lugar un proceso de extensión del fondo oceánico similar al producido en las dorsales; recibe el nombre de extensión tras arco.

Deformaciones de las rocasUn estrato es una capa de materiales proveniente de los depósitos de sedimentos en la corteza terrestre, donde pueden aparecer fósiles, que guarda una relativa homogeneidad, al formarse en las mismas condiciones. Cada estrato está delimitado por dos superficies: la superior o techo y la inferior o muro. El grosor del estrato, que es variable, se conoce como potencia. Los estratos se superponen unos

a otros ordenadamente constituyendo lo que se conoce cono serie estratigráfica, que muestran datos reveladores de los acontecimientos del pasado de nuestro planeta.

Dirección y buzamiento: La dirección es el ángulo entre el norte magnético y una línea obtenida mediante la intersección de un estrato rocoso inclinado, o falla, con un plano horizontal. La dirección, o rumbo, se suele expresar como el valor de un ángulo en relación con el norte. Por ejemplo, (N 10ª E) significa que la línea de dirección se dirige 10º al este desde el norte. La dirección del estrato ilustrado es de aproximadamente 60º este.El buzamiento indica la inclinación del estrato y es el ángulo que forma la superficie del estrato con el plano horizontal, tomándose siempre el ángulo agudo; por tanto, puede variar entre 0º (estrato horizontal) y 90º (estrato vertical).

El buzamiento incluye tanto el valor del ángulo de inclinación como la dirección hacia la cual la roca está inclinada. En la figura, el ángulo de buzamiento del estrato rocoso es de 30º. Una buena manera de visualizar el buzamiento es imaginar que el agua descenderá siempre por la superficie rocosa según una línea paralela al buzamiento. La dirección de caída formará siempre un ángulo de 90º con la dirección.

Las rocas situadas en el interior terrestre se encuentran soportando la presión ejercida por los materiales situados sobre ellas: es la presión litostática (fuerzas no dirigidas: originadas por el empuje que ejercen sobre una roca determinada las rocas situadas a su alrededor) que actúa en todas direcciones, produciendo una disminución del volumen de la roca. Por otra parte, la dinámica de las placas litosféricas hace que las rocas puedan verse sometidas a esfuerzos dirigidos (presiones dirigidas) derivados del empuje tectónico, que tienden a extender o a comprimir las rocas. Como consecuencia, las rocas experimentan cambios en su forma, posición o volumen llamados deformaciones.

Las fuerzas dirigidas son fuerzas que actúan en una dirección predominante y producen:

Tensión, tracción o distensión, que se da cuando dos fuerzas actúan sobre una roca con la misma dirección pero en sentido contrario (opuestas), y son divergentes.

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Compresión, que tiene lugar cuando dos fuerzas convergentes actúan sobre una roca con la misma dirección, en sentido contrario. (Fuerzas opuestas y convergentes)

Cizalladura, producida por un par de fuerzas no alineadas que actúan en sentido contrario. (Fuerzas paralelas tanto convergentes como divergentes).

Torsión, generada por la acción de fuerzas rotacionales.Las fuerzas horizontales que actúan sobre los materiales terrestres son las causantes

de la formación de las grandes cordilleras de plegamiento (movimientos orogénicos), así como de la deriva continental y creación de nuevos océanos.Tipos de deformaciones:

Los materiales pueden experimentar tres tipos de deformaciones: Elástica. En la que el material se deforma al ser sometido a un esfuerzo, pero

recupera su forma y volumen original cuando cesa el esfuerzo. Es, por tanto, una deformación transitoria y ocurre, por ejemplo, durante la propagación de las ondas sísmicas.

Plástica o dúctil. La roca se deforma sin romperse, pero de manera permanente, es decir, al cesar el esfuerzo no recupera su forma original. Si la fuerza actúa durante más tiempo o aumenta de intensidad, la deformación se hace permanente y las rocas ya no recuperan su forma inicial aunque cesen los esfuerzos.

Por rotura. En la que el esfuerzo hace perder la coherencia interna del material y este se fractura. Se produce cuando se sobrepasa el límite de plasticidad de los materiales.

Al aplicar a un material cualquiera un esfuerzo, en un primer momento adquirirá una deformación elástica, recuperable, pero si se continúa ejerciendo la presión con mayor intensidad, podrá deformarse de manera permanente e incluso fracturarse. Esto se analiza mediante las curvas de esfuerzo-deformación que expresan el tipo de deformación que adquiere un material determinado (una roca) al aplicarle un esfuerzo progresivamente mayor. La deformación inicial es elástica hasta que se supera el denominado límite elástico que será diferente en cada

material o roca. A partir de ahí se produce deformación plástica, y llegado un determinado momento tiene lugar la fragmentación, que supone haber superado el límite de rotura del material o roca.

Factores que influyen en la deformación:Las deformaciones que se producen dependen de las características de las rocas.

Así, la arcilla ofrece un comportamiento más plástico que el granito.Sin embargo, una misma roca puede tener comportamientos diferentes en función de

la temperatura, la presión litostática y la presencia de agua u otros fluidos. El incremento de cualquiera de ellos favorece el comportamiento plástico de las rocas. Esto permite que el granito, la caliza u otras rocas que en un ambiente seco y a presiones y temperaturas de la superficie terrestre no se deforman plásticamente, puedan hacerlo en las condiciones que reinan a una cierta profundidad.

El tiempo durante el cual actúa un esfuerzo es otro factor que condiciona la respuesta de los materiales. Así, una roca rígida sometida de manera prolongada a un determinado esfuerzo puede comportarse plásticamente.

Por tanto, las fuerzas horizontales que actúan sobre la litosfera, producen en las rocas dos tipos de deformaciones permanentes: deformaciones plásticas o pliegues y roturas o fracturas.

Deformaciones plásticas: Pliegues

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Los pliegues son deformaciones plásticas, en forma de ondulaciones o flexiones, producidas por las fuerzas orogénicas en rocas estratificadas, es decir, sedimentarias y metamórficas. Implican un comportamiento plástico de las rocas que han sido sometidas a esfuerzos compresivos. Se producen cuando una serie de estratos inicialmente horizontales son curvados por la acción de fuerzas de compresión generalmente horizontales. La asociación de pliegues da lugar a las grandes cordilleras de plegamiento como los Pirineos, Sierra Nevada, los Alpes, etc.

Para describir la disposición de los estratos, se utilizan dos medidas: Dirección. Es el ángulo que forma una horizontal contenida en el estrato con la línea

norte-sur. Buzamiento. Es el ángulo que forma la superficie del estrato con un plano

horizontal.Los elementos o partes de un pliegue son:

Charnelas: Puntos de máxima curvatura de cada capa o estrato de un pliegue. Es la línea que une los puntos de máxima curvatura del plegue, donde se produce la separación de éste en dos flancos.

Plano axial: Plano que pasa por las charnelas de todas las capas del pliegue. Divide al pliegue en dos mitades tan simétricas como sea posible.

Eje del pliegue: Línea de intersección del plano axial con la superficie del terreno (o con la charnela); indica la dirección del pliegue.

Flancos: Son cada uno de los lados del pliegue. La inclinación de las capas en los flancos es el buzamiento del flanco, y puede ser diferente para cada uno de ellos.

Cabeceo: es el ángulo que forma el eje del pliegue con una línea horizontal contenida en el plano axial

Núcleo: es la parte más interna del pliegue. La cresta: es la zona más alta de un pliegue

convexo hacia arriba, generalmente se sitúa en la charnela.

El valle: es la zona más baja de un pliegue cóncavo hacia arriba.

Tipos de pliegues:Según la geometría del plano axial:

Simétricos. si el plano axial es vertical y divide al pliegue en dos mitades iguales Asimétricos, si el plano axial forma un cierto ángulo con la vertical (que se

denomina vergencia del pliegue) pero los flancos mantienen buzamientos opuestos. Tumbado, si el plano axial tiene una vergencia del orden de 45º o mayor, y los dos

flancos buzan en el mismo sentido, denominándose flanco inverso a aquel cuya posición queda invertida con respecto a la original.

Acostado, cuando los dos flancos son paralelos y el plano axial es prácticamente horizontal.

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Según la geometría de las capas: Monoclinal. Si las capas se inclinan en un solo sentido, sin llegar a recuperar esa

inclinación en sentido contrario. Antiforme. Pliegues con la convexidad dirigida hacia arriba (concavidad hacia

abajo), o sea con forma de A; con forma de bóveda. Si además sabemos que en el núcleo aparecen los materiales más antiguos, se denomina anticlinal.

Sinforme. Pliegues con la convexidad hacia abajo (concavidad hacia arriba), o sea con forma de V o cubeta. Si además en el núcleo encontramos los materiales más modernos, se trata de un sinclinal.Sin embargo, muchas veces

sobre el terreno es difícil apreciar la forma de un pliegue como ocurre, por ejemplo, cuando ha sido arrasado por la erosión. Por eso el mejor criterio para reconocer los pliegues es la disposición relativa de los estratos que lo forman: en los anticlinales, los estratos más antiguos ocupan el centro del pliegue y los estratos modernos ocupan los flancos; los sinclinales se reconocen por la presencia de los estratos modernos en el centro y de los antiguos en los flancos.

Cuando la fuerza que actúa sobre los estratos es más intensa en una dirección que en otra, el pliegue es empujado en dicha dirección y uno de sus flancos se estira, adelgaza y puede llegar a romperse, produciéndose un pliegue-falla .

Algunas veces, la fuerza es tan intensa que el flanco superior se desliza sobre el flanco inferior y lo cubre originándose una estructura, denominada cabalgamiento; donde aparecen estratos más antiguos sobre otros más modernos. Cuando el cabalgamiento es muy extenso, superior a 5 km, recibe el nombre de manto de corrimiento.

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Deformaciones por rotura: las facturasClases de fracturas : Las fracturas son deformaciones por rotura que sufren los materiales cuando las fuerzas que actúan sobre ellos son tan intensas que sobrepasan su límite de rotura. Se dan en todo tipo de rocas, tanto estratificadas como no estratificadas. En función del movimiento relativo de los bloques en que queda dividido el terreno como consecuencia de la ruptura, se distinguen dos tipos de fracturas: diaclasas y fallas.

1. Diaclasas: Son fracturas de las rocas en las que los bloques no se desplazan uno con respecto al otro,o, si lo hacen, es ensanchando la fractura para formar una grieta más abierta. Las diaclasas pueden originarse al mismo tiempo que la roca en la que se encuentran. Por ejemplo, las grietas de desecación que presentan las arcillas, o las grietas poligonales que se forman en los basaltos al solidificar (disyunción columnar). En otros casos, las diaclasas se forman con posterioridad a las rocas afectadas. Por ejemplo, las que aparecen en las charnelas de los anticlinales.

2. Fallas: Son fracturas en las que hay desplazamiento de uno de los bloques fracturados respecto al otro; el desplazamiento puede producirse en cualquier dirección del espacio.Elementos de una falla : Los elementos de una falla son tres:1. Plano de falla: Es la superficie de factura sobre la cual se ha realizado el desplazamiento

relativo de los bloques. La dirección y el buzamiento de una falla son la dirección y buzamiento del plano de falla.

2. Labios de falla: Son los bloques que se desplazan. Si hay desplazamiento vertical, el bloque superior es el labio elevado, y el inferior, el labio hundido.

3. Salto de falla: Es la distancia en vertical entre dos puntos que estaban unidos antes de producirse la fractura.

Clases de fallas : Las fallas, según la posición del plano de falla y el sentido en que se han desplazado los bloques, pueden ser de tres clases:1. Falla normal: El desplazamiento de los

bloques se produce fundamentalmente en la vertical, y el plano de falla se inclina o buza hacia el labio hundido; se produce por hundimiento del bloque más bajo. Reciben también el nombre de fallas de extensión o distensivas, porque tienen lugar como respuesta a esfuerzos de tracción o distensión de las rocas. Como consecuencia, hay un aumento de la

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superficie del terreno. Un caso especial es la falla vertical, en que el plano de falla es vertical.

2. Falla inversa: Los bloques se mueven también fundamentalmente en la vertical, y el plano de falla se inclina o buza hacia el labio levantado; se produce por elevación del bloque más alto. Se origina como respuesta a esfuerzos de compresión. Como consecuencia hay una disminución de la superficie del terreno. En el caso de que el plano de falla esté casi horizonta (buzamiento pequeño)l, el bloque elevado cubre gran parte del bloque hundido y se origina un cabalgamiento, de modo semejante a lo que ocurre en los pliegues-falla ya que en ellos la falla que se forma es inversa.

3. Falla de dirección o de desgarre: El desplazamiento relativo dr los bloques se produce en la horizontal, no hay desplazamiento vertical. Están originadas por esfuerzos de cizalla. El plano de falla puede ser vertical o inclinado.

Sistemas de fallas: Las fallas no suelen presentarse aisladas sino formando asociaciones o sistemas de fallas que, generalmente, están constituidas por fallas escalonadas, originando dos importantes accidentes tectónicos:1. Macizo tectónico o horst: Sistema de fallas

en el que el bloque central es elevado y se desciende escalonadamente hacia los lados. Ejemplos típicos son la Sierra de Guadarrama y los Montes de Toledo.

2. Fosa tectónica o graben: Sistema de fallas en el que el bloque central está hundido y se asciende escalonadamente hacia los lados. Ejemplos típicos son la fosa del Tajo y la depresión del Ebro.

Con frecuencia ambos tipos de estructuras se dan asociadas.

Dinámica litosférica. Tectónica de Placas

1.- Que se entiende por deriva continental? Explica la variación de la posición de los continentes en los últimos 200 millones de años.2.- Para reconstruir la Pangea, Wegener añadió la plataforma continental a los continentes geográficos actuales. Está justificado hacerlo así? Por qué?3.-Actualmente existen antiguas cordilleras de plegamiento, situadas en el este de Australia, que tienen la misma edad y características que otras localizadas en Sudáfrica y en Argentina. Sabrías explicar la causa de dichas coincidencias?4.- De acuerdo con las teorías evolucionistas, ¿por qué no sería posible explicar la distribución de Lystrosaurus y Mesosaurus si los continentes hubieran permanecido en su disposición actual?

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5.- ¿Qué analogías y diferencias pueden establecerse entre el comportamiento de unos bloques de madera flotando en el agua y el de la elevación y descenso de la litosfera defendido por la teoría de la isostasia?6.- ¿Cómo puede explicarse que una capa rígida, como la litosfera, situada sobre los materiales sólidos de la astenosfera, presente cierta capacidad para arquearse al ser sobrecargada?7.- Hasta el nacimiento de la teoría de la tectónica de placas, los geólogos defendían la existencia de “puentes continentales”, hoy supuestamente hundidos, que unirían en el pasado los continentes actuales y a través de los cuales se produciría el intercambio de flora y fauna. Así explicaban la presencia de los mismos organismos en lugares hoy muy separados. Wegener consideraba que esos puentes no habían existido y que no habían podido desaparecer por hundimiento ya que la corteza continental es menos densa que los materiales situados bajo ella. ¿Consideras correcta la opinión de Wegener? ¿La teoría de la isostasia da o quita la razón a Wegener?8.- Observa o mapa da distribución dos límites das placas litosféricas e compárao co mapa da distribución dos terremotos , volcáns e cordilleiras recentes. ¿Que conclusión optes desta observación? ¿por qué coinciden?9.- No seguinte esquema móstranse os límites e movementos relativos as 8 grandes placas nas que se encontra dividida a litosfera. Existen tamén placas menores como a placa Arábiga, a placa de

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Cocos, a placa do Caribe e a placa Filipina, e subplacas como a Iraní e a Península Ibérica.

a) Que movemento relativo dase entre as placas dos seguintes casos: - Pacífica e de Nazca; - de Nazca e Sudamericana.b) Define os diferentes tipos de bordos das placas. Indica as placas que se aproximan

entre sí, e as que se separan.c) Como se chama o límite entre a placa Sudamericana e a placa Africana? e entre a

Pacífica e a Euroasiática? d) Os límites entre placas litosféricas non sempre coinciden cos bordos océano-

continente. As costas dos continentes que son á súa vez límites entre placas teñen unha actividade xeolóxica completamente distinta á das costas que están situadas no interior dunha placa. Por exemplo, a costa occidental de America do Sur presenta unha intensa actividade sísmica e volcánica (marxe activa). Sen embargo, a costa oriental non presenta ningunha actividade (marxe estable). Como é a costa occidental de África? Podes indicar como é o bordo pacífico de Asia? Hai volcáns e terremotos nas costas australianas? Por que?

e) Por que os volcáns de America do Sur están aliñados ó longo da costa pacífica e non da atlántica? ¿Que se entende por márxenes continentais activos e pasivos?

f) Sabes por que hai illas volcánicas no centro do océano Atlántico?g) Podes indicar por que son tan frecuentes os terremotos en Turquia?h) Localica no mapa : un arco isla, unha falla transformante, un punto triple que

separe tres placas litosféricas.10.- As fosas oceánicas marcan límites converxentes de placas. Este mapa amosa as fosas máis profundas da Terra.

a) Indica cales son as que superan os 10.000 metros.

b) Cita tres fosas que estean situadas en arquipélagos e explica por que nestas illas hai tanta actividade volcánica.

11.- Indica si son verdaderas o falsas estas afirmaciones: El gradiente geotérmico:

a) En zonas estables es de unos 30 ºC/km de profundidad.

b) Es variable.

c) Es una medida de calor que se libera en cada punto de la superficie de la Tierra.

12.- ¿Cuál de estos métodos de transporte calorífico predomina en la corteza terrestre?

a) Convección b) Radiación. c) Conducción d) Acreción13.- ¿Cuál de las siguientes rocas es más abundante en el manto terrestre?

a) Peridotita. b) Granito c) Basalto d) Gabro15.- Las corrientes de convección procedentes del manto terrestre:

a) Ascienden en las dorsales y en las zonas de subducción.b) Ascienden en las zonas de subducción y en los bordes deslizantes o neutros.c) Ascienden en las dorsales y descienden en las zonas de subducción.d) Ascienden en las zonas de subducción y descienden en los bordes deslizantes.

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16.- De los lugares señalados en el dibujo con una letra, cuáles son bordes de placa y cuáles no? Qué tipo de borde es cada uno de ellos?Qué se entiende por márgenes continentales activos y pasivos? Indica la relación entre ambos tipos de márgenes y la tectónica de placas.17.- Fíxate no debuxo e sinala:

a) as zonas onde as placas se separan e a estructura que se orixina

b) as zonas onde chocan e que fenómenos xeolóxicos se producen.

c) os límites nos que hai rozamento e as estructuras que se forman

d) A faia de San Andrés es la causa de los terremotos que, con frecuencia, sacuden San Francisco y otras zonas de California. De qué tipo de borde se trata y qué placas limitan en él?

18- De estas afirmaciones, ¿cuáles son verdaderas y cuáles falsas?

a) Una placa litosférica es un fragmento de litosfera.

b) Se crean en las dorsales y se destruyen en las zonas de subducción.

c) Están constituidas por parte del manto superior y por corteza.

19.- Explica o proceso da formación dun océano

20.- Observa las edades de las rocas del fondo del Atlántico. En dónde se sitúan los fondos de menor edad? En dónde los más antiguos? Se distribuyen simétricamente con respecto a la dorsal atlántica? Cuál es la causa? Por que no se encontraron fondos oceánicos con más de 180 millones de años?

21.- ¿Cómo se relaciona el proceso de deriva continental con el de formación de un nuevo océano o ampliación de un océano ya existente?22.- A partir de los datos que aparecen en la figura, calcula la velocidad de expansión del fondo oceánico en el Atlántico norte durante los dos últimos millones de años. Debe tenerse en cuenta que se forma litosfera oceánica a uno y otro lado de la dorsal.

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23.- Indica si son verdaderas o falsas estas afirmaciones:

a) Una falla de transformación es un límite de placa divergente.

b) Una zona de subducción es un límite de deslizamiento lateral.

c) Una dorsal es un límite de placa convergente.

d) Las placas litosféricas son grandes fragmentos en que está dividida la corteza terrestre.

e) La astenosfera es una capa líquida, sobre la que flota la corteza.

f) La litosfera oceánica se genera en las dorsales, y se destruye en las fosas oceánicas.

g) Los bordes de las placas litosféricas coinciden con las principales zonas inestables de la Tierra.

24.- ¿En qué lugares de la litosfera no se crea ni se destruye material?

a) En los bordes distensivos.

b) En los bordes compresivos.

c) En los bordes deslizantes.

d) En los puntos calientes.

25.- En la proximidad de una dorsal, los sedimentos son:

a) Desde muy antiguos en la base hasta muy modernos y con poco espesor.

b) Muy modernos y con poco espesor.

c) Desde muy antiguos hasta muy modernos y con gran espesor.

d) Muy antiguos y con poco espesor.

26.- ¿Por qué el material que asciende desde el manto, como la peridotita, se funde al llegar a la superficie terrestre o cerca de ella?

a) Porque ya estaba en estado líquido.b) La peridotita no se funde.c) Debido a la existencia de grietas y fallas (descenso de presión).d) A causa de la subducción.

27.- ¿Por qué la corteza oceánica de la Tierra es relativamente reciente en comparación con la corteza continental?28.- Razona si la siguiente afirmación es correcta y, en caso de ser incorrecta total o parcialmente, redáctala de forma adecuada:

“ Las dorsales oceánicas actuales son similares a grandes cordilleras sumergidas que, a veces, emergen por encima del nivel del mar (caso de Islandia). Están constituidas por rocas volcánicas recientes y en ellas predominan fuerzas de carácter compresivo”.29.- ¿Qué procesos pueden hacer cambiar la forma o el tamaño de una placa litosférica?30.- Explica las teorías sobre el mecanismo impulsor de las placas litosféricas.31.- Los siguientes procesos están relacionados con los bordes de las placas. Separa en dos columnas aquellos que se producen en zonas de subducción de los que se producen en las dorsales:

1. Se forman profundas fosas oceánicas.2. dos placas colisionan.3. Es el lugar de inicio de la expansión del fondo del océano.4. El magma procedente de la astenosfera solidifica formando nueva corteza

oceánica.5. El magma es de naturaleza básica (Basaltos).6. El magma es de acidez intermedia.7. La litosfera oceánica se introduce hacia la astenosfera donde es destruida.8. Se producen terremotos que pueden tener hipocentros muy profundos.9. Las placas se separan y se desplazan en sentidos contrarios.10.Se producen terremotos con hipocentros muy superficiales.-

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32.- Bajo las dorsales oceánicas se ha observado una amortiguación de las ondas S; ¿cuál puede ser la explicación de este fenómeno?33.- ¿Cuál de estos archipiélagos se ha formado según la teoría del “punto caliente”?

a) Azores.

b) Filipinas.

c) Baleares.

d) Hawai.

34.- Indica si son verdaderas o falsas las siguientes afirmaciones. El Ciclo de Wilson:

a) Explica cómo evolucionan las placas litosféricas.

b) Es una alternativa a la Tectónica de Placas.

c) Sucede regularmente aproximadamente cada 175 millones de años.

35.- El Ciclo de Wilson:

a) Relaciona los procesos ígneos, metamórficos y sedimentarios.

b) Explica cómo se generan y cómo desaparecen los océanos.

c) Supone una simplificación inadecuada para explicar los procesos orogénicos.

d) Sólo se puede aplicar cuando las placas son grandes y su evolución lineal.

36.- En los fondos oceánicos existen algunos conos volcánicos cuya superficie es plana y sus laderas muy escarpadas: son los guyots. El dibujo esquematiza el proceso de formación de un guyot. Explica cómo puede formarse y cuál es la causa de que su superficie sea plana. ¿Crees que la subsidencia térmica tendrá alguna influencia en este proceso?

37.- Las islas Tonga (islas volcánicas del océano Pacífico) presentan una gran actividad sísmica. El bloque diagrama representa las profundidades de los focos sísmicos en esta zona.a) ¿Habrá en las islas Tonga un límite de placa? ¿Por qué?b) En caso afirmativo, ¿qué tipo de límite tiene que ser? ¿En qué basas tu afirmación? Dibuja la disposición que puede tener la litosfera en este lugar.38.- El Japón tiene como sobrenombre “la tierra de los volcanes vivientes” y los historiadores cuentan que Tokio ha sido destruido por terremotos una vez cada siglo en los últimos 2.000 años. ¿Cómo se puede explicar una actividad sísmica y volcánica tan intensa?39.- Los mapas siguientes señalan la localización de terremotos en las décadas de los años sesenta y setenta. El a muestra los terremotos originados hasta 100 km de profundidad. En el b se señalan los terremotos producidos entre 100 y 700 km de profundidad.

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a) ¿Cuál es el origen de los terremotos profundos?

b) ¿Cuál es el origen de los terremotos superficiales?

40.- ¿Por qué Andalucía oriental es la zona de mayor riesgo sísmico de la Península Ibérica?41.- As illas que constitúen o arquipélago de Hawai, no Pacífico, están aliñadas ó longo de 2.400 km nunha dirección de NO a SE. Son os cumes de enormes volcáns creados por erupcións submarinas e emerxen desde unha profundidade de 5.000 m.Podes explicar por que o arquipélago está constituido por illas aliñadas?Podes determina-la dirección na que se despraza a placa? De onde

procede o magma que crea estas illas volcánicas

Axudándote do seguinte esquema, xustifica-las seguintes observacións:

As illas occidentais son máis antigas; e as orientais as máis recentes.

A actividade volcánica prodúcese nas illas máis orientais, e decrece ata desaparecer nas illas máis occidentais.

42.-Compara los fenómenos y estructuras geológicas asociados a un borde de subducción tipo chileno (Cordillera de los Andes) y a otro de tipo Marianas (Archipiélago del Japón).43.- Explica o proceso de formación dunha cordillera litoral ou perioceánica44.- El Himalaya se originó como consecuencia del choque de la placa Indoaustraliana contra la Eurasiática. Teniendo en cuenta las dimensiones y la estructura geológica actual de esta zona de la Tierra, describe el proceso de formación de esta cordillera según la tectónica de placas. Cómo se puede explicar que en el Himalaya, a más de 8.000 metros sobre el nivel del mar existan rocas con fósiles de animales marinos?45.- La ofiolita de Omán: La ofiolita de Omán es la mayor del mundo, con sus 500 km de longitud y sus 50 a 100 km de anchura a lo largo de la costa del golfo de Omán. Además los afloramientos son allí de una calidad excepcional a causa del clima desértico y por la ausencia de otra deformación tectónica que la debida a su colocación sobre el margen árabe. Pero sobre todo, a deferencia de todas las otras, ha escapado después de su obducción a las considerables deformaciones que acompañan a la colisión entre placas litosféricas continentales.

Las montañas de Omán pertenecen al conjunto de las cadenas alpinas e himaláyicas. Todas han surgido del acercamiento entre Eurasia y África y la India. La zona oceánica que separaba estos continentes ha sido progresivamente reabsorbida y solamente se conserva en estado de testigo: las ofiolitas. La subducción responsable de esta desaparición continuó hasta la colisión de los diferentes continentes; colisión de la que se ha librado el mar de Omán. En la actualidad se reabsorbe por subducción bajo Irán.

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Esta subducción conducirá de aquí a dos millones de años a la colisión de los dos continentes y al surgimiento de una cadena de montañas comparable a la de los Alpes, que aplastará bajo su masa a la más bella ofiolita del mundo.

a) ¿Qué son las ofiolitas? En consecuencia, ¿de qué rocas están formadas?b) ¿Qué interés tienen, desde el punto de vista geológico?c) ¿Qué placas (o subplacas) colisionarán cuando desaparezca por subducción

el mar de Omán? ¿Qué nombre recibe este fenómeno?

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