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MOVIMIENTO CONTINENTAL
TEORÍAS FIJISTAS
Durante el siglo xix y gran parte del siglo xx, la teoría predominante en Geología era la del contraccionismo. Según
esta teoría, la Tierra al enfriarse se contrae y, como consecuencia, se producen grandes plegamientos de la corteza.
Estos plegamientos van precedidos del depósito de enormes cantidades de sedimentos en unas depresiones
alargadas, denominadas
geosinclinales.
contraccionistas argumentaron que los continentes no se habían desplazado, sino que habían estado unidos
mediante puentes continentales, es decir, fragmentos de corteza continental hundidos en el océano. A partir de ese
momento, por la defensa de la inmovilidad de los continentes, al contraccionismo se le denominó FIJISMO.
TEORÍAS MOVILISTAS
La idea del movimiento de los continentes no comenzó a considerarse seriamente hasta que en 1915 el geofísico y
meteorólogo alemán Alfred Wegener (1880-1930) publicó su teoría de la deriva continental, en la obra titulada El
origen de los continentes y de los océanos.
Las pruebas enunciadas por Wegener fueron: geográficas, geológicas, paleontológicas y paleoclimáticas. Uno
de sus defensores fue Arthur Holmes (1890-1965), que propuso un mecanismo de corrientes de convección térmica
desde el interior que provocarían el movimiento horizontal de los continentes. Estas corrientes de convección
podrían proporcionar la fuerza necesaria para romper los continentes.
PALEOMAGNETISMO Y EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO
A partir de 1950, la idea de las traslaciones continentales se revitaliza como consecuencia de los estudios de
paleomagnetismo y de la exploración del fondo oceánico. Las rocas ricas en hierro tienen un magnetismo
fósil, impreso en ellas en el momento de su formación, que se denomina magnetismo natural remanente y que
es producido por el campo magnético terrestre. Este campo magnético presenta variaciones a lo largo del
tiempo, es lo que se conoce como variación secular, y las rocas que salen del interior terrestre adquieren el
magnetismo que tenga la Tierra en ese momento.
Los datos referidos a la magnetización de las rocas se pueden medir, mediante unos aparatos denominados
magnetómetros y, de esta manera, es posible saber el campo magnético existente en la Tierra en el momento
de formación de las rocas. Eses estudio se llama PALEOMAGNETISMO.
Estudiando, por ejemplo, la línea de la migración de los polos que se ha producido en Norteamérica y Europa se
observa que dichas líneas tienen trayectorias idénticas, pero separadas entre sí. No obstante, si se disponen los
continentes como se cree que se encontraban antes de abrirse el océano Atlántico, las líneas de migración
prácticamente se solapan. Se trata de otra prueba que apoya la deriva continental.
Realizando estudios topográficos se descubrieron amplias llanuras (llanuras abisales), cordilleras submarinas (dorsales
oceánicas) y, próximas a los continentes, alargadas depresiones (fosas oceánicas). En 1963 se descubrió la presencia de
bandas alternantes de anomalías magnéticas positivas y negativas a ambos lados de las dorsales oceánicas, que
interpretaron como franjas alternantes de material con magnetización normal e invertida. El estudio de este bandeo
magnético de los fondos oceánicos solo se puede explicar si se consideran las dorsales oceánicas como zonas por
donde se expulsa continuamente material fundido que, al enfriarse, se magnetiza en la dirección del campo
magnético terrestre existente en ese momento en la Tierra. Al expandirse el fondo oceánico, la banda de material
magnetizado recién formada se alejaría de la dorsal. Como la polaridad del campo magnético se invierte cada cierto
tiempo, las bandas paralelas a la dorsal quedarán magnetizadas alternativamente en posiciones opuestas.
LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS
Surgió a finales de la década de los años 60 del pasado siglo, y proponía que la parte más externa de la Tierra,
la LITOSFERA, que comprende la corteza y la parte superficial del manto, se encuentra fragmentada en
bloques o placas litosféricas, que continuamente se deslizan sobre una capa plástica, la ASTENOSFERA.
Hay tres tipos:
 Placas oceánicas. Están constituidas solamente por corteza oceánica.
 Placas mixtas. Están formadas por corteza continental y oceánica.
 Placas continentales. Están constituidas por corteza continental.
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TIPOS DE LÍMITES ENTRE PLACAS
LÍMITES DIVERGENTES, DISTENSIVOS O CONSTRUCTIVOS. Coinciden con las dorsales oceánicas, que
son los lugares por donde se fragmenta la litosfera, y el material del manto asciende por la grieta, saliendo
al exterior a ambos lados de las dorsales, creándose así nueva litosfera y expandiéndose el fondo
oceánico; de ahí proviene el nombre de límites constructivos. En las dorsales, las placas se desplazan en
sentidos contrarios, es decir, se separan; por esa razón se denominan también límites divergentes.
LÍMITES CONVERGENTES, COMPRESIVOS O DESTRUCTIVOS. Los límites convergentes se localizan en
zonas donde dos placas litosféricas se aproximan o convergen, de ahí el nombre de límites
convergentes; y se destruye litosfera, por lo que se llaman también límites destructivos. La
subducción es el fenómeno por el que una placa avanza hacia otra, doblándose e introduciéndose
debajo de ella. La zona donde esto ocurre se denomina zona de subducción.
SEGÚN EL TIPO DE PLACAS QUE COLISIONEN, LA CONVERGENCIA PUEDE SER
DE TRES TIPOS:
* Convergencia entre una placa continental y una oceánica.
En este tipo de límites, la placa oceánica, que es más densa que la continental, se hunde bajo esta
última. En la zona donde ocurre la subducción, que está cubierta por el océano, se origina una fosa
oceánica debido a la placa que subduce, y en el continente, se origina una cordillera paralela al borde de la placa continental. Este es el caso de la cordillera de los Andes y de las Montañas Rocosas.
* Convergencia entre dos placas oceánicas.
Al colisionar dos placas oceánicas, una de ellas subduce bajo la otra, generándose una fosa oceánica y un arco insular. En este caso, el prisma de acreción es mínimo o no existe.
Los arcos insulares son cadenas de islas de origen volcánico que se forman en el borde de la corteza que no subduce, como consecuencia de la fusión parcial de la corteza que subduce.
* Convergencia entre dos placas continentales.
Al producirse la colisión entre dos placas continentales, una vez subducida la litosfera oceánica que
existía entre ellas, al presentar ambas placas la misma densidad, no subduce ninguna de ellas.
La subducción de la litosfera oceánica puede provocar en un principio la formación de un arco de islas
volcánico, debido a la fusión de las rocas que subducen. Posteriormente, y una vez que desaparece la
parte de litosfera oceánica, se produce la colisión de los dos bloques continentales (obducción),
formándose una cordillera intracontinental, como la cordillera del Himalaya o la cordillera de los
Alpes
LÍMITES DESLIZANTES, CONSERVADORES O TRANSFORMANTES. En estos límites de placas no se
crea ni se destruye litosfera, denominándose de esta forma límites pasivos. Las placas que están en
contacto se desplazan lateralmente, en movimientos relativos con la misma dirección, pero en sentidos
opuestos, a lo largo de una falla transformante, produciendo fricción en la litosfera y generando
frecuentes terremotos.
TECTÓNICA DE PLACAS Y OROGÉNESIS
La orogénesis es el proceso por el cual se forman las cordilleras u orógenos que se pueden definir como
complejas edificaciones, asociadas a zonas de subducción. La energía que interviene en su formación es térmica y
mecánica. Ambas formas de energía actúan simultáneamente, aunque en unos orógenos predomina el aporte de
energía térmica, y en otros, la energía mecánica.
ORÓGENOS MECÁNICOS O TIPO ALPINOS
Este tipo de orógenos se forma cuando colisionan dos placas continentales. En este caso, la corteza continental,
debido a su baja densidad, no puede subducir, por lo que interpenetra con el otro continente (obducción),
originando una cordillera incluida entre ambos continentes. Presentan un escaso vulcanismo y forman cordilleras
intracontinental.
ORÓGENOS TÉRMICOS O ANDINOS
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Los orógenos térmicos se forman en los límites compresivos cuando, al confluir una placa continental y otra oceánica, se produce una subducción de esta, que es más densa, debajo de la placa
continental, la cual es menos densa.
Los orógenos así formados se denominan también cordilleras perioceánicas o pericontinentales,
donde hay volcanes y una sismicidad muy localizada. Un ejemplo de este tipo de orógenos es la
cordillera de los Andes.
CAUSAS DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS
IRRADIACIÓN
La Tierra posee un calor interno que irradia hacia la superficie y es el responsable de los procesos conectivos que tienen
lugar en el manto. Este calor se origina por el procedente del CALOR PRIMORDIAL y por la energía desprendida por la
desintegración de los elementos radiactivos del manto.
CONVECCIÓN
Actualmente, la tomografía sísmica ha demostrado que la convección se produce en todo el manto terrestre, como corrientes
caóticas. Las zonas de descenso de esas corrientes son lineales y coinciden con las zonas de subducción, mientras que los
ascensos se producen en forma de columnas de material caliente desde la interfase manto-núcleo, llamadas PLUMAS
CALIENTES.
EL CICLO DE WILSON
1. FRAGMENTACIÓN CONTINENTAL. El continente se fragmenta por acción de puntos calientes que abomban y
adelgazan la corteza hasta romperla, originándose un rift continental (como el Rift africano).
2. FORMACIÓN DE UN RIFT. En la línea de fragmentación se empieza a formar litosfera oceánica (borde
constructivo) que separa los fragmentos continentales. Si continúa la separación el rift es invadido por el mar y se
va transformando en una dorsal oceánica. Los continentes quedan separados por una pequeña cuenca oceánica
(como el actual mar Rojo).
3. FORMACIÓN DE UN MAR ESTRECHO.El proceso continúa y los continentes se separan progresivamente.
Entre ellos aparece una cuenca oceánica ancha, con una dorsal bien desarrollada (como el Océano Atlántico actual).
4. EXTENSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO. Cuando la cuenca oceánica alcanza cierto tamaño y es suficientemente
antigua, los bordes de contacto con los fragmentos continentales se vuelven fríos y densos y comienzan a hundirse
debajo de los continentes y se genera un borde de destrucción. En esta zona se origina una cadena montañosa que
va bordeando al continente (orógeno tipo andino, como la cordillera de los Andes). La corteza oceánica se desplaza
desde el borde constructivo al de destrucción como una cinta transportadora, por lo que la cuenca oceánica deja de
crecer (como el Océano Pacífico).
5. ROTURA DE LA PLACA Y SUBDUCCIÓN. Dada la forma esférica de la Tierra, otros bordes constructivos
pueden empujar a los fragmentos continentales en sentido contrario, con lo que la cuenca oceánica se va
estrechando (como en el Mar Mediterráneo).
6. COLISIÓN CONTINENTAL. Finalmente al desaparecer la cuenca oceánica las dos masas continentales chocas
(obducción) y se origina un continente único (supercontinente), y sobre la sutura que cierra el océano se forma una
cordillera (orógeno tipo himalayo, como la cordillera del Himalaya).
LAS DEFORMACIONES EN LAS ROCAS: PLIEGUES, DIACLASAS Y FALLAS
Consecuencia del desplazamiento de las placas litosféricas, además de las deformaciones que se producen a gran
escala, como la formación de cordilleras, es que se producen otras deformaciones de las rocas, como son los
pliegues, las fallas y las diaclasas.
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TIPOS DE DEFORMACIONES
 Deformación elástica. Al cesar el esfuerzo, la roca recupera su forma original. Si la fuerza aplicada a un
cuerpo elástico sobrepasa su límite de elasticidad, el material llegará a sufrir una deformación permanente
(plástica) o, incluso, se romperá.
 Deformación plástica. Cuando cesa el esfuerzo, la roca ya no recupera su estado original. Las
deformaciones plásticas se denominan pliegues.
 Rotura. Una vez sobrepasado el límite de plasticidad, se producen fracturas denominadas fallas y
diaclasas.
Las rocas pueden ser sometidas a los siguientes tipos de esfuerzos o fuerzas:
 Fuerzas no dirigidas. Son debidas a la presión litostática o de confinamiento. Estas fuerzas son
originadas por el peso de los materiales que la roca tiene encima de ella y actúan por igual en todas las
direcciones.
 Fuerzas dirigidas. Son fuerzas constantes que actúan en una dirección determinada. Estas fuerzas se
desarrollan típicamente en los planos de falla, debido a los movimientos de las placas.
LOS PLIEGUES
Los pliegues son deformaciones que afectan fundamentalmente a las rocas sedimentarias, y se pro¬ducen cuando
una serie de estratos originariamente horizontales son curvados por la acción de fuerzas compresivas.
TIPOS DE PLIEGUES
Los pliegues se pueden clasificar atendiendo a distintos criterios como, por ejemplo, los siguientes:
a) La disposición de los estratos del pliegue atendiendo a su antigüedad.
 Anticlinal: con los estratos más antiguos situados en el núcleo del pliegue.
 Sinclinal: con los estratos más jóvenes situados en el núcleo del pliegue.
b) La vergencia o inclinación del plano axial.
 Rectos: el plano axial es vertical.
 Inclinados: el plano axial forma con la horizontal cierto ángulo y los flancos se inclinan en sentidos
opuestos. El pliegue en rodilla o monoclinal es un pliegue inclinado en el que unos de los flancos es
subhorizontal.
 Tumbados: el plano axial inclinado y flancos con buzamiento en el mismo sentido.
 Acostados: el plano axial horizontal.
 Recumbentes: el plano axial que ha girado un ángulo mayor que 90° respecto a la posición original.
c) La intensidad del plegamiento que define el ángulo entre los flancos.
 Abiertos: el ángulo entre los flancos es mayor que 70°.
 Apretados: el ángulo entre los flancos es menor que 70°.
 Isoclinales: el ángulo entre los flancos es nulo, puesto que los flancos son paralelos.
d) Por el espesor de sus capas.
 Isopacos o concéntricos: el espesor de cada estrato no varía a lo largo del pliegue.
 Anisopacos o similares: el espesor es menor en los flancos y es mayor en la zona de charnela.
ASOCIACIONES DE PLIEGUES
En ocasiones, los pliegues no aparecen aislados, sino que se encuentran formando grupos de mayor o menor
dimensión. Las asociaciones de pliegues más frecuentes son:
a)
Isoclinorio: asociación de pliegues en la que los planos axiales son paralelos.
b)
Anticlinorio: asociación de pliegues en la que los planos axiales convergen hacia abajo.
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c)
d)
Sinclinorio: asociación de pliegues en la que los planos axiales convergen hacia arriba.
Mantos de plegamiento: asociación de pliegues tumbados y acostados, que se localizan en grandes
formaciones montañosas originadas durante la colisión de dos placas.
. LAS DIACLASAS
Las diaclasas son fracturas en las rocas que se ocasionan sin que exista un desplazamiento de los dos bloques
limitantes de la fractura. Pueden ser de dos tipos: abiertas y cerradas.
 Diaclasas abiertas. Son fisuras abiertas en forma de cuña, que pueden originarse por retracción, durante el
enfriamiento de un magma, por fuerzas tensionales asociadas al estiramiento de las rocas y por descompresión. Por
ejemplo, las que se forman en los lados convexos de los pliegues.
 Diaclasas cerradas. Son fisuras cerradas, originadas por fuerzas compresivas. Suelen aparecer asociadas a
los lados cóncavos de los pliegues.
FALLAS
Las fallas son fracturas de las rocas donde existe un desplazamiento de los bloques limitantes. Las fuerzas que las
originan pueden ser
HORIZONTALES, que a su vez pueden ser compresivas o distensivas
VERTICALES o litostáticas
TIPOS DE FALLAS
Se distinguen los siguientes tipos de fallas:
 Falla normal. Se origina por fuerzas distensivas; en ellas el plano de falla buza hacia el labio hundido, es decir,
que el plano de falla se sitúa debajo del labio hundido. Se llaman también fallas de gravedad, ya que el esfuerzo
máximo corresponde a la fuerza de la gravedad.
 Falla inversa. Se origina por fuerzas compresivas, en las que el plano de falla buza hacia el labio
levantado. Cuando el buzamiento es poco considerable, y el plano de falla está muy inclinado, se habla de
cabalgamiento, en el que el labio levantado cubre al hundido.
 Falla horizontal o de desgarre. El plano de falla es vertical y los labios de falla se desplazan horizontalmente. Las fallas transformantes localizadas en las dorsales son un tipo especial de fallas de desgarre.
Se denominan también fallas de dirección.
 Falla rotacional o en tijera. Se forma cuando uno de los labios gira respecto al otro alrededor de un eje.
ESTRUCTURAS MIXTAS
Frecuentemente se producen asociaciones entre pliegues y fallas, que pueden ser de varios tipos:
•
Pliegue-falla. Después de plegarse un material, si las fuerzas compresivas siguen actuando, pue¬de llegar
a superarse su límite de plasticidad y romperse, formando una falla.
•
Cabalgamiento. Si tras producirse un pliegue-falla, siguen actuando las fuerzas, una de las dos partes se
desplazará por encima de la otra.
•
Mantos de corrimiento. Son cabalgamientos de grandes dimensiones. El desplazamiento puede ser de
cientos de kilómetros, llegándose a desconectar una parte de la otra. A estos mantos se les suelen superponer
nuevos plegamientos y son frecuentes en las cordilleras de los Pirineos o los Alpes.
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FUTURO DE LA TECTÓNICA DE PLACAS
La teoría de la TECTÓNICA DE PLACAS es una teoría general que permite explicar la mayoría de los
fenómenos geológicos que se producen en la Tierra, desde la orogénesis a la distribución de volcanes y
terremotos, desde el magmatismo a la distribución de especies fósiles, y desde la localización de yacimientos
minerales hasta la historia del planeta.
La pregunta crucial actual es: ¿Cómo será la disposición de los continentes dentro de millones de años? ¿Serán
infinitos los movimientos continentales?
Los científicos opinan que, dentro de 150 millones de años, la geografía terrestre cambiará considerablemente y
respecto al movimiento continental Herman Pollack, geofísico de la Universidad de Chicago cifra el fin de la
tectónica de placas dentro de 2 000 millones de años, cuando la temperatura interior del planeta haya descendido
tanto, que cesará el movimiento en el manto y, por tanto, también cesará el movimiento de los continentes.
Por otra parte, las actividades sísmica y volcánica son dos de las manifestaciones más evidentes del movimiento
de las placas litosféricas, causantes de grandes catástrofes, que a lo largo de la historia han producido miles de
víctimas. En este sentido, es de gran importancia la predicción tanto de los terremotos como de las erupciones
volcánicas, que permitan la rápida evacuación de la población afectada.
La predicción de terremotos se basa en el estudio histórico de la frecuencia de los seísmos, la evaluación de los premonitores
sísmicos y, por supuesto, el estudio geológico de la zona que presenta el riesgo. En el caso de las erupciones volcánicas, la
predicción se basa principalmente en la vigilancia de los volcanes
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