ÍNDICE

− Introducción......................................................................................................Pág. 2

− 1.0.− Evolución histórica de las teorías geodinámicas......................................Pág. 3

− 2.0.− Ideas fundamentales de la tectónica de placas.........................................Pág. 5

− 3.0.− Naturaleza y procesos de los márgenes de placas.....................................Pág.7

− 3.1.− Márgenes de extensión o divergencia......................................................Pág. 7

− 3.2.− Márgenes de subducción o convergencia.................................................Pág. 9

− 3.3.− Márgenes de fractura, o deslizamiento horizontal..................................Pág. 10

− 4.0.− Orogénesis y volcanismo........................................................................Pág. 11

− 5.0.− Deriva de los continentes.......................................................................Pág. 17

− 6.0.− Mecanismo del movimiento de las placas..............................................Pág. 18

− Imágenes.........................................................................................................Pág. 20

− Conclusión − Opinión personal......................................................................Pág. 27

− Glosario..........................................................................................................Pág. 28

− Bibliografías consultadas................................................................................Pág. 35

INTRODUCCIÓN

La teoría de la tectónica de placas, llamada también de la tectónica global , parte

de la idea de la deriva de los continentes , cuya síntesis había realizado Wegener a comienzos de siglo.

Se puede resumir de la siguiente manera: el fondo de los océanos está recorrido por franjas longitudinales demontañas volcánicas basálticas, los dorsales oceánicos, con una fosa en medio, el rift. Bajo estas dorsales, lacorteza terrestre o litosfera, rígida y con un espesor de 50 a 100 km, presenta fisuras por donde asciendebasalto procedente de la astenosfera. Es ésta una capa subyacente de 700 a 800 km de espesor, recorrida porcorrientes de convección, motores de la deriva, que han provocado la rotura de la litosfera y el ascenso deenormes cantidades de basalto.

Este basalto separa paulatinamente ( algunos centímetros anuales según cálculos por satélites ) ambosfragmentados de litosfera, que constituyen sendas placas. Cada placa puede estar formada únicamente porbasalto solidificado, como enel centro del Pacífico, o bien soportar una masa continental esencialmentegranítica, de densidad inferior a la del basalto.

No son, pues, los continentes los que derivan, sino las placas, que se separan de las dorsales a la manera de lasalfombras rodantes. Así se forman y amplían los océanos. La corteza terrestre actual es un mosaico de seis

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placas principales. Al tener el globo dimensiones constantes, partes de las antiguas placas desaparecen en laastenosfera, hundiéndose bajo otra placa y siguiendo un plano inclinado en las zonas de subducción

Así se explican algunos fenómenos geomorfológicos capitales: las grandes fosas oceánicas, donde una placapuramente basáltica se hunde bajo otra que soporta o no un continente; la formación de cadenas montañosas,allí donde chocan dos placas portadoras de sendos continentes, y los terremotos más importantes, que seproducen en las zonas de subducción.

INTRODUCTION

The theory of the tectonic of plates, called also " of the tectonic global ", part of the idea of the " derives fromthe continents ", whose synthesis had accomplished Wegener around the beginning of century.

It can be summarized in the following way: the fund of the oceans is traveled by longitudinal striping ofvolcanic mountains basálticas, the dorsal oceanic, with a grave in the middle, the rift. Under these dorsal, theland bark or litosfera, rigid and with a thickness of 50 to 100 km, presents fissures by where ascends basaltooriginating from the astenosfera. It is this a underlying cap of 700 to 800 km of thickness, traveled by currentof convection, " motor " from the derives, that they have provoked the break of the litosfera and the ascent ofhuge quantities of basalto.

This basalto separates gradually ( some annual centimeters according to calculations by satellites ) bothfractional from litosfera, that constitute each plates. Each plate can be formed solely by basalto solidified, asenel center of the Pacific, or well to sustain a substantially granitic continental bulk, of inferior density to thatof basalto.

They are not, since, the continent those which derive, but the plates, that are separated from the dorsal to theway from the rolling carpets. Such be form and widen the oceans. The current land bark is a mosaic of sixprincipal plates. Upon having the globe constant dimensions, parts of the ancient plates disappear in theastenosfera, being sunk under other plate and continuing a plan inclined in the subduction zones

Such be explain some phenomena geomorfológicos capital: the large oceanic graves, where a plate purelybasáltica is sunk under other that sustains or not a continent; the mountainous chains training, there wherecrash two plates carrier of each continents, and the most important earthquakes, that are produced in thesubduction zones.

1.0 EVOLUCIÓN HISTÓRICA DE LAS TEORÍAS GEODINÁMICAS

Los accidentes visibles en la superficie de la Tierra ( Fig. 1.1 ), tales como grandes

Cadenas montañosas, simas oceánicas y grandes fracturas o fallas del terreno, dan testimonio de que ésta noes un cuerpo estático, sino que ha estado y está sujeta a una actividad continua. Las primeras ideas sobre laevolución de la Tierra se deben a J. Hutton

( 1726 − 1797 ), en su obra Theory of the Earth, publicada en 1795. En ella, la Tierra se considera como uncuerpo dinámico que funciona como una máquina térmica y se definen por primera vez los ciclos desedimentación, elevación por efecto del calor interno y erosión. Las ideas de los catastrofistas como G. Cuvier( 1769 − 1832 ), que postulaban periódicas convulsiones violentas de los continentes, fueron finalmentesuperadas en la interpretación uniformista de los procesos geológicos defendida por C. Lyell ( 1797 −

1875 ) en su obra Principles of Geology, publicada en 1830.

Esta interpretación propuesta originalmente por Hutton supone que los procesos que han dado origen a las

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montañas son los mismos que están hoy en operación. Una de las primeras hipótesis sobre el mecanismo queda origen a la formación de las montañas es la que se basa en el enfriamiento y contracción de la Tierra.Propuesta por primera vez por E. Beaumont y J. D. Dana a mediados del siglo pasado y desarrolladaposteriormente por C. Davison, en 1887, esta teoría recibió pronto una aceptación general y estuvo vigentehasta una época relativamente reciente. Según ella, el enfriamiento de la Tierra produce una contracción de suvolumen, causando tensiones horizontales en la región interior donde el enfriamiento es más rápido ycompresiones tangenciales en las capas exteriores, que dan origen a plegamientos y fracturas de los depósitossedimentarios. Según Jeffreys, el radio de la Tierra a lo largo de su historia geológica podía haber disminuidoen unos 90 km.

Hasta principios de este siglo se pensaba que la distribución de océanos y continentes había sido siempreesencialmente la misma, concibiéndose solamente movimientos verticales de levantamientos y hundimientos,para explicar los grandes espesores de sedimentos depositados en mares marginales y situados actualmente amiles de metros de altura. Sin embargo, ya en el siglo XVII, Francis Bacon hizo notar la correlación en laforma de las costas a ambos lados del Atlántico, lo que podía sugerir que hubieran estado alguna vez unidos.A finales del siglo XIX, Eduard Suess propuso la idea de que los continentes australes habían estado unidosen uno solo, habiéndose hundido más tarde la tierra que los unía. Estas ideas empezaron a cristalizar en laobra de F. B. Taylor, en 1910, y de manera definitiva en la de Alfred Wegener ( 1880 − 1930 ), publicada en1915

( Fig. 1.2 ). En esta obra se postula que en el pasado los distintos continentes han estado agrupados en unosolo al que se da el nombre de Pangea, fracturado y dispersado después por grandes movimientoshorizontales. Wegener añadió a la similitud en la apariencia de las costas, que sugieren que éstas encajan unascon otras como las piezas de un rompecabezas, toda clase de indicios geológicos para fundamentar estahipótesis, tales como la continuación a través de las costas de estructuras, formaciones, fósiles, situacionespaleoclimáticas, etc. Para explicar el movimiento horizontal de los continentes, supuso que éstos, formadospor un material rígido y menos denso ( SIAL ), se movían a través del material viscoso, aunque más denso (SIMA ), del manto, impulsados por la fuerza derivada de las mareas y de la rotación de la Tierra. Lasdificultades de orden físico para establecer este movimiento sin un mecanismo adecuado llevó a una fuerteoposición contra esta teoría, en especial de los geofísicos, siendo el más influyente entre ellos H. Jeffreys. Sinembargo, no le faltaron seguidores a Wegener, entre los que hay que destacar a A. du Toit, que publicó, en1937, una reconstrucción más exacta de los continentes del hemisferio sur, agrupados en el subcontinente deGondwanaland, que quedaba separado del subcontinente norte o Laurasia por el mar de Tetis. En 1938, A.Holmes propuso un mecanismo de convección térmica para explicar el movimiento horizontal de loscontinentes, con corrientes ascendentes en las zonas de separación y descendentes en las de colisión. Estemecanismo había sido ya propuesto por R. Schwinner, en 1919, y por G. Kirsch, en 1928, y está citado por elmismo Wegener en una de las últimas ediciones de su obra como una de las posibles causas deldesplazamiento de los continentes. La hipótesis de la existencia de corrientes de convección bajo la corteza,para explicar la formación de las montañas, es aún más antigua y se puede remontar a los trabajos de W.Hopkins, en 1830, y de O. Fisher, en 1881.

Entre 1940 y 1960, la deriva de los continentes era rechazada por una gran mayoría de geofísicos y geólogos,aunque se mantiene un grupo de seguidores. Entre estos últimos podemos destacar a S. W. Carey, geólogoaustraliano, quien en 1958 describe el mecanismo de dispersión de los continentes en una Tierra en expansión.Carey se adelantó a su tiempo al sugerir la rotación de los bloques de la corteza y proponer grandesmovimientos horizontales a lo largo de fallas transcurrentes. La hipótesis de una expansión de la Tierra paraexplicar la separación de los continentes había sido ya propuesta por B. Liendemann, en 1927, y por O. C.Hilgenberg, en 1933. En su forma más radical se supone que la capa siálica era originalmente continua sobretoda la superficie, lo que exige un valor inicial del radio terrestre de solamente unos 4000 km. En 1956, L.Egyed propuso una expansión uniforme con un aumento del radio terrestre de 0,5 mm por año. También deesta época son los estudios de F. A. Vening Meinesz ( 1887 − 1966 ), sobre la estructura de los arcos de islasy las anomalías gravimétricas asociadas a ellos que tendrán gran importancia en las nuevas teorías, y los de V.

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V. Belusov, que reduce fundamentalmente la tectónica a movimientos verticales de la corteza, sin adoptarnunca las nuevas teorías.

Esta era la situación en los años sesenta, cuando una nueva aportación de observaciones de prácticamentetodos los campos de la geofísica y geología, va a dar a una nueva concepción de la deriva de los continentes,bajo el nombre de la teoría de la tectónica de placas. Esta teoría se fundamenta principalmente en lasobservaciones de la topografía y edad de los sedimentos de los fondos oceánicos ( Fig. 1.3 ), de una másexacta localización de los epicentros y profundidades de los terremotos, su mecanismo y estructura develocidades y atenuaciones de las ondas sísmicas, la aportación del paleomagnetismo, el estudio de lasanomalías gravimétricas y magnéticas a escala regional, por sólo citar algunos datos. El primer paso hacia latectónica de placas lo constituye la teoría de la extensión del suelo oceánico, resultado de los trabajos degeología marina de H. Hess, y sus colaboradores, publicados hacia 1962. El nombre mismo de extensión delsuelo oceánico fue en realidad propuesto por R. S. Dietz, que junto con H. Menard, M. Ewing y B. Heezenestudiaron el fondo de los océanos en los años cincuenta, descubriendo la importancia de las dorsalesoceánicas y las zonas de fracturas. Hess, en su trabajo, expuso que el suelo del océano se crea a partir de lasdorsales oceánicas por la aportación de nuevo material, que aflora en la superficie procedente de corrientes deconvección térmica en el manto. La corteza oceánica que se crea en las dorsales desaparece debajo de loscontinentes en las zonas de arcos de islas, donde están situadas las corrientes descendientes de convección. Elmovimiento de los continentes se produce en este esquema, al ser arrastrados pasivamente por estemovimiento del material del manto.

La reconstrucción de la situación de los continentes en el pasado recibió un instrumento clave con eldesarrollo del paleomagnetismo. El estudio de la situación de los polos virtuales, a lo largo del tiempogeológico, para distintos continentes, demostró las distintas posiciones relativas que éstos han tenido en elpasado. K. Runcorn y D. Irving demostraron ya en 1956 que los polos de las rocas de distintas eras geológicasde Europa y América del Norte coincidían si se cerraba el océano Atlántico. El trabajo de McElhinny y J.Briden permitió reconstruir la posición de los continentes del hemisferio sur para cada época. Unareconstrucción puramente geométrica de todos los continentes, usando la línea barimétrica de 1000 m,realizada por E. Bullard, J. Everett y A. Smith, en 1965, demostró que su área se ha mantenido sensiblementeconstante a lo largo de la evolución geológica.

En 1929, M. Matuyama había propuesto la idea de la existencia de inversiones de polaridad del campomagnético terrestre, durante el Pleistoceno, para explicar las observaciones del magnetismo de las lavas enJapón. Estos resultados fueron confirmados en los años sesenta por A. Cox y otros autores, estableciéndoseuna secuencia de épocas de magnetismo normal e invertido. F. Vine y D. Matthews descubren, en 1963, lapresencia de bandas alternantes de anomalías magnéticas positivas y negativas a ambos lados de las dorsalesoceánicas, que interpretan a la luz de la teoría de la extensión del suelo oceánico, como formadas por franjasalternantes de material con magnetización normal e invertida de acuerdo con los datos del paleomagnetismo.

En 1965, J. T. Wilson, de la Universidad de Toronto, estudiando la naturaleza de las fracturas con movimientohorizontal que desplazan las crestas oceánicas, propuso el concepto de fallas de transformación, en las que elmovimiento es de sentido opuesto al de una falla transcurrente. Con este concepto conectó el movimiento enlas crestas oceánicas con el de subducción en los arcos de islas.

A partir de todas estas ideas, hacia 1967 y 1968, nace la teoría de la tectónica de placas con los trabajos de J.Morgan, X. Le Pichon y D. McKenzie, entre otros autores. En ella se postula la división de la corteza terrestreen un número de placas rígidas, de las que las más importantes son seis, que se desplazan con movimientoshorizontales que se pueden representar como rotaciones con respecto a un eje que pasa por el centro de laTierra. La parte rígida que es arrastrada en este movimiento se extiende hasta 100 km de profundidad y sedenomina litosfera. El trabajo de los sismólogos B. Isaacks, J. Oliver y L. R. Sykes demostró en 1968 que lateoría satisfacía las observaciones de la distribución de los terremotos, su profundidad y mecanismo. Ladistribución de terremotos coincide en su mayor parte con los bordes de las placas, estando situados los

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sismos profundos en las zonas de subducción. Las zonas postuladas de tensión y compresión coincidentambién con los datos del mecanismo de los terremotos. El resultado final de todas las observaciones fue elestablecimiento de las líneas generales de la tectónica global.

2.0 IDEAS FUNDAMENTALES DE LA TECTÓNICA DE PLACAS

La unidad de comportamiento mecánico lo forma la litosfera y no la corteza sola. La litosfera, está formadapor los primeros 100 km, incluyendo la corteza y parte del manto superior. El límite inferior de la litosferacorresponde a una isoterma de valor aproximado de 1300 ºC. El material por encima de ella estásuficientemente frío para comportarse de forma rígida, mientras que por debajo puede deformarse fácilmentedebido a su temperatura. La litosfera se comporta como una unidad rígida en contraste con la capa subyacente,la astenosfera, capa débil, y en estado de semifusión. Esta capa permite el desplazamiento sobre ella, oarrastrada por ella, de la litosfera a velocidades que oscilan entre 1 − 6 cm / año. La litosfera está dividida enuna serie de placas que incluyen parte de corteza continental y oceánica ( Fig. 2.1 ), de las que las másimportantes son seis: Pacífico, América, Eurasia, Australia − India, África y Antártida. A éstas hay que añadirlas placas menores de Nazca, Cocos, Filipinas, Caribe, Arabia, Somalia y Juan de Fuca. Placas dedimensiones aún menores son a veces denominadas subplacas o microplacas que pueden no ser del todoindependientes. El número de estas subplacas varía con las interpretaciones de los diversos autores. Sólo parala zona del Mediterráneo se han propuesto más de seis subplacas.

A pesar de la variedad de las placas, los tipos de contactos, márgenes o fronteras entre las placas se reducenfundamentalmente a tres: márgenes de divergencia o extensión, márgenes de convergencia o subducción ymárgenes de fractura de deslizamiento horizontal o de transformación. En los márgenes de divergencia oextensión, las placas se separan una de la otra, creándose en el espacio que resulta nueva litosfera de carácteroceánico. En las de convergencia o subducción, la litosfera de una placa se introduce en el manto por debajode la otra, produciéndose en estos márgenes una destrucción de litosfera. En los márgenes de fracturas, lasplacas se deslizan horizontalmente una con respecto a la otra sin que haya creación ni destrucción de litosfera( Fig. 2.2 ).

Desde el punto de vista de los bloques continentales, sus márgenes se dividen en dos tipos, activos y pasivos.Los márgenes activos son aquellos en los que la colisión con una placa oceánica produce una zona desubducción. El margen continental es a la vez un margen de placa. En los márgenes pasivos, el continente estáunido a una parte oceánica formando una misma placa, como por ejemplo, el margen oriental de América y eloccidental de Eurasia y África. En estos casos, el margen del continente queda alejado de un margen de placa.Este tipo de margen se forma al separarse dos continentes con la creación de la corteza oceánica entre ellos.Un margen pasivo se convierte en activo cuando la apertura del océano alcanza su máxima dimensión. Apartir de ese momento se activan los márgenes continentales consumiéndose en ellos la corteza oceánica.

El movimiento de las placas puede definirse de acuerdo con el teorema de Euler, por rotaciones en torno a uneje o polo que pasa por el centro de la Tierra. El problema geométrico del movimiento de las placas consisteen establecer los polos de rotación de cada una de ellas y su velocidad angular. A lo largo del proceso defracturación y traslación de las placas, la corteza continental permanece prácticamente constante en extensión,mientras la corteza oceánica se va renovando continuamente, creándose en los márgenes de extensión ydestruyéndose en los de convergencia. La actual división de los continentes es debida a una fracturación quecomienza hacia el periodo Triásico, hace unos doscientos millones de años. Antes de esta fracturación, loscontinentes estaban reunidos en un único bloque continental o continente primitivo, Pangea. Es bastanteprobable que con anterioridad a esta fracturación hayan existido otras, cuyos márgenes no tienen por quécoincidir con los actuales, pero las pruebas son difíciles de establecer. Durante este proceso que hemosdescrito se producen las fases de orogenia, que ocurren principalmente en los márgenes de las placas decolisión, por plegamiento de los sedimentos depositados en las plataformas continentales. Además de losmovimientos relativos de unas placas con respecto a otras, las posiciones de las distintas placas han variadomucho con respecto tanto al eje de rotación de la Tierra, como a sus polos magnéticos, a lo largo de la historia

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geológica. De esta forma se explican las situaciones climatológicas del pasado geológico, muy distintas de lasactuales y la aparente migración de los polos magnéticos.

Respecto al problema del movimiento absoluto de las placas, ha adquirido una gran importancia losfenómenos denominados como puntos calientes o plumas convectivas de material caliente del manto ( Fig.2.3 ). Estas plumas de material se extienden a través de todo el manto hasta posiblemente la frontera con elnúcleo. Debido a su gran profundidad son fenómenos muy estables que han podido permanecer constantes alo largo del tiempo geológico. La importancia de estos puntos calientes en la tectónica de placas fue puesta demanifiesto por Wilson y Morgan. Algunos de estos puntos calientes están situados cerca de un margen entreplacas, como el situado cerca de la isla de Tristán da Cunha y otros en el centro de una placa, como el deHawaii. El desplazamiento de la placa sobre el punto caliente estacionario deja una huella de una fila devolcanes, de la que sólo los últimos son activos. Esta hilera de volcanes permite establecer el movimientoabsoluto de la placa con respecto al punto caliente que se ha mantenido fijo. El conjunto de puntos calientespermite establecer un sistema de referencia, respecto al cual se puede referir el movimiento absoluto de lasplacas. Sin embargo, esto no es del todo claro, ya que algunos autores han encontrado movimientos relativosentre algunos de ellos. La estabilidad del sistema formado por los puntos calientes debe considerarse sólo enel sentido de que su desplazamiento es lento en comparación con el de las placas. Para Wilson, este sistemaestá formado por 60 puntos. Morgan ha reducido su número a 20, y Minster y Jordan a solamente 16, que hanestado activos por lo menos en los últimos diez millones de años.

3.0 NATURALEZA Y PROCESOS DE LOS MÁRGENES DE PLACAS

Los márgenes entre placas pueden reducirse a tres tipos. La litosfera que se crea en

los márgenes de divergencia se consume en los de convergencia, ya que la superficie de la Tierra es limitada yno puede crearse nueva litosfera en una zona si no se consume en otra. Además, para que este proceso seaposible es necesario que las placas se deslicen lateralmente en ciertos márgenes. Los procesos geofísicos quese dan en cada uno de estos tipos de márgenes son distintos. Nos fijaremos ahora brevemente para cada tipode margen en las observaciones sismológicas, gravimétricas, magnéticas y de flujo térmico.

3.1 MÁRGENES DE EXTENSIÓN O DIVERGENCIA

Un caso típico de este tipo de márgenes es el de una dorsal oceánica, como puede ser la de la cordillera Centro− Atlántica. Topográficamente, la dorsal está formada por una cadena montañosa de origen volcánico, encuyo centro se suele dar una depresión o valle de rift, aunque no siempre sea así ( Fig. 3.1.1 ). El grosor de lossedimentos marinos aumenta con la distancia al eje de la dorsal, así como su edad. Esto indica que la zona deextensión actúa como centro a partir del cual se va generando la nueva litosfera oceánica. Al separarse las dosplacas, el material fundido del manto surge en forma de lava a la superficie y se enfría incorporándose a lacorteza. Al continuar separándose las placas, este material va ocupando el espacio abierto, creándose nuevacorteza oceánica a partir del eje de la dorsal. Estas constituyen así una importante proporción de las zonasvolcánicas. Cuando en ellas el volcanismo es muy intenso pueden llegar a formarse nuevas islas.

Los datos sísmicos muestran que la distribución de epicentros está alineada en una franja estrecha que sigue eleje de la dorsal ( Fig. 3.1.2 ) con terremotos de magnitud moderada ( M < 6,5 ) y profundidad superficial ( h <30 km ). Estas alineaciones marcan, con asombrosa exactitud, la situación de las zonas de extensión a lo largode la superficie de los océanos. El mecanismo de los terremotos es predominantemente de fallas normales,correspondiendo a esfuerzos tensionales horizontales y perpendiculares al eje de las dorsales. En muchaspartes, la dorsal está interrumpida por una falla perpendicular a su eje debida a una cierta diferencia relativaen la velocidad de extensión. Estas fallas reciben el nombre de fallas de transformación o transformadas. Losvalores obtenidos para las velocidades de las ondas sísmicas bajo las dorsales indican una disminución dehasta un 20 por 100. Para el manto superior, las velocidades son entre 7,3 y 7,7 km / sg, valores que se debencomparar con los de aproximadamente 8 km / sg, en zonas oceánicas alejadas de las dorsales. Esta

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disminución se explica por el aumento de temperatura y presencia de numerosas fracturas en el materialdebajo de las dorsales. Esta situación explica también el que los valores del coeficiente de fricción interna Q−1 de las ondas sísmicas, a lo largo de las dorsales, sean más altos que los observados en regiones oceánicasfuera de las dorsales.

Las medidas de las anomalías de la gravedad a lo largo de líneas que cruzan las dorsales oceánicas muestranuna anomalía de Bouguer negativa muy extendida situada sobre su eje, indicando que el material calienteascendente del manto tiene una densidad menos que el más frío. El hecho de la forma suave de la curva indicaque la deficiencia de masa se extiende a bastante profundidad, aumentando el grosor de la astenosfera bajo eleje de la dorsal, sin que exista una verdadera raíz cortical que corresponda a la altura entre 3000 y 4000 m dela cresta oceánica sobre los planos abisales. Las anomalías de aire libre son suaves positivas o prácticamentenulas, indicando que en efecto, la elevación de la dorsal está compensada isostáticamente. Ambasobservaciones muestran que el mecanismo responsable de las cordilleras submarinas es de distinto carácter delde las montañas continentales, cuyas alturas están compensadas isostáticamente con mayores grosorescorticales. La compensación de las dorsales oceánicas es más profunda, afectando a toda la astenosfera concontrastes muy pequeños de densidad. Debajo de ellas la litosfera es delgada ( menos de 50 km ) y vaengrosando a medida que se separa de su eje.

Las anomalías magnéticas a lo largo de cortes transversales a las dorsales proporcionan una de las evidenciasmás claras del mecanismo de creación de nueva corteza oceánica. Estas anomalías presentan máximos ymínimos con valores de hasta 500 nT, alternativamente positivos y negativos, simétricos con respecto al eje dela dorsal. Sobre el plano, las anomalías están distribuidas en franjas alternantes de anomalías positivas ynegativas paralelas al eje de la dorsal. La única explicación posible de estas distribuciones es la de creación denueva corteza oceánica a partir de las dorsales, mientras se producen inversiones periódicas de la polaridaddel campo magnético terrestre, con lo que las rocas quedan magnetizadas en dirección alternante normal einvertida. La correlación de la anchura de estas bandas entre 30 y 50 km y la duración de las épocas entreinversiones del campo magnético, aproximadamente un millón de años, resultan en una velocidad de aperturaentre 1 y 6 cm / año, velocidad que coincide con la deducida por otros métodos para el desplazamiento de lasplacas. Un estudio más detallado de esta velocidad en distintas dorsales ha dado los siguientes resultados:Centro − Atlántica, 1 cm / año; Juan de Fuca, 2,9 cm / año; y Este del Pacífico, 4,4 cm / año. En la mayoría delas dorsales oceánicas se aprecian con mayor claridad las franjas de anomalías correspondientes a las últimasinversiones magnéticas.

Las medidas de flujo térmico en un corte a través de una dorsal oceánica presentan un rápido aumento cercade su eje. El máximo de flujo sobre la dorsal misma llega a valores de 300 m W / m2, es decir, varias veces elvalor normal medio en zonas no anómalas. La presencia de estos valores altos de flujo térmico evidencia lascorrientes ascendentes de material caliente del manto, a partir del cual se forma la nueva litosfera oceánica.

3.2 MÁRGENES DE SUBDUCCIÓN O CONVERGENCIA

Los márgenes de subducción marcan aquellos en los que las placas convergen unas contra otras. Estemovimiento obliga a una de ellas a introducirse por debajo de la otra, resultando que la litosfera se consume odestruye. Cuando una de las dos placas es de naturaleza continental, la placa oceánica es la que se introducepor debajo de la continental debido a la baja densidad de esta última, que opone una gran resistencia apenetrar en el manto de mayor densidad. De esta forma, la litosfera continental se ha conservadoprácticamente constante, mientras la oceánica se crea y se destruye. En los márgenes en que se intenta destruirla litosfera continental se produce un cambio en el sentido del movimiento y se hunde la placa oceánicaopuesta, o se produce un cambio en las características del margen de las placas. La estructura de un margen desubducción está representada esquemáticamente en la figura 3.1.1. En general, el frente de la placa buzantetiene una cierta curvatura penetrando desde la parte convexa. En muchos casos, el frente de margen desubducción se halla a cierta distancia de la costa continental, formando un arco de islas y existiendo entredicho arco y el continente una cuenca marina. Esta cuenca se forma a partir de un centro de extensión situado

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detrás ( parte cóncava ) del arco de islas, en el que se genera corteza oceánica de la misma manera que en unadorsal. El mecanismo de su formación no es bien conocido y se supone que el frente de subducción se separadel continente que permanece estacionario, dando origen a la cuenca marginal que ocupa el lugar que se vacreando entre ellos. Un ejemplo de esta situación es el mar de Japón. En otros casos, como en la costaoccidental de América del Sur, la zona de subducción está directamente adosada a la costa y la placa oceánicase introduce con un ángulo pequeño bajo la litosfera continental. Esta situación se produce por un movimientodel continente hacia el frente de subducción que impide la formación de una cuenca marginal.

En general, en las zonas de subducción, el hundimiento de la placa produce una pronunciada sima oceánica.Parte del material introducido en el manto asciende hacia la superficie formando zonas de volcanismo, si elfrente está muy separado de la costa, forma un arco de islas, como en la costa asiática del Pacífico. En casocontrario, aparece en el mismo continente, como a lo largo de la costa americana. Generalmente, la línea devolcanes, paralela a la fosa oceánica, está situada a unos 150 km por encima de la placa buzante. Laproducción de este fenómeno se supone que es debida a la migración hacia la superficie del material menosdenso contenido en la placa litosférica que ha penetrado dentro del manto; aunque su exacto mecanismo no estodavía del todo bien conocido.

Uno de los indicios más importantes de la existencia de estas placas de material litosférico introducidas en elmanto es la distribución de focos sísmicos en profundidad. Estos forman alineaciones desde la superficie hastaunos 700 km de profundidad con un ángulo con la horizontal que varía en inclinación, en muchos casos delorden de 45 º, y que se denominan zonas de Benioff. El espesor de la zona sísmica está limitado en general ala parte superior de la placa litosférica. El hecho de que su profundidad no pase de los 700 km indica que aesta profundidad la placa litosférica hundida en el manto ha perdido su rigidez y probablemente ha quedadoasimilada al material del manto. El mecanismo de los terremotos en la superficie es de fallas inversas, con laparte oceánica desplazándose bajo la continental y presiones horizontales y perpendiculares al frente del arco.En la zona donde la placa se dobla se producen en la superficie superior fallas de tensión, mientras que en lainferior éstas son de compresión. El interior de la capa buzante a profundidades medias está sometido atensiones a lo largo de la placa, mientras que en la parte más profunda lo está a compresiones, debido a laresistencia que opone el material del manto a la penetración de la placa. La distribución de velocidades yatenuaciones de las ondas sísmicas muestra que el material de la placa buzante es más consistente (velocidades altas y atenuaciones bajas ) que el de la región del manto en su entorno.

Las anomalías gravimétricas a lo largo de un corte transversal al margen de subducción muestran un mínimomuy pronunciado y abrupto sobre la sima oceánica, seguido por una anomalía positiva suave. Esta partepositiva de la anomalía se explica por el aumento en la densidad de la placa con la profundidad porcompactación del material en su interior. Esta anomalía positiva es la característica gravimétrica másimportante, mientras que la anomalía negativa, a pesar de su valor alto, responde a fenómenos mássuperficiales, tales como la formación de la sima oceánica y la fracturación del material de la litosferaoceánica en la zona donde empieza a doblarse hacia el interior.

Las anomalías magnéticas no ofrecen datos de especial interés en estas zonas. Los valores de flujo térmico sireflejan la estructura profunda de las placas buzantes, dando valores menores que la media. La disminución deflujo térmico es aquí debida a la presencia de la placa litosférica, más fría que el material del manto en el quese introduce.

3.3 MÁRGENES DE FRACTURA, O DESLIZAMIENTO HORIZONTAL

Desde hace mucho tiempo se conoce la existencia de grandes fallas de movimiento predominantementehorizontal, cuyo ejemplo más notable es la falla de San Andrés, en California. La explicación del movimientoen estas fallas no se hizo clara hasta el trabajo de J. T. Wilson, de 1965, en el que explicó su función y les dioel nombre de fallas de transformación. Una de las características que más impresionó a Wilson fue que enestas fallas el desplazamiento termina súbitamente a los dos extremos de la falla. La explicación ofrecida es

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que las fallas conectan zonas de extensión y subducción entre sí o unas con otras. Las fallas son necesariaspara explicar el movimiento de las placas, que no sería posible sin la existencia de este tipo de margen. Entodos los tipos, el movimiento horizontal se transforma en los extremos, bien en movimiento de expansión ode subducción, lo que explica su nombre. En la práctica, la situación no es tan, aunque existen ejemplos muyclaros: como la falla de San Andrés, que conecta dos zonas de extensión, y la del Caribe, que una las zonas desubducción del arco de las Antillas y de la costa de México.

Los terremotos en estas fallas llegan a tener magnitudes muy grandes ( M > 8 ), baste recordar el de SanFrancisco, ocurrido en la falla de San Andrés, en 1906, en el que la ruptura se extendió a más de 300 km, o losocurridos a lo largo de la falla Azores − Gibraltar. Su mecanismo es de fallas casi verticales de movimientohorizontal, es decir, de desgarre o salto en dirección ( Fig. 3.3.1 ). El sentido del movimiento, determinado enlos mecanismos de estos terremotos, coincide con el que corresponde al producido por el mecanismo detransformación, y no al de fallas transcurrentes que hubieran desplazado las dorsales. La presencia y sentidodel movimiento de estas fallas en las dorsales oceánicas se puede apreciar también en los desplazamientos delas franjas de las anomalías magnéticas.

4.0 OROGÉNESIS Y VOLCANISMO

Antes de la aparición de la tectónica de placas, la explicación de los procesos de orogénesis se vinculaba a lanoción de geosinclinal, introducida originalmente por J. D. Dana y J. Hall a mediados del siglo pasado. Elproceso de geosinclinal se suele dividir en una fase de tectonogénesis , en la que los sedimentos depositadossufren diversos plegamientos, y otra posterior de orogénesis propiamente dicha, producida por unlevantamiento epirogénico con nuevos plegamientos y fracturas. Al conjunto de todo este fenómeno se ledenomina fase orogénica. Estas fases están agrupadas en ciclos, de los que a lo largo de la historia geológicade la Tierra se distinguen tres: Caledoniano, Hercínico y Alpino.

La aplicación de la tectónica de placas ha llevado a una revisión radical de las ideas orogénicas. Muchosautores cuestionan hoy la utilidad del concepto mismo de geosinclinal, debido a la variedad de situaciones enlas diversas cadenas montañosas, que apenas presentan características comunes. Dentro del nuevo contexto sepuede decir que las orogénesis están asociadas a procesos en los márgenes de placas, en los que las rocasprovenientes de depósitos sedimentarios marginales son plegadas y fracturadas, produciéndose ademásfenómenos de magmatismo y volcanismo. En unos casos, la orogénesis se produce en la colisión de dosbordes continentales, cuando ha desaparecido la placa oceánica intermedia, y en otros, en la de unocontinental con uno oceánico. En el primer caso, los sedimentos depositados en ambas márgenes continentalessufren diversos grados de deformación, bajo la acción de fuerzas compresivas horizontales, que dan origen aplegamientos y fracturas y, en consecuencia, a acortamientos y engrosamientos de la corteza.

El ejemplo más impresionante de este primer tipo de orogenia es el de la cadena montañosa de los Himalayas,producida por la colisión de las placas continentales de India y Eurasia, y en la que los acortamientos de lacorteza se estiman en más de 300 km, y su grosor del orden de 60 km. El caso de los Alpes es distinto, en losque la orogénesis tiene lugar por la colisión repetida del margen sur de la placa de Eurasia con el promontorioAdriático ( península Itálica ), perteneciente a la placa de África, en el movimiento de cierre del antiguoMediterráneo. La situación es pues muy compleja. Se supone que una zona de subducción se ha formadohacia el sur, con penetración de la parte oceánica debajo del borde Adriático.

Un ejemplo del segundo caso, o sea, de la colisión de una placa oceánica con una continental, lo constituye laformación de la cordillera de los Andes. La colisión se produce entre el margen continental de la placa deAmérica del Sur y el de la placa oceánica de Nazca, que se desplaza hacia el este desde la dorsal del PacíficoOriental. Se produce aquí a lo largo del tiempo una serie de arcos volcánicos en la placa continental cada vezmás hacia el interior, con la ascensión del magma desde la placa que ha hecho subducción. Esta ascensión demagma produce un progresivo engrosamiento de la corteza y el plegamiento de los sedimentos. El resultadofinal es una ancha franja de cadenas montañosas con volcanismo activo, paralelas al margen de la placa, con

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un enorme engrosamiento de la corteza que llega a alcanzar unos 70 km.

Europa está atravesada por una increíble y compleja red de cordilleras, de acuerdo con Sullivan. " Lascordilleras son visibles bajo todas las resoluciones ", explicó. " Las cordilleras emparejadas son las máscomunes. Con una resolución mayor, las cordilleras que antes aparecían como rasgos individuales se revelancomo dobles ". Algunas de las cordilleras podrían haber sido formadas por la tensión en la helada corteza: amedida que dos placas se separan, material más caliente, procedente del interior, podría emerger y congelarseformando una cordillera. Otras podrían haberse formado por compresión: a medida que dos placas se empujanmutuamente, el material donde se produce el contacto podría deformarse para dar lugar a la cordillera.Además de los ríos de hielo y la tectónica, Greeley y Sullivan indicaron que algunas áreas de Europa parecenhaber sido modificadas por procesos desconocidos que los científicos está debatiendo todavía. Greeley declaróque algunas áreas, por ejemplo, parecen haber sido modificadas por la " erosión por sublimación ".

Las depresiones tectónicas intramontanas son una macroforma estructural resultante del levantamientodiferencial del sistema cordillerano andino. La orogenia levantó las cordilleras a la posición actual, mientrasque las depresiones fueron levantadas a una altitud menor. Las estructuras adquirieron sus geoformassimilares a las actuales con la orogenia andina del Plioceno.

El límite entre las cordilleras y las depresiones ocurre a lo largo de líneas estructurales, generalmente fallasinversas.

Poco antes del levantamiento mayor, en el sistema andino emergían parcialmente las cordilleras y algunasserranías, mientras que mares interiores ( " mediterráneos " ), ciénagas y pantanos ocupaban las depresionesque hoy conocemos como Magdalena −

− Cesar, Cauca − Patía, Atrato − San Juan y la Llanura de la Costa. En estos espacios se sedimentaron lasformaciones de los materiales procedentes de los relieves emergidos con distancias cortas de recorrido (formaciones epicontinentales ). En estas formaciones dominan los sedimentos detríticos gruesos ( gravillas,arenas ) y otros más finos ( limos y arcillas ).

Las depresiones intramontanas bordean paralelamente al sistema montañoso andino y son áreas sedimentariasdonde se acumula gran parte de los materiales traídos por los ríos desde los relieves más altos. Lasedimentación ha sido un proceso continuo, pero con intensidades diferentes, desde la conformación delsistema andino en el que se identifica, a nivel macro, un sistema de transferencia compuesto por las cordillerasque aportan los sedimentos, la red de drenaje (generalmente encañonada) que los transfiere y las áreas bajasdonde se depositan ( áreas de agradación ).

Es preciso recordar que en el territorio colombiano, la orogenia es un hecho relativamente reciente y aúnactual, por lo que ciertas dinámicas externas continúan operando, sea como respuesta a los eventos del pasadoo a los del presente: disección, transporte de sedimentos, torrencialidad, sedimentación, inundaciones.

En los Llanos Orientales, como depresión tectónica lateral al sistema andino, se cumplen, en general, lascondiciones estructurales y morfogénicas antes señaladas. Sin embargo, se trata esta unidad bajo el conceptode dominio Orinoqués por algunas especificidades relacionadas con las condiciones bioclimáticas del pasadoy actuales.

Otro fenómeno asociado a los procesos de los márgenes activos es el del volcanismo, que consiste en elafloramiento a la superficie de material fundido, procedente del interior, generalmente del manto superior. Elvolcanismo aparece tanto en los márgenes de extensión como en los de subducción. En el primer caso, en lasdorsales oceánicas, la mayor parte del volcanismo es submarino y sólo en algunos casos, como en Islandia,llega a la superficie creando islas de material volcánico. En las zonas de subducción, las líneas de volcanesson generalmente paralelas a su frente. Si éste está muy separado de la costa y el margen del continente se

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comporta pasivamente, el volcanismo produce un arco de islas, detrás del cual suele formarse una cuenca deextensión, como sucede en todo el margen oriental de Asia. Si el frente está muy cercano a la costa y elcontinente avanza hacia él, el volcanismo se produce dentro de la misma placa continental, como es el caso enel margen occidental de América Central y del Sur.

El volcanismo no está limitado a los márgenes de placas, sino que se produce también en su interior, comopuede verse en la figura 4.1. El ejemplo más claro de este fenómeno es el de las islas de Hawaii,prácticamente en el centro de la placa del Pacífico. Otros lo forman las islas volcánicas situadas en el margenpasivo de África, entre ellas las islas Canarias. Muchos de estos volcanes intra − placas están asociados apuntos calientes

( Fig. 4.2 ).

En las zonas del volcanismo, el flujo geotérmico es superior a la media y la litosfera es generalmente delgada,aunque en algunos casos ésta es relativamente gruesa, dándose una migración del magma a través de suinterior. El volcanismo asociado a puntos calientes está relacionado con la ascensión de magma procedente deplumas desde el manto inferior

( Fig. 4.3 ). En las dorsales o zonas del rift, el volcanismo está directamente relacionado con el mecanismo decreación de corteza oceánica y corresponden a corrientes de convección ascendentes. El volcanismo de laszonas de subducción está asociado a la penetración de la placa de litosfera oceánica dentro del manto. Enprincipio, la placa buzante es más fría que el material del manto que la rodea, por lo que directamente no es unmecanismo que produzca calor. La fricción entre esta placa y el manto no parece que sea suficiente, por lo quealgunos autores proponen mecanismos relacionados con cambios de fase en el material de la placa, paraoriginar el calor que produce la fusión parcial del material del manto por encima de ella.

La cámara magmática o reservorio se localiza a pocos kilómetros de profundidad bajo los centros eruptivos.El emplazamiento de magmas en determinados puntos, se debe a condiciones favorables que permiten elascenso del material, quizá de 60 o más kilómetros. El ascenso del magma es lento debido a las enormespresiones litostaticas ( litos = roca ) y no se realiza de una manera continua, los pulsos generados emplazanbolsas magmáticas en la profundidad; algunas de hasta un kilómetro de diámetro, las cuales puedenincrementar su volumen si hay aportes desde la profundidad. Algunas de éstas burbujas logran romper lapresión de las rocas y salen a la superficie formando volcanes nuevos como el Paricutín nacido en 1943 en elestado de Michoacán o salen a través de edificios volcánicos ya existentes. En ocasiones una burbuja se quedaatrapada en la profundidad y forma los llamados " batolitos " que son emplazamientos magmáticos yaenfriados y que por procesos de erosión son conocidos en la superficie.

Es desconocido el estado físico que prevalece en el interior de una cámara magmática. Debe, sin embargo,suponerse que las temperaturas prevalecientes alcanzan los 1000º C o más, y las presiones son de varioscientos, incluso miles de atmósferas. El estado de la materia en esas condiciones es poco conocido y aunquese han reproducido en el laboratorio algunas de las variables, lo cierto es que las dimensiones de una cámara yla complejidad del fenómeno físico − químico permanecen con un velo de incógnitas del máximo interéscientífico. Algunos de estos fenómenos de ascenso magmático suelen desembocar en erupciones gigantes.Esto ocurre cuando la burbuja es de dimensiones considerables y la condición de las rocas en una regiónpermite acumulaciones grandes de magma. En esa circunstancia puede formarse una caldera, que se producepor diferentes mecanismos; uno de ellos, según algunos autores, se debe al emplazamiento somero de unacámara de material viscoso; algunos de estos emplazamientos pueden tener 10 km de ancho. Otro mecanismose atribuye al gran fracturamiento que tiene un edificio volcánico y al vaciado de su cámara durante unaerupción. En esa condición el edifico mismo puede colapsarse.

Se han observado emisiones de lava, formación de domos ( levantamientos locales de origen volcánico ),explosiones, emisión de columnas de ceniza, gases, sismicidad entre las mas importantes. Cada una de estas

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fases disipa una energía importante, quizá el 80% corresponde al calor transportado por los fluidos masdensos como la lava. Otra parte corresponde a la energía cinética de los materiales expulsados durante unaerupción, la energía potencial se manifiesta a través de la deformación del nivel topográfico, la energíasísmica se disipa por eventos sísmicos o ruido continuo. Durante una erupción se generan ondas de presión enla atmósfera que cambian la presión ambiente o generan ondas sonoras importantes. Las medidas realizadaspor muchas regiones de la Tierra nos dicen que se disipan entre 0.4 y 8 microcalorías por cm2 / seg oequivalente a unos 60 milivatios por m2.

El francés Becquerel descubrió la radiactividad en 1896 y su transformación en calor por Pierre y MarieCurie, despejaron algunas incógnitas. Ahora es admitido que gran parte del calor del interior terrestre se debea la radiactividad de los elementos constituyentes de minerales y rocas y una parte menor al calor inicial de laformación del planeta.

Se pueden distinguir dos grupos grandes de presentación eruptiva: la lávica y la explosiva. Estos son dosmodelos generales de la manera en que los volcanes crecen o se destruyen; en la primera se produce undesborde de lava por un orificio o una fractura. Cuando la lava asciende por un empuje desde la cámara, laregión superior que se encuentra mas cerca de la superficie, puede fracturar el cono y simplementedesparramar por las laderas. Naturalmente este escurrimiento depende esencialmente de la composiciónquímica de la lava. No todo este material alcanzará la superficie. Una parte permanece en la profundidad y aesas formaciones se les conoce como rocas plutónicas, el granito por ejemplo, proviene de un magma que nollegó a la superficie y que ha cristalizado en la profundidad.

Una erupción explosiva, se caracteriza por la súbita expansión de los gases contenidos en la cámaramagmática y que se generan por un desequilibrio favorecido por la presencia de fluidos como vapor de agua,aumenta considerablemente la explosividad del magma.

Sismología de volcanes

A lo largo del denominado Cinturón de Fuego del Pacífico se encuentran distribuidos numerosos volcanesactivos que son resultado de la interacción de diversas placas tectónicas. Otra consecuencia de este procesodinámico lo constituye la generación de una gran cantidad de sismos, mismos que muchas veces puedenalcanzar magnitudes catastróficas.

Un claro ejemplo de este proceso lo encontramos en el Japón, donde 46 volcanes activos tienen registros deerupciones en tiempos históricos. De la misma manera las islas Japonesas y regiones adyacentes han sufridofrecuentemente de una serie de terremotos destructores de origen tectónico. Para poder distinguir los sismosde origen volcánico, es necesario descubrir si existen o no diferencias entre estos y aquellos de origentectónico. De acuerdo a resultados de observaciones sísmicas realizadas sobre diferentes puntos de la cortezaterrestre, se ha podido entender que los sismos volcánicos no sólo están limitados en su magnitud cuando secomparan a los de naturaleza tectónica, sino que también se originan a profundidades menores. También se haesclarecido que los sismos de origen volcánico poseen un mecanismo diferente en la generación de ondaselásticas y que estos se desarrollan de una manera diferente a los tectónicos, por otro lado recientemente haquedado demostrado que la relación magnitud − frecuencia sísmica ( ciclos por segundo ) también es diferentepara ambos tipos de eventos.

De manera inicial es conveniente clasificar los sismos de origen volcánico de acuerdo a la localización de suhipocentro, su relación con los diferentes tipos de erupción y la naturaleza del movimiento sísmico. Deacuerdo a la localización hipocentro y al tipo de movimiento sísmico, los temblores de origen volcánico seclasifican en cuatro tipos:

Sismos tipo A.• Sismos tipo B.•

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Sismos de explosión o sismos seguidos de erupciones explosivas.• Tremores volcánicos o pulsaciones volcánicas.•

Es necesario definir las características de estos cuatro tipos de sismos volcánicos, y esto se hace acontinuación.

Sismos Tipo A

Este tipo de sismos se producen en y debajo de los volcanes a profundidades mayores a 1 km, generalmenteen el rango de 1 a 20 km. Este tipo de sismos incluye algunos fuertes, aunque raramente exceden 6 enmagnitud. El patrón de desarrollo de la actividad sísmica o la frecuencia sísmica de este tipo de eventos seclasifica como de tipo de " enjambre " al igual que los del tipo B y los sismos de explosión, mismo que esmuy diferente al patrón de desarrollo de la actividad sísmica de origen tectónico.Es necesario aclarar que las ondas sísmicas del tipo A son similares a aquellas generadas por eventostectónicos de naturaleza superficial.

Sismos Tipo B

Los sismos del tipo B se originan usualmente en las zonas adyacentes a cráteres activos a profundidadesextremadamente superficiales, por ejemplo el cráter del Monte Asama en Japón, el popocatépetl en México yen el cráter Halemaumau del Kilauea en Hawai. Las magnitudes de los sismos tipo B son generalmente muypequeñas. La onda S de los sismogramas no se distingue fácilmente y los movimientos del sismo consistenfundamentalmente de vibraciones con periodos en el rango de 0.2 seg a 1.0 seg. Dado que la frecuenciasísmica de un sismo tipo B generalmente se incrementa antes de una erupción explosiva, la observacióncontinua de este tipo de eventos es muy útil como un indicador de la actividad interna de los volcanes, estocon el fin de predecir erupciones efectivamente como ha sido posible en el monte Asama en el Japón.

Sismos de Explosión

Como se ha observado en el Monte Asama ( Japón ), en el caso de erupciones explosivas un gran número debloques de lava y bombas volcánicas con ceniza y gases fueron expulsados con fuertes detonaciones. Una solaerupción explosiva del tipo Vulcaniano, como las que ocurren en este volcán, dura tan solo unos minutosnotándose que la expulsión de grandes bloques de lava finaliza entre 30 o 60 seg después de iniciada laexplosión. La siguiente erupción explosiva se produce algunos días después o al menos algunas horasinclusive en los periodos de máxima actividad. Generalmente se registra un sismo en la traza correspondientea una erupción explosiva, misma que tiene las siguientes características que son completamente diferentes aun sismo del tipo A. La máxima amplitud o la magnitud del sismo de explosión tiene una cercana relación conla intensidad de la erupción explosiva y es aproximadamente proporcional a la energía cinética de la erupción.En consecuencia, la magnitud de erupciones explosivas para algunos volcanes, esta dada por una fórmulaempírica basada en la máxima amplitud del respectivo sismo de explosión.

Para Asama se ha observado que este tipo de eventos contienen longitudes de onda mayores comparadas conaquellas de los sismos tipo A y tectónicos. Tales movimientos sísmicos nunca se han sentido mas allá delcráter, esto sin considerar el hecho de que la amplitud del movimiento rebasa los 1000 micrometros a unadistancia de 4 − 5 km del epicentro. Sin embargo, las detonaciones o vibraciones de aire de las erupcionesexplosivas son marcadamente fuertes, causando que las casas vibren violentamente. En algunos casos losvidrios de las ventanas de casas o edificaciones situadas al pie del volcán han sido dañadas seriamente. En lossismogramas de los sismos de explosión podemos encontrar señales causadas por las ondas de choque delaire.

Tremores Volcánicos

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Si se producen sismos de manera incesante o continuamente con un corto intervalo de tiempo tal comoalgunos segundos, entonces los movimientos sísmicos se registran de manera continua. Por ejemplo, sismosde explosión presentes en erupciones del tipo Hawaiano y Estromboliano se presentan en intervalos deaproximadamente 10 segundos. En otros casos, sismos del tipo B se presentan de manera casi continua. Comoconsecuencia los dos tipos de eventos sísmicos mencionados se observan en la forma de tremores volcánicos.Aunado a este tipo de tremor que se origina a profundidades superficiales cerca de cráteres activos, se hanobservado también tremores de origen profundo ( 20 − 30 km en Kilauea, Hawai ).

Si realizamos un análisis espectral de este tipo de señales encontraremos diferentes tipos de ondas sísmicas,tales como ondas superficiales del tipo Rayleigh y Love.

5.0 DERIVA DE LOS CONTINENTES

Todos los indicios, tanto geológicos como geofísicos, apuntan hoy a la agrupación de todos los continentes enuno solo, hace poco más de doscientos millones de años ( Fig. 5.1 ). Este continente único, o Pangea, quedabaformado por dos bloques unidos: el boreal o Laurasia, formado por América del Norte, Groenlandia yEurasia; y el austral o Gondwanaland, formado por América del Sur, África, India, Antártida y Australia.Algunos autores sostienen la idea de que estos dos supercontinentes estaban separados y que convergieron enuno solo en el Paleozoico superior, para volver a separarse otra vez en el Triásico. Esto implicaría laexistencia entre Laurasia y Gondwana primero una zona de colisión y más tarde de extensión.

El comienzo de la última fracturación se sitúa hace aproximadamente doscientos millones de años en elperiodo Triásico. Las primeras zonas de extensión se crean entre América del Norte y del Sur y África y en elhemisferio sur entre Antártida, la India y el margen sureste de África. Este movimiento inicia la apertura delAtlántico Norte, al mismo tiempo que se produce un acercamiento entre el margen sur de Eurasia y el norte deÁfrica creándose una zona de subducción a lo largo del antiguo Tetis.

La situación de los continentes hacia el final del Jurásico, hace ciento treinta y cinco millones de años puederesumirse de la siguiente forma: Continúa la apertura del norte del Atlántico, creándose además el Caribe alsepararse hacia el norte América del Norte, aunque este continente sigue unido a Europa por Groenlandia. Enel contexto de la apertura del Atlántico norte se inicia la rotación sinistral de la Península Ibérica con laapertura del golfo de Vizcaya. Continúa el acercamiento entre Eurasia y África, cerrándose la zona desubducción del Tetis. En el hemisferio sur se inicia la fracturación entre América del Sur y África y se crea elpunto caliente de Walvis. Este punto caliente, situado ahora 200 km al suroeste de la isla de Tristán da Cunha,es de gran importancia para ajustar los movimientos absolutos de separación entre África y América del Sur.En el hemisferio sur continúa la separación entre África y la Antártida, aunque Australia sigue unida a esteúltimo continente. La India se desplaza rápidamente hacia el norte entre dos fallas de transformaciónempujada por la zona de rift al sur, y arrastrada por la zona de subducción al norte, en lo que será la región delos Himalayas. Estos movimientos se mantienen hasta el final del Cretácico, hace sesenta y cinco millones deaños.

Durante los últimos sesenta y cinco millones de años se producen los procesos que resultan en la actualconfiguración de los continentes. La India completa su recorrido y en su colisión con la margen sur de Eurasiaproduce el plegamiento de los Himalayas. Durante la última parte de su desplazamiento, este continenteatraviesa la posición de un punto caliente que es responsable de los basaltos de la meseta de Deccán y queahora está situado en el Océano Índico. Australia se separa definitivamente de la Antártida, desplazándosehacia el norte y Madagascar se separa de África. El cierre progresivo del Tetis en su parte occidental da origena la actual situación del Mediterráneo y la formación de los plegamientos relacionados con la zona desubducción del margen occidental de América, y se produce un cierto cierre en la zona del Caribe. En elAtlántico Norte se completa la separación de Groenlandia de Europa. En el margen oriental de Eurasia, seforman las zonas de subducción que bordean el Pacífico desde Alaska y las islas Aleutianas hasta NuevaZelanda, aunque estas zonas de subducción pueden haber iniciado su actividad en una época anterior.

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Según el esquema de Dietz y Holden, los movimientos entre las placas más importantes están condicionadospor tres sistemas principales de extensión y otros tantos de subducción.

6.0 MECANISMO DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS

En su teoría de la deriva continental, Wegener invocaba como origen de las fuerzas que desplazan loscontinentes, principalmente aquellas que se derivan de la rotación de la Tierra y mareas, aunque también llegóa mencionar las corrientes de convección térmica en el interior del manto. El movimiento de los continentes seconcebía entonces como el de bloques de material rígido ligero, flotando sobre un sustrato viscoso más denso.En la tectónica de placas, como ya se ha mencionado, los continentes forman parte de las placas litosféricas,cuyo espesor es de unos 100 km y que forman realmente las unidades dinámicas. Los diversos sistemas defuerzas que se han propuesto para explicar el desplazamiento de las placas se pueden reducir a cuatro. Los dosprimeros están formados por fuerzas que actúan en los márgenes y en ellas puede actuar el efecto de lagravedad. Las placas o bien son empujadas desde los centros de extensión o dorsales por la acción de cuña delnuevo material que surge del manto, o arrastradas desde las zonas de subducción por el peso de la capabuzante que ha adquirido una mayor densidad que la del medio que la rodea. Los otros dos se derivan de laexistencia de corrientes de convección térmica, bien en todo el manto o sólo en su parte superior. En elprimero de estos mecanismos, las corrientes de convección del manto arrastran la placa litosférica por mediode un acoplamiento viscoso en su superficie interna. Como mostró McKenzie, una forma modificada de estemecanismo, propuesto por Orowan y Elsasser, en 1967, y después por Oxburg y Turcotte, incorpora la placalitosférica a la corriente misma de convección de material caliente y viscoso del manto superior. La placalitosférica rígida actúa como una guía de esfuerzos que transmite el movimiento de la convección térmica.

En sentido contrario a estas fuerzas se encuentran las que deben ser superadas para producir el movimiento.Entre ellas están las que se oponen a la penetración de la capa buzante en el manto, sobre todo cuando éstallega a su profundidad máxima y las que actúan en el frente de subducción, por la resistencia de la placaoceánica a doblarse hacia abajo y sobre la parte continental empujándola hacia atrás. El arrastre viscoso entrela litosfera y el manto puede también considerarse como una resistencia cuando el movimiento de la litosferaes más rápido que el del material de la astenosfera.

Actualmente se piensa que el mecanismo predominante del movimiento de las placas es el resultante decorrientes de convección térmica en el material del manto, que también pueden incluir en parte a la litosfera (Fig. 6.1 ). Las fuerzas gravitacionales derivadas de las diferencias de densidad forman también parte de estemecanismo. La capa buzante de las zonas de subducción introduce material frío, que determina la forma de lacélula convectiva y al aumentar su densidad, al pasar su material a tener una densidad mayor que la del manto,añade un componente gravitacional en el arrastre de la placa. Los dos mecanismos del movimiento de la placapuede aparecer, o bien por arrastre viscoso del movimiento del manto o por ser ella misma parte delmovimiento convectivo. Según M. H. Bott, el segundo es el más probable y el efecto más importante es el delas fuerzas aplicadas a los extremos de las placas, tanto en las zonas de extensión como en las de subducción.En estos últimos, la fuerza vertical de arrastre de la capa se traduce en fuerzas de arrastre horizontal de toda laplaca hacia el frente de subducción.

Otra posibilidad es la existencia de dos sistemas no acoplados de corrientes, uno en el manto superior y otroen el interior. Una mejor aproximación de la situación real exige modelos más complicados de convección enlos que deben considerarse formas asimétricas, viscosidades variables y distribución de fuentes de calor en elmanto.

Un problema muy importante y todavía no del todo resuelto es el del mecanismo por el cual se inicia lafractura de la litosfera continental. Generalmente, se admite que las zonas actuales de rift, como las del Áfricaoriental, representan el comienzo de una de estas fracturas. Estas estructuras están formadas hoy por unabombamiento de la corteza, formación de grabens y abundante volcanismo. Al mismo tiempo se da unadelgazamiento de la litosfera con la ascensión hacia la superficie del material parcialmente fundido de la

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astenosfera. Estos mecanismos son necesarios para iniciar la fracturación y separación de dos continentes, ydeben ir acompañados de fuertes fuerzas tensionales. Los primeros pasos de este proceso pueden ser unaintensa actividad de puntos calientes, con aportación de material fundido desde el manto inferior y progresivodebilitamiento de la litosfera. En esta región se daría una acumulación de esfuerzos tensionales en la cortezarígida que resultaría en fallas normales y la inyección de magma desde abajo. Poco a poco se iría formando unmargen de extensión con la formación de un nuevo océano intermedio.

IMÁGENES

Fig. 1.1 ( Topografía de la Tierra debajo de los océanos )

Fig. 1.2 ( Teoría de Alfred Wegener )

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Fig. 1.3 ( Fondos oceánicos )

Fig. 2.1 ( Distribución de las Placas Tectónicas )

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Fig. 2.2 ( Esquema de una zona de subducción )

Fig. 2.3 ( Puntos calientes de la Tierra )

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Fig. 3.1.1 ( Valle de Rift )

Fig. 3.1.2 ( Distribución de las zonas sísmicas )

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Fig. 3.3.1 ( Esquema de una falla de desgarre )

Fig. 4.1 ( Distribución de volcanes )

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Fig. 4.2 ( Volcán intra − placa )

Fig. 4.3 ( Volcan asociado a un punto caliente )

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Fig. 5.1 ( Continente único o Pangea )

Fig. 6.1 ( Convecciones térmicas del manto )

CONCLUSION − OPINIÓN PERSONAL

La teoría de tectónica de placas propone un modelo por el cual la litosfera está compuesta por un número deplacas en movimiento unas con respecto a otras, y en cuyos límites se registran los fenómenos sísmicos,tectónicos y magmáticos del planeta. El orígen de esta teoría se produce cuando Wegener propuso la hipótesisde la deriva continental. Esta idea de una corteza flotante era familiar ya a mediados del siglo XIX puesto que

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en 1858 Snidel suponía que al enfriarse la masa terrestre en fusión. Los continentes quedaban en un únicobloque. Sin embargo, el desplazamiento de los continentes solo fue fruto de discusiones apasionadas deTaylor ( en 1910 ) y Wegener.

Wegener, basándose en documentos geofísicos o datos geológicos, observó una similitud de las costas aambos lados del Atlántico. Argumentos biológicos entre distintos continentes, sugirió que durante elpaleozoico superior existía una sola placa que se llamó Pangea ( toda la tierra ), que empezó a dividirse en eljurásico, separándose unos fragmentos de otros. Ya en 1961, surgió la idea de que en la zona central de lasdorsales se producen el ascenso de material del manto por métodos convectivos. Esto hace que la cortezaoceánica se desplace en ambas direcciones para permitir la acomodación de la nueva corteza creada.

La corteza oceánica y la porción de manto por debajo son trasladadas lejos de la dorsal, pasivamente, siendolas fosas oceánicas el lugar en el que éste conjunto es reabsorvido y vuelve al manto a favor de los planos desubducción.

CONCLUSION − PERSONAL OPINION

The theory of tectonic of plates proposes a model by the one which the litosfera is composed by a number ofplates in movement some regarding with respect to other, and in whose limits are entered the seismicphenomena, tectonic and magmatic of the planet. The origen of this theory is produced when Wegenerproposed the hypothesis from the derives continental. This idea of a floating bark was familiar already to midof the century XIX since in 1858 Snidel was supposing that to be cooled the land mass in fusion. Thecontinents were remaining in a sole block. However, the shift of the alone continents was passionatediscussions fruit of Taylor ( in 1910 ) and Wegener.

Wegener, it being based on geophysical documents or geological data, observed a similarity of the costs toboth sides of the Atlantic. Biological arguments between different continents, suggested that during thepaleozoico superior was existing an alone plate that was called Pangea ( all the land ), that began to be dividedin the Jurassic, being separated some fragments from others. Already in 1961, emerged the idea of the factthat in the central zone of the dorsal are produced the material ascent of the mantle by methods conviction.This causes that the oceanic bark is displaced in both addresses to permit the accommodation of the newcreated bark.

The oceanic bark and the mantle part by below are transferred far from the dorsal, passively, being the oceanicgraves the site in the one which this joint is swallow and returns to the mantle in favor of the subductionplans.

GLOSARIO

− Acumulación: Depósitos continentales compuestos de elementos móviles transportados por el viento (acumulación eólica: dunas ), agua ( acumulación fluvial ), glaciares ( morrenas ), volcanes ( conos, coladas,etc. ) o torrentes ( conos de deyección ). Estos depósitos forman una superficie de acumulación, por lo generalmás elevada que la circundante; si es plana, se trata de una llanura de acumulación.

− Adventicio: Califica a un cono o a un cráter que se produce alrededor de un cráter principal o en las laderasde un volcán.

− Alabeo: Deformación de gran radio de curvatura de una masa continental rígida. Se trata de un fenómenotectónico bastante frecuente en las superficies de arrasamiento de los macizos antiguos, en las placas y en loscratones cuyo duro material no puede plegarse.

− Alineaciones estructurales: Relieves alargados y, con frecuencia, paralelos que corresponden a los

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afloramientos alternados de rocas duras y rocas blandas distribuidas en bandas largas por la tectónica; losrelieves apalachianos constituyen alineaciones estructurales.

− Antepaís: Zona rígida, o débilmente plegada, de la corteza terrestre sobre la que revierten los mantos decorrimiento de un geosinclinal. El pospaís queda situado tras los mantos de corrimiento y se compone deterrenos más recientes que los del geosinclinal.

− Anticlinal: Deformación de una zona sedimentaria por un pliegue en el que los estratos se inclinan por unoy otro lado en sentido opuesto de un eje denominado charnela del pliegue o eje anticlinal; este eje es la líneaque une los puntos más altos de un pliegue anticlinal. Un anticlinal encontrado presenta un eje de longitudlimitada que flexiona en sus extremidades; su cima es plana y sus lados verticales o casi verticales. Cuando elplano del eje se inclina casi hasta la horizontal se dice que el anticlinal está tumbado.

− Astenosfera: Una de las zonas que constituye el globo terrestre, caracterizada por una disminución de lavelocidad de las ondas sísmicas. Queda situada en la parte superior del manto, bajo la litosfera; tiene unespesor de 500 a 600 km y una densidad comprendida entre 3 y 4; se compone de elementos ultrabásicos, enespecial peridotitas. Su temperatura es muy elevada ( 1200 a 1400 ºC ). Es viscosa y está sometida amovimientos convectivos en sentidos opuestos. Ello produce desplazamientos lentos en la litosfera, quedescansa sobre ella y que, siendo más rígida, es susceptible de dividirse en placas . Estos desplazamientos, alincidir en placas, hendiduras ( rift ), volcanes, seísmos, provocan elevaciones ( cadenas de montañas ) yhundimientos en el seno de la corteza terrestre.

− Austroalpino: Calítica una de las etapas de corrimiento de los Alpes, inclinados sobre las capas pénnicas.

− Basalto: Roca volcánica de color gris − negro formada por alúmina y sílice, y que da lavas fluidas en largascoladas.

− Bomba volcánica: Material lanzado por los volcanes en estado viscoso. Retorcidas por efecto de expulsión,las bombas conservan dicha forma una vez enfriadas.

− Buzamiento: Inclinación de las capas del terreno con relación a la horizontal.

− Caldera: Cavidad de origen volcánico, de forma más o menos circular, debida a explosiones o ahundimientos por trasiego del magma.

− Caledoniano: Califica a los plegamientos que tuvieron lugar en el silúrico, principalmente en Escocia.

− Cámara de magma: Cavidad donde se concentra el magma en el seno de la corteza terrestre y se inicia laerupción.

− Cono: Los volcanes, en el curso de sus erupciones, construyen conos con sus escorias, cenizas, lavas, etc.Estos conos pueden quedar individualizados, separados unos de otros, encajados, coalescentes oestrangulados.

− Convección: Movimiento circular que se efectúa según un plano vertical en una masa gaseosa como laatmósfera ( circulación convectiva de los gases ) o en una masa líquida muy fluida ( en el agua, por ejemplo )o muy viscosa, como el magma de la astenosfera. Estas corrientes de convección se deben a diferencias dedensidad que provienen, a su vez, de diferencias de temperatura.

− Corteza: En geofísica, elemento constitutivo del globo terrestre, integrante de los continentes y del fondooceánico, que reposa sobre el manto ultrabásico: es la corteza terrestre o costra terrestre. Su espesor varíaentre 10 y 16 km; es mayor bajo los macizos montañosos que bajo los océanos. La corteza terrestre se

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compone, de arriba abajo, de sedimentos amorfos, de rocas cristalográficas, de granito y de basalto, hasta lasuperficie de discontinuidad de Mohorivicic, que la separa del manto.

− Cratón: Bloque relativamente estable de la corteza terrestre; está formado de la sial y en general noreacciona más que a movimientos de conjunto o epirogénicos y a los tectónicos rompientes. En cualquiercaso, y contrariamente al escudo, más extenso, un cratón puede presentar una cobertura sedimentaria plegada.

− Depresión: En geomorfología, término que designa una forma de relieve compuesta de laderasconvergentes hacia abajo, en el caso de una depresión cerrada. Una depresión tectónica se debe en general, afallas de espejos orientados frente a frente; no es necesariamente cerrada; si coincide con el fondo de unsinclinal, se trata de una depresión sinclinal; al pie del frente de una cuesta es una depresión periférica.

− Dique: Relieve volcánico dejado al descubierto por la erosión y constituido por una colada de lavasolidificada que irrumpió al exterior por una fisura de un cono volcánico. Esta colada presenta frecuentementeel aspecto de un muro de paredes irregulares y, en ocasiones, de trazado sinuoso; los diques en enjambre ,salidos de un mismo cráter, se dividen en múltiples intrusiones y, descalzados, forman relieves caóticos.

− Dorsal: Dilatada cadena de montañas que separa dos regiones más bajas de relieve similar. La dorsalsubmarina es un relieve de varios miles de kilómetros que separa dos cuencas oceánicas; si se halla situadaaproximadamente en el centro de un océano, se denomina medioceánica.

− Endurecimiento: Rigidez de un material fluido o móvil, como consecuencia de enfriamiento en el caso delas lavas, por pérdida de agua en el caso de las rocas porosas o, finalmente, por cementación en losconglomerados y encostramiento en las corazas o en los caparazones.

− Epirogenia: Movimiento de conjunto que afecta a una masa continental y que se traduce en levantamientos,abombamientos, hundimientos y alabeos que a veces producen, en un material endurecido, roturas, fallas oflexuras.

− Erupción: Principalmente fenómeno de origen volcánico en el curso del cual brotan, pasado por lachimenea y el cráter de un cono volcánico, lavas, cenizas, humaredas sulfurosas, vapores de agua, etc. Laerupción es puntual si tiene lugar en un punto único del cono, el cráter; es fisural si tiene lugar por las fisurasdel cono o de la corteza terrestre. Se distinguen varios tipos de erupciones volcánicas e incluso un mismovolcán puede tener erupciones de tipos diferentes. La erupción lávica se produce a través de fisuras queemiten lavas muy fluidas que se extienden sobre grandes superficies. La erupción de tipo hawaino lanzaigualmente lavas muy fluidas, como los basaltos, que salen de un amplio cráter hacia los valles próximos; esel caso del Kilauea, en las islas Hawai. Las erupciones de tipo explosivo se manifiestan por explosiones en lacima del cráter y por la proyección de rocas acompañadas de lavas poco fluidas, como las riolitas. Entre estaserupciones podemos distinguir: la erupción de tipo stromboliano ( Stromboli, volcán de las islas Lipari ), quelanza casi sin interrupción, a poca altura, lavas, cenizas y rocas, productos eruptivos cuya mayor parte vuelvea caer dentro del mismo cráter; la erupción de tipo vulcaniano ( Vulcano, volcán de las islas Lipari ),espasmódico, cuyas lavas muy ácidas se solidifican en el cráter y a veces saltan a grandes alturas debido a lapresión de los gases; la erupción de tipo ultravulcaniano, caracterizada por largos períodos de reposo y porexplosiones formidables que proyectan restos y cenizas a varios kilómetros de altura, acompañados depenachos de humo. Una erupción de tipo peleano ( Monte Pelado, en la isla Martinica ) es una emisión delavas poco fluidas, acompañada de una nube ardiente constituida por bloques de roca, cenizas y vapor de aguaa temperatura elevadísima; a veces surge de una boca lateral y desciende velozmente por las laderas del cono.A continuación se crea una intumescencia de lava pastosa que puede permanecer en el interior del volcán oelevarse en forma de aguja hasta alcanzar una altura de 400 m.

− Falla: Fractura de origen tectónico en una masa rocosa, con desnivelación o desplazamiento relativo entreambos bordes de la fractura. De este modo, se encuentran en contacto terrenos de edades o de facies

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diferentes. El plano a lo largo del cual ha tenido lugar el desplazamiento constituye el plano de falla; la partevisible de este plano es el frente de falla, que a veces muestra cierto pulimento debido al deslizamiento de unbloque contra el otro ( se denomina entonces espejo de falla ). El trazado de la falla sobre el terreno sedenomina línea de falla. En el caso de una falla contraria o falla acabalgada, la pendiente del plano de falla vaen sentido contrario al buzamiento de los estratos y el bloque levantado puede cubrir medianteacabalgamiento el bloque rebajado. El salto es la desnivelación producida entre los dos bloques por el juegode la falla; puede alcanzar más de 1000 m. Si no hay salto, se produce fractura, pero no falla, a no ser quehaya tenido lugar un desenganche, es decir, un desplazamiento lateral. Cuando varias fallas se cortan formanuna red de fallas, que consiste en un enrejado o parrilla si se entrecruzan según ángulos regulares y próximosal recto. Si las fallas, por el contrario, siguen sentidos similares, constituyen un haz de fallas. Si se agrupansegún determinadas direcciones estructurales, o si pertenecen a un período concreto de evolución geológica, osi observan, finalmente, formas semejantes, constituyen un sistema de fallas; así, las fallas que rodean elPacífico configuran en el sistema peripacífico. En el relieve, una falla reciente constituye una escarpa de falla,o un acantilado de falla; si esta escarpa retrocede paralelamente a sí misma por efecto de la erosión, el hechose traduce sobre el terreno en un escarpe de línea de falla; un valle excavado según la zona de trituración deuna falla se denomina valle de línea de falla. Varias fallas paralelas, pero de salto desigual, producenescalones de falla o fallas escalonadas. Si las corrientes de agua se encajan atravesando perpendicularmente laescarpa derivada de una falla, entre sus valles se recortan, sobre la escarpa, vertientes en forma de triángulo ode trapecio: son las facetas de falla.

− Flexión: Buzamiento acentuado de las capas geológicas, a veces con estiramiento de las mismas sin rupturaen forma de falla. La flexura continental comprende las series de accidentes ( pliegues, flexiones, fallas ) queafectan la zona que separa una masa continental de una cuenca oceánica.

− Fluidez: Propiedad de los materiales de la corteza terrestre y del magma para fluir, es decir, para discurrir amayor o menor velocidad según su grado de fluidez.

− Fractura: Rotura en una zona de la corteza terrestre, sin desnivelación o desplazamiento lateral entreambos bordes de la rotura.

− Geofísica: Ciencia que tiene por objeto la estructura profunda y la naturaleza del globo terrestre; llega aconocerlas mediante el estudio de los seísmos naturales o artificiales, del magnetismo terrestre y de lagravimetría.

− Geofractura: Rotura que afecta a la corteza terrestre. Suele ser una falla de desenganche vertical, lateral uoblicua.

− Geomorfología: Ciencia de las formas de relieve de la superficie de la tierra. Su objeto es describirlas,explicarlas, seguir los pasos de la evolución de las mismas, compararlas y clasificarlas.

− Geosinclinal: Zona larga y estrecha entre dos placas o dos cratones de la corteza terrestre. En el mediomarino se halla en vías de hundimiento, mientras recibe sedimentos que formarán, a continuación, guirnaldasde islas y más tarde cadenas de montañas, denominadas cadenas geosinclinales.

− Geotermia: Temperatura interna del globo terrestre. Aumenta desde la superficie al manto según una mediade 1ºC por cada 31 m. Sin embargo, este gradiente geotérmico es muy variable: en las regiones volcánicas esmás elevado ( 1ºC por cada 5 ó 6 m ) y más reducido en las regiones estables ( 1ºC por cada 50 a 60 m ).También varía con la profundidad, aumentando o disminuyendo según sea la proximidad del magma y lapresión ejercida por los materiales de la litosfera.

− Gondwana: Hipotético continente que reunió, antes del cretáceo, América del Sur, Africa, Madagascar,India y Australia. Sufrió una dislocación a causa de tensiones opuestas, separándose los continentes según la

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teoría de la deriva o de las placas y los rifts.

− Hundimiento: Fragmento de la corteza terrestre que se hunde, más o menos rápidamente entre dos fallas. Siel hundimiento es estrecho, se trata de una fosa o graben; si es amplio, nos hallamos ante una cuenca o unallanura de hundimiento.

− Isostasia: Teoría según la cual las masas continentales, que pueden ser placas o cratones, se mantienen enequilibrio en la superficie del manto que se supone viscoso, particularmente en la astenosfera. Si una de esasmasas adquiere mayor peso por sedimentación o acumulación de hielo o productos volcánicos, se hunde más,y, por desplazamiento de materia, la astenosfera provoca el levantamiento de otro continente. Por el contrario,aligerada por la erosión o una desglaciación, la masa tiende a subir, a encontrar su equilibrio isostático.

− Lava: Producto volcánico lanzado durante una erupción. En un principio, la lava proyectada esrelativamente fluida, y después se solidifica más o menos lentamente. Si proviene del magma granítico, lalava es ácida, es decir, rica en sílice y, en consecuencia, pastosa; se endurece dando rocas claras: andesitas,traquitas, riolitas. Si proviene del magma basáltico, la lava es básica, es decir, pobre en sílice pero rica enalúmina, en hierro y en magnesio, que la hacen fluida; se consolida lentamente en basaltos de coloraciónnegra. Si estas lavas básicas surgen bajo el mar, a escasa profundidad, se enfrían rápidamente y adoptan laforma de almohadas o de cojines; son las pillow lavas. En una pendiente débil, las lavas poco fluidas forman,por fricción sobre la roca, masas alargadas que parecen cuerdas; de aquí su nombre de lavas cordadas.Algunas lavas pastosas dan coladas cortas, sembradas de alveolos, por desprendimiento de gases, y restossemejantes a escorias; tales son las lavas escoriáceas. Las lavas liparíticas, como las del Stromboli y sobretodo las del Vulcano, en las islas Lipari, son poco abundantes, pastosas y solidifican rápidamente formando untapón en la chimenea y en el cráter; ello provoca una explosión violenta cuando la presión de los gases se haceexcesiva.

− Litosfera: La más superficial de las capas concéntricas del globo terrestre. Su espesor es de unos 100 km, yde abajo arriba comprende la parte superior del manto, encima de la astenosfera, y la corteza terrestre.

− Manto: En geofísica, el manto es la capa interna del globo terrestre tradicionalmente situado entre lacorteza, de la que está separada por la discontinuidad de Mohorivicic, y el núcleo. Su base se encuentra a unos2890 km de profundidad. Está constituido por silicatos ferromagnésicos y probablemente se encuentraanimado, por lo menos en su parte superior, por corrientes de convección que explican los seísmos y losmovimientos tectónicos de gran amplitud. En su acepción geomorfológica, el término significa una formaciónsuperficial que cubre las laderas bajas y las depresiones. Un manto puede ser resultado de la acumulación deun material detrítico; pero generalmente es consecuencia de la alteración de una roca; los productos de estaalteración, llamados alteritas, forman entonces un manto de alteritas.

− Neotectónico: Movimientos tectónicos cuaternarios ( o movimientos porsteriores a la última gran fasetectónica conocida ) cuyas manifestaciones más espectaculares son los seísmos y cuya existencia quedatestimoniada por actividades o reactivaciones de fallas.

− Orogénesis: Formación de las cadenas de montañas, desde el depósito de los sedimentos marinos ydetríticos hasta el levantamiento que configura los primeros elementos del relieve. Para explicar estelevantamiento, las teorías orogénicas acuden a movimientos verticales ( abombamiento del manto superiorque implicaría el deslizamiento y plegamiento de las capas subyacentes ) o a movimientos horizontales.

− Placa: Porción de litosfera limitada por el rift de una dorsal medioceánica o por una fosa oceánica. Contienecon frecuencia un continente y una parte de un océano. La parte superficial del globo terráqueo está divididaen seis u ocho placas mayores, que constituyen las megaplacas. Las subplacas son subdivisiones de las placasmayores.

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− Pliegue: Capa de terreno plegada de una y otra parte con relación a un eje, que presenta parte con relación aun eje, que presenta hacia arriba una convexidad ( anticlinal ) o una concavidad ( sinclinal ). Según ladirección del eje del pliegue, se distinguen los pliegues derechos, los pliegues inclinados, los plieguesvolcados y los pliegues acostados.

− Rift− valley: Depresión de varios cientos de kilómetros de longitud limitada por fallas. Este tipo de fosa dehundimiento, que se observa sobre todo en Africa oriental, se explica por una distensión que afecta a unaplaca; éstas sufre una tracción por uno y otro lado del futuro rift que crea al romperse.

− Seísmo o sísmo: Conjunto de sacudidas de la corteza terrestre en una región determinada, denominada foco.El epicentro de un seísmo es el punto de la superficie situado en la vertical del foco. La magnitud es el númeroque expresa la cantidad de energía liberada en la fuente del seísmo; se calcula mediante las curvas producidaspor un aparato denominado sismógrafo que registra las ondas engendradas por la sacudida profunda que dalugar al temblor de tierra.

− Sinclinal: Pliegue cuya concavidad mira hacia arriba ( lo contrario del anticlinal ). Eje sinclinal es una líneaque en la superficie marca la división simétrica del pliegue. En general, corresponde al conjunto de los puntosmás bajos alcanzados por el sinclinal. La charnela sinclinal se encuentra en la intersección del pliegue y de unplano que divide simétricamente al pliegue. Un sinclinal colgado es un val situado entre dos combas y cuyabase principal se encuentra por encima del fondo de ambas combas. Al igual que los anticlinales, lossinclinales pueden ser derechos, inclinados, volcados.

− Tectónica: Disposición de los materiales ( en capas o en macizos ) de la corteza terrestre tras la formaciónde las rocas. Por otra parte, la tectónica estudia las deformaciones de la corteza y explica parte de la estructurade una región. Los movimientos que modifican la disposición original de los terrenos se califican detectónicos. Los accidentes tectónicos van acompañados de rupturas que se traducen en fallas o grietas. Un riftes resultado de un hundimiento tectónico.

− Tetis: Océano aparecido en el precámbrico hace 1700 millones de años. Al principio constituyó unaprolongación del Pacífico, que separaba el continente de Gondwana de su homólogo del norte, Laurasia. Setransformó en mar ecuatorial bordeado de geosinclinales ( Alpes al norte, macizos del Rift y de Kabilia al sur) y se desplazó. El Mediterráneo es uno de los descendientes lejanos del Tetis.

− Volcán: Relieve, en general montañoso, resultante de las riadas o coladas de lavas, procedentes del magmay de la acumulación de rocas piroclásticas que forman con frecuencia un cono. Los diferentes tipos devolcanes están ligados a diversas modalidades de erupción. El volcán escudo, o volcán hawaiano, tiene laforma de una amplia cúpula con pendiente muy moderada. El cúmulo − volcán ( o volcán peleano ) secaracteriza por la presencia de extrusiones, en forma de domo o de aguja, formadas por consolidación de lavassobre la chimenea. El cono de escorias forma un volcán vulcaniano. Cuando las riadas de lava alternan concapas de rocas piroclásticas para formar el cono nos encontramos ante un estratovolcán o volcánestromboliano.

BIBLIOGRAFÍAS CONSULTADAS

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− Ciencias Naturales ( 1993 ) Bruño.

Antonio Ezquerra Martínez, Víctor Corral Gómez, Alfredo García y García,

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− Maravillas Naturales del Mundo ( 1980 ) Selecciones del Reader´s Digest

( Iberia ), S. A.

Numerosos autores, a los cuales dicho libro no cita.

− Gran Atlas Mundial ( 1980 ) Selecciones del Reader´s Digest ( Iberia ),

S. A.

P. J. Adams, J. B. Allen, J. G. Cook, Bermudo Meléndez, ...

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