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NDICE

- Introduccin......................................................................................................Pg. 2

- 1.0.- Evolucin histrica de las teoras geodinmicas......................................Pg. 3

- 2.0.- Ideas fundamentales de la tectnica de placas.........................................Pg. 5

- 3.0.- Naturaleza y procesos de los mrgenes de placas.....................................Pg.7

- 3.1.- Mrgenes de extensin o divergencia......................................................Pg. 7

- 3.2.- Mrgenes de subduccin o convergencia.................................................Pg. 9

- 3.3.- Mrgenes de fractura, o deslizamiento horizontal..................................Pg. 10

- 4.0.- Orognesis y volcanismo........................................................................Pg. 11

- 5.0.- Deriva de los continentes.......................................................................Pg. 17

- 6.0.- Mecanismo del movimiento de las placas..............................................Pg. 18

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- Imgenes.........................................................................................................Pg. 20

- Conclusin Opinin personal......................................................................Pg. 27

- Glosario..........................................................................................................Pg. 28

- Bibliografas consultadas................................................................................Pg. 35

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Objetivo de la Investigacin Objetivo General:Analizar los postulados y las pruebas de la tectnica global y describir los movimientos de las placas y sus consecuencias. Objetivos Especficos: Estudiar las caractersticas fsicas de la tectnica global de placas y su importancia actual. Analizar los antecedentes histricos sobre el origen y la evolucin de los diversos postulados de la tectnica global de placas. Describir cada uno de los movimientos de las placas. Estudiar las consecuencias que ha producido la deriva continental. Estudiar los distintos tipos de formaciones geolgicas consecuencia de la Tectnica Global.

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INTRODUCCINDurante casi toda la historia de la humanidad, las religiones ni la ciencia pudieron explicar como o por qu la tierra esta formada por continentes distantes, ni relacionar un continente con otro bajo ningn indicio. Solo en los ltimos 2 siglos se encontraron y verificaron pruebas que relacionaban los continentes. La primera propuesta formal que indicaba movimiento de los continentes fue la de Alfred Wegener en 1910 conocida como la deriva continental, la cual gener muchas expectativas y diferencias entre cientficos de la poca. Luego, gracias a los avances tecnolgicos en las dcadas posteriores se encontraron evidencias que probaban sin duda alguna la propuesta de Wegener convirtindose entonces en un objetivo de los geocientficos el estudio de este fenmeno actualmente explicado por la Tectnica de Placas. Actualmente, El desarrollo de La Tectnica Global ha sido uno de los acontecimientos fundamentales, y el ms trascendente en este siglo en la historia de la Geologa. Constituye el marco de referencia en el que adquieren sentido y se explican diferentes procesos y fenmenos geolgicos. La teora permiti comprender la estructura interna de nuestro planeta, las caractersticas y evolucin de su capa externa.

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La tectnica de Global explica tambin la evolucin de los continentes, en ella se describe todos y cada uno de los movimientos de las placas, adems explica su evolucin y contribucin a la formacin de los continentes, nuevos pisos ocenicos y el comportamiento interno de la tierra. No es simplemente una teora orognica. Esta ampla cuatros postulados anteriores como lo son Teora de la expansin del fondo ocenico en 1962 y 1963 por Matthwes segn la cual el fondo crece a consecuencia de la incorporacin constante de materiales procedentes de la astensfera que son inyectados por el eje de la dorsal y quedan pegados a las paredes del eje. La teora de corrientes de conveccin que explica que si en las dorsales se crea fondo ocenico se supone que en otras zonas se destruye litosfera, estas son las zonas de subduccin. Y la teora de deriva continental que fue propuesta por Alfred Wegener entre 1908 y1912, deca que las placas continentales se rompen, se separan y chocan entre s.

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La mayora de las formaciones terrestres estn relacionadas con los movimientos de las placas dependiendo de las caractersticas propias de cada tipo de movimiento e interrelaciones entre ellas. Las formaciones geolgicas que observamos en la superficie terrestre pueden dar cierta informacin en relacin a las placas que estn interactuando para formarla es por ello que al estudiar la Tectnica Global es inevitable observar y estudiar detalladamente las formaciones geolgicas que se generan en la superficie terrestre e incluso en el suelo ocenico. En consecuencia, el continuo movimiento del manto superior, la litosfera es arrastrada y obligada a moverse, y en su movimiento cambia de rostro constantemente. En los ocanos debido al crecimiento del fondo ocenico a ambos lados de la dorsal hace que los ocanos sean cada vez ms grandes. En las zonas donde chocan dos placas litosfricas los sedimentos se pliegan y fracturan, luego se elevan y surgen grandes cordilleras montaosas. Durante aos, la energa de choque se va acumulando y de forma inesperada, se libera, produciendo terremoto. La corteza agrietada deja escapar violentamente gases y magma del interior hasta la superficie y as se forma un volcn. El estudio del comportamiento del planeta tierra es de vital importancia para entender nuestro hbitat, para as poder preservar y mantener el sistema que regula sus ciclos normales que mantienen el equilibrio de todo el sistema. Es por ello que la Tectnica Global es digna de ser estudiada a profundidad ya que esta ntimamente relacionada con el equilibrio y renovacin de la corteza terrestre sobre la cual la humanidad desarrolla todas sus actividades.

No son, pues, los continentes los que derivan, sino las placas, que se separan de las dorsales a la manera de las alfombras rodantes. As se forman y amplan los ocanos. La corteza terrestre actual es un mosaico de seis placas principales. Al tener el globo dimensiones constantes, partes de las antiguas placas desaparecen en la astenosfera, hundindose bajo otra placa y siguiendo un plano inclinado en las zonas de subduccin As se explican algunos fenmenos geomorfolgicos capitales: las grandes fosas ocenicas, donde una placa puramente basltica se hunde bajo otra que soporta o no un continente; la formacin de cadenas montaosas, all donde chocan dos placas portadoras

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de sendos continentes, y los terremotos ms importantes, que se producen en las zonas de subduccin.

EVOLUCIN HISTRICA DE LAS TEORAS GEODINMICAS

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Los accidentes visibles en la superficie de la Tierra, tales como grandes cadenas montaosas, simas ocenicas y grandes fracturas o fallas del terreno, dan testimonio de que sta no es un cuerpo esttico, sino que ha estado y est sujeta a una actividad continua.

Fig. 1.1 Topografa de la Tierra debajo de los ocanos Las primeras ideas sobre la evolucin 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 un cuerpo dinmico que funciona como una mquina trmica y se definen por primera vez los ciclos de sedimentacin, elevacin por efecto del calor interno y erosin. Las ideas de los catastrofistas como G. Cuvier ( 1769 1832 ), que postulaban peridicas convulsiones violentas de los continentes, fueron finalmente superadas en la interpretacin uniformista de los procesos geolgicos defendida por C. Lyell ( 1797 1875) en su obra Principles of Geology, publicada en 1830. Esta interpretacin propuesta originalmente por Hutton supone que los procesos que han dado origen a las montaas son los mismos que estn hoy en operacin. Una de las primeras hiptesis sobre el mecanismo que da origen a la formacin de las montaas es la que se basa en el enfriamiento y contraccin de la Tierra. Propuesta por primera vez por E. Beaumont y J. D. Dana a mediados del siglo pasado y desarrollada posteriormente por C.

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Davison, en 1887, esta teora recibi pronto una aceptacin general y estuvo vigente hasta una poca relativamente reciente. Segn ella, el enfriamiento de la Tierra produce una contraccin de su volumen, causando tensiones horizontales en la regin interior donde el enfriamiento es ms rpido y compresiones tangenciales en las capas exteriores, que dan origen a plegamientos y fracturas de los depsitos sedimentarios. Segn Jeffreys, el radio de la Tierra a lo largo de su historia geolgica poda haber disminuido en unos 90 km. Hasta principios de este siglo se pensaba que la distribucin de ocanos y continentes haba sido siempre esencialmente la misma, concibindose solamente movimientos verticales de levantamientos y hundimientos, para explicar los grandes espesores de sedimentos depositados en mares marginales y situados actualmente a miles de metros de altura. Sin embargo, ya en el siglo XVII, Francis Bacon hizo notar la correlacin en la forma de las costas a ambos lados del Atlntico, lo que poda sugerir que hubieran estado alguna vez unidos. A finales del siglo XIX, Eduard Suess propuso la idea de que los continentes australes haban estado unidos en uno solo, habindose hundido ms tarde la tierra que los una , estas ideas empezaron a cristalizar en la obra de F. B. Taylor, en 1910, y de manera definitiva en la de Alfred Wegener ( 1880 1930 ), publicada en 1915

Fig. 1.2 Teora de Alfred Wegener

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En esta obra se postula que en el pasado los distintos continentes han estado agrupados en uno solo al que se da el nombre de Pangea, fracturado y dispersado despus por grandes movimientos horizontales. Wegener aadi a la similitud en la apariencia de las costas, que sugieren que stas encajan unas con otras como las piezas de un rompecabezas, toda clase de indicios geolgicos para fundamentar esta hiptesis, tales como la continuacin a travs de las costas de estructuras, formaciones, fsiles, situaciones paleoclimticas, etc. Para explicar el movimiento horizontal de los continentes, supuso que stos, formados por un material rgido y menos denso ( SIAL ), se movan a travs del material viscoso, aunque ms denso ( SIMA ), del manto, impulsados por la fuerza derivada de las mareas y de la rotacin de la Tierra. Las dificultades de orden fsico para establecer este movimiento sin un mecanismo adecuado llev a una fuerte oposicin contra esta teora, en especial de los geofsicos, siendo el ms influyente entre ellos H. Jeffreys. Sin embargo, no le faltaron seguidores a Wegener, entre los que hay que destacar a A. du Toit, que public, en 1937, una reconstruccin ms exacta de los continentes del hemisferio sur, agrupados en el subcontinente de Gondwanaland, que quedaba separado del subcontinente norte o Laurasia por el mar de Tetis. En 1938, A. Holmes propuso un mecanismo de conveccin trmica para explicar el movimiento horizontal de los continentes, con corrientes ascendentes en las zonas de separacin y descendentes en las de colisin. Este mecanismo haba sido ya propuesto por R. Schwinner, en 1919, y por G. Kirsch, en 1928, y est citado por el mismo Wegener en una de las ltimas ediciones de su obra como una de las posibles causas del desplazamiento de los continentes. La hiptesis de la existencia de corrientes de conveccin bajo la corteza, para explicar la formacin de las montaas, es an ms 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 mayora de geofsicos y gelogos, aunque se mantiene un grupo de seguidores. Entre estos ltimos podemos destacar a S. W. Carey, gelogo australiano, quien en 1958 describe el mecanismo de dispersin de los continentes en una Tierra en expansin. Carey se adelant a su tiempo al sugerir la rotacin de los bloques de la corteza y proponer grandes movimientos horizontales a lo largo de fallas transcurrentes. La hiptesis de una expansin

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de la Tierra para explicar la separacin de los continentes haba sido ya propuesta por B. Liendemann, en 1927, y por O. C. Hilgenberg, en 1933. En su forma ms radical se supone que la capa silica era originalmente continua sobre toda la superficie, lo que exige un valor inicial del radio terrestre de solamente unos 4000 km. En 1956, L. Egyed propuso una expansin uniforme con un aumento del radio terrestre de 0,5 mm por ao. Tambin de esta poca son los estudios de F. A. Vening Meinesz ( 1887 1966 ), sobre la estructura de los arcos de islas y las anomalas gravimtricas asociadas a ellos que tendrn gran importancia en las nuevas teoras, y los de V. V. Belusov, que reduce fundamentalmente la tectnica a movimientos verticales de la corteza, sin adoptar nunca las nuevas teoras. Esta era la situacin en los aos sesenta, cuando una nueva aportacin de observaciones de prcticamente todos los campos de la geofsica y geologa, va a dar a una nueva concepcin de la deriva de los continentes, bajo el nombre de la teora de la tectnica de placas. Esta teora se fundamenta principalmente en las observaciones de la topografa y edad de los sedimentos de los fondos ocenicos ( Fig. 1.3 ), de una ms exacta localizacin de los epicentros y profundidades de los terremotos, su mecanismo y estructura de velocidades y atenuaciones de las ondas ssmicas, la aportacin del paleomagnetismo, el estudio de las anomalas gravimtricas y magnticas a escala regional, por slo citar algunos datos.

Fig. 1.3 Fondos Ocenicos

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El primer paso hacia la tectnica de placas lo constituye la teora de la extensin del suelo ocenico, resultado de los trabajos de geologa marina de H. Hess, y sus colaboradores, publicados hacia 1962. El nombre mismo de extensin del suelo ocenico fue en realidad propuesto por R. S. Dietz, que junto con H. Menard, M. Ewing y B. Heezen estudiaron el fondo de los ocanos en los aos cincuenta, descubriendo la importancia de las dorsales ocenicas y las zonas de fracturas. Hess, en su trabajo, expuso que el suelo del ocano se crea a partir de las dorsales ocenicas por la aportacin de nuevo material, que aflora en la superficie procedente de corrientes de conveccin trmica en el manto. La corteza ocenica que se crea en las dorsales desaparece debajo de los continentes en las zonas de arcos de islas, donde estn situadas las corrientes descendientes de conveccin. El movimiento de los continentes se produce en este esquema, al ser arrastrados pasivamente por este movimiento del material del manto. La reconstruccin de la situacin de los continentes en el pasado recibi un instrumento clave con el desarrollo del paleomagnetismo. El estudio de la situacin de los polos virtuales, a lo largo del tiempo geolgico, para distintos continentes, demostr las distintas posiciones relativas que stos han tenido en el pasado. K. Runcorn y D. Irving demostraron ya en 1956 que los polos de las rocas de distintas eras geolgicas de Europa y Amrica del Norte coincidan si se cerraba el ocano Atlntico. El trabajo de McElhinny y J. Briden permiti reconstruir la posicin de los continentes del hemisferio sur para cada poca. Una reconstruccin puramente geomtrica de todos los continentes, usando la lnea barimtrica de 1000 m, realizada por E. Bullard, J. Everett y A. Smith, en 1965, demostr que su rea se ha mantenido sensiblemente constante a lo largo de la evolucin geolgica. En 1929, M. Matuyama haba propuesto la idea de la existencia de inversiones de polaridad del campo magntico terrestre, durante el Pleistoceno, para explicar las observaciones del magnetismo de las lavas en Japn. Estos resultados fueron confirmados en los aos sesenta por A. Cox y otros autores, establecindose una secuencia de pocas de magnetismo normal e invertido. F. Vine y D. Matthews descubren, en 1963, la presencia de bandas alternantes de anomalas magnticas positivas y negativas a ambos lados de las dorsales ocenicas, que interpretan a la luz de la teora de la extensin del suelo ocenico,

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como formadas por franjas alternantes de material con magnetizacin 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 movimiento horizontal que desplazan las crestas ocenicas, propuso el concepto de fallas de transformacin, en las que el movimiento es de sentido opuesto al de una falla transcurrente. Con este concepto conect el movimiento en las crestas ocenicas con el de subduccin en los arcos de islas. A partir de todas estas ideas, hacia 1967 y 1968, nace la teora de la tectnica de placas con los trabajos de J. Morgan, X. Le Pichon y D. McKenzie, entre otros autores. En ella se postula la divisin de la corteza terrestre en un nmero de placas rgidas, de las que las ms importantes son seis, que se desplazan con movimientos horizontales que se pueden representar como rotaciones con respecto a un eje que pasa por el centro de la Tierra. La parte rgida que es arrastrada en este movimiento se extiende hasta 100 km de profundidad y se denomina litosfera. El trabajo de los sismlogos B. Isaacks, J. Oliver y L. R. Sykes demostr en 1968 que la teora satisfaca las observaciones de la distribucin de los terremotos, su profundidad y mecanismo. La distribucin de terremotos coincide en su mayor parte con los bordes de las placas, estando situados los sismos profundos en las zonas de subduccin. Las zonas postuladas de tensin y compresin coinciden tambin con los datos del mecanismo de los terremotos. El resultado final de todas las observaciones fue el establecimiento de las lneas generales de la tectnica global.

IDEAS FUNDAMENTALES DE LA TECTNICA DE PLACAS La unidad de comportamiento mecnico lo forma la litosfera y no la corteza sola. La litosfera, est formada por los primeros 100 km, incluyendo la corteza y parte del manto superior. El lmite inferior de la litosfera corresponde a una isoterma de valor aproximado de 1300 C. El material por encima de ella est suficientemente fro para comportarse de forma rgida, mientras que por debajo puede deformarse fcilmente debido a su

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temperatura. La litosfera se comporta como una unidad rgida en contraste con la capa subyacente, la astensfera, capa dbil, y en estado de semifusin. Esta capa permite el desplazamiento sobre ella, o arrastrada por ella, de la litosfera a velocidades que oscilan entre 1 6 cm / ao. La litosfera est dividida en una serie de placas que incluyen parte de corteza continental y ocenica (Fig. 2.1), de las que las ms importantes son seis: Pacfico, Amrica, Eurasia, Australia India, frica y Antrtida. A stas hay que aadir las placas menores de Nazca, Cocos, Filipinas, Caribe, Arabia, Somalia y Juan de Fuca. Placas de dimensiones an menores son a veces denominadas subplacas o microplacas que pueden no ser del todo independientes. El nmero de estas subplacas vara con las interpretaciones de los diversos autores. Slo para la zona del Mediterrneo se han propuesto ms de seis subplacas.

Fig. 2.1 Distribucin de las Placas Tectnicas

A pesar de la variedad de las placas, los tipos de contactos, mrgenes o fronteras entre las placas se reducen fundamentalmente a tres: mrgenes de divergencia o extensin, mrgenes de convergencia o subduccin y mrgenes de fractura de deslizamiento horizontal o de transformacin. En los mrgenes de divergencia o extensin, las placas se

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separan una de la otra, crendose en el espacio que resulta nueva litosfera de carcter ocenico. En las de convergencia o subduccin, la litosfera de una placa se introduce en el manto por debajo de la otra, producindose en estos mrgenes una destruccin de litosfera. En los mrgenes de fracturas, las placas se deslizan horizontalmente una con respecto a la otra sin que haya creacin ni destruccin de litosfera.

Fig. 2.2 Esquema de una zona de subduccin Desde el punto de vista de los bloques continentales, sus mrgenes se dividen en dos tipos, activos y pasivos. Los mrgenes activos son aquellos en los que la colisin con una placa ocenica produce una zona de subduccin. El margen continental es a la vez un margen de placa. En los mrgenes pasivos, el continente est unido a una parte ocenica formando una misma placa, como por ejemplo, el margen oriental de Amrica y el occidental de Eurasia y frica. 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 creacin de la corteza ocenica entre ellos. Un margen pasivo se convierte en activo cuando la apertura del ocano alcanza su mxima dimensin. A partir de ese momento se activan los mrgenes continentales consumindose en ellos la corteza ocenica.

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El movimiento de las placas puede definirse de acuerdo con el teorema de Euler, por rotaciones en torno a un eje o polo que pasa por el centro de la Tierra. El problema geomtrico del movimiento de las placas consiste en establecer los polos de rotacin de cada una de ellas y su velocidad angular. A lo largo del proceso de fracturacin y traslacin de las placas, la corteza continental permanece prcticamente constante en extensin, mientras la corteza ocenica se va renovando continuamente, crendose en los mrgenes de extensin y destruyndose en los de convergencia. La actual divisin de los continentes es debida a una fracturacin que comienza hacia el periodo Trisico, hace unos doscientos millones de aos. Antes de esta fracturacin, los continentes estaban reunidos en un nico bloque continental o continente primitivo, Pangea. Es bastante probable que con anterioridad a esta fracturacin hayan existido otras, cuyos mrgenes no tienen por qu coincidir con los actuales, pero las pruebas son difciles de establecer. Durante este proceso que hemos descrito se producen las fases de orogenia, que ocurren principalmente en los mrgenes de las placas de colisin, por plegamiento de los sedimentos depositados en las plataformas continentales. Adems de los movimientos relativos de unas placas con respecto a otras, las posiciones de las distintas placas han variado mucho con respecto tanto al eje de rotacin de la Tierra, como a sus polos magnticos, a lo largo de la historia geolgica. De esta forma se explican las situaciones climatolgicas del pasado geolgico, muy distintas de las actuales y la aparente migracin de los polos magnticos. Respecto al problema del movimiento absoluto de las placas, ha adquirido una gran importancia los fenmenos denominados como puntos calientes o plumas convectivas de material caliente del manto.

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Fig. 2.3 Puntos calientes de la Tierra Estas plumas de material se extienden a travs de todo el manto hasta posiblemente la frontera con el ncleo. Debido a su gran profundidad son fenmenos muy estables que han podido permanecer constantes a lo largo del tiempo geolgico. La importancia de estos puntos calientes en la tectnica de placas fue puesta de manifiesto por Wilson y Morgan. Algunos de estos puntos calientes estn situados cerca de un margen entre placas, como el situado cerca de la isla de Tristn da Cunha y otros en el centro de una placa, como el de Hawaii. El desplazamiento de la placa sobre el punto caliente estacionario deja una huella de una fila de volcanes, de la que slo los ltimos son activos. Esta hilera de volcanes permite establecer el movimiento absoluto de la placa con respecto al punto caliente que se ha mantenido fijo. El conjunto de puntos calientes permite establecer un sistema de referencia, respecto al cual se puede referir el movimiento absoluto de las placas. Sin embargo, esto no es del todo claro, ya que algunos autores han encontrado movimientos relativos entre algunos de ellos. La estabilidad del sistema formado por los puntos calientes debe considerarse slo en el sentido de que su desplazamiento es lento en comparacin con el de las placas. Para Wilson, este sistema est formado por 60 puntos. Morgan ha reducido su nmero a 20, y Minster y Jordan a solamente 16, que han estado activos por lo menos en los ltimos diez millones de aos.

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NATURALEZA Y PROCESOS DE LOS MRGENES DE PLACAS Los mrgenes entre placas pueden reducirse a tres tipos. La litosfera que se crea en los mrgenes de divergencia se consume en los de convergencia, ya que la superficie de la Tierra es limitada y no puede crearse nueva litosfera en una zona si no se consume en otra. Adems, para que este proceso sea posible es necesario que las placas se deslicen lateralmente en ciertos mrgenes. Los procesos geofsicos que se dan en cada uno de estos tipos de mrgenes son distintos. Nos fijaremos ahora brevemente para cada tipo de margen en las observaciones sismolgicas, gravimtricas, magnticas y de flujo trmico. MRGENES DE EXTENSIN O DIVERGENCIA Un caso tpico de este tipo de mrgenes es el de una dorsal ocenica, como puede ser la de la cordillera Centro Atlntica. Topogrficamente, la dorsal est formada por una cadena montaosa de origen volcnico, en cuyo centro se suele dar una depresin o valle de rift, aunque no siempre sea as.

Fig. 3.1.1 Valle de Rift

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El grosor de los sedimentos marinos aumenta con la distancia al eje de la dorsal, as como su edad. Esto indica que la zona de extensin acta como centro a partir del cual se va generando la nueva litosfera ocenica. Al separarse las dos placas, el material fundido del manto surge en forma de lava a la superficie y se enfra incorporndose a la corteza. Al continuar separndose las placas, este material va ocupando el espacio abierto, crendose nueva corteza ocenica a partir del eje de la dorsal. Estas constituyen as una importante proporcin de las zonas volcnicas. Cuando en ellas el volcanismo es muy intenso pueden llegar a formarse nuevas islas. Los datos ssmicos muestran que la distribucin de epicentros est alineada en una franja estrecha que sigue el eje 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 situacin de las zonas de extensin a lo largo de la superficie de los ocanos. El mecanismo de los terremotos es predominantemente de fallas normales, correspondiendo a esfuerzos tensionales horizontales y perpendiculares al eje de las dorsales. En muchas partes, la dorsal est interrumpida por una falla perpendicular a su eje debida a una cierta diferencia relativa en la velocidad de extensin. Estas fallas reciben el nombre de fallas de transformacin o transformadas. Los valores obtenidos para las velocidades de las ondas ssmicas bajo las dorsales indican una disminucin de hasta un 20 por 100. Para el manto superior, las velocidades son entre 7,3 y 7,7 km / sg, valores que se deben comparar con los de aproximadamente 8 km / sg, en zonas ocenicas alejadas de las dorsales. Esta disminucin se explica por el aumento de temperatura y presencia de numerosas fracturas en el material debajo de las dorsales. Esta situacin explica tambin el que los valores del coeficiente de friccin interna Q1

de las ondas ssmicas, a lo largo de

las dorsales, sean ms altos que los observados en regiones ocenicas fuera de las dorsales.

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Fig. 3.1.2 Distribucin de las zonas ssmicas

Las medidas de las anomalas de la gravedad a lo largo de lneas que cruzan las dorsales ocenicas muestran una anomala de Bouguer negativa muy extendida situada sobre su eje, indicando que el material caliente ascendente del manto tiene una densidad menos que el ms fro. El hecho de la forma suave de la curva indica que la deficiencia de masa se extiende a bastante profundidad, aumentando el grosor de la astenosfera bajo el eje de la dorsal, sin que exista una verdadera raz cortical que corresponda a la altura entre 3000 y 4000 m de la cresta ocenica sobre los planos abisales. Las anomalas de aire libre son suaves positivas o prcticamente nulas, indicando que en efecto, la elevacin de la dorsal est compensada isostticamente. Ambas observaciones muestran que el mecanismo responsable de las cordilleras submarinas es de distinto carcter del de las montaas continentales, cuyas alturas estn compensadas isostticamente con mayores grosores corticales. La compensacin de las dorsales ocenicas es ms profunda, afectando a toda la astenosfera con contrastes muy pequeos de densidad. Debajo de ellas la litosfera es delgada (menos de 50 km) y va engrosando a medida que se separa de su eje.

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Las anomalas magnticas a lo largo de cortes transversales a las dorsales proporcionan una de las evidencias ms claras del mecanismo de creacin de nueva corteza ocenica. Estas anomalas presentan mximos y mnimos con valores de hasta 500 nT, alternativamente positivos y negativos, simtricos con respecto al eje de la dorsal. Sobre el plano, las anomalas estn distribuidas en franjas alternantes de anomalas positivas y negativas paralelas al eje de la dorsal. La nica explicacin posible de estas distribuciones es la de creacin de nueva corteza ocenica a partir de las dorsales, mientras se producen inversiones peridicas de la polaridad del campo magntico terrestre, con lo que las rocas quedan magnetizadas en direccin alternante normal e invertida. La correlacin de la anchura de estas bandas entre 30 y 50 km y la duracin de las pocas entre inversiones del campo magntico, aproximadamente un milln de aos, resultan en una velocidad de apertura entre 1 y 6 cm / ao, velocidad que coincide con la deducida por otros mtodos para el desplazamiento de las placas. Un estudio ms detallado de esta velocidad en distintas dorsales ha dado los siguientes resultados: Centro Atlntica, 1 cm / ao; Juan de Fuca, 2,9 cm / ao; y Este del Pacfico, 4,4 cm / ao. En la mayora de las dorsales ocenicas se aprecian con mayor claridad las franjas de anomalas correspondientes a las ltimas inversiones magnticas. Las medidas de flujo trmico en un corte a travs de una dorsal ocenica presentan un rpido aumento cerca de su eje. El mximo de flujo sobre la dorsal misma llega a valores de 300 m W / m2, es decir, varias veces el valor normal medio en zonas no anmalas. La presencia de estos valores altos de flujo trmico evidencia las corrientes ascendentes de material caliente del manto, a partir del cual se forma la nueva litosfera ocenica. MRGENES DE SUBDUCCIN O CONVERGENCIA Los mrgenes de subduccin marcan aquellos en los que las placas convergen unas contra otras. Este movimiento obliga a una de ellas a introducirse por debajo de la otra, resultando que la litosfera se consume o destruye. Cuando una de las dos placas es de naturaleza continental, la placa ocenica es la que se introduce por debajo de la continental debido a la

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baja densidad de esta ltima, que opone una gran resistencia a penetrar en el manto de mayor densidad. De esta forma, la litosfera continental se ha conservado prcticamente constante, mientras la ocenica se crea y se destruye. En los mrgenes en que se intenta destruir la litosfera continental se produce un cambio en el sentido del movimiento y se hunde la placa ocenica opuesta, o se produce un cambio en las caractersticas del margen de las placas. La estructura de un margen de subduccin est representada esquemticamente en la figura 3.1.1. En general, el frente de la placa buzante tiene una cierta curvatura penetrando desde la parte convexa. En muchos casos, el frente de margen de subduccin se halla a cierta distancia de la costa continental, formando un arco de islas y existiendo entre dicho arco y el continente una cuenca marina. Esta cuenca se forma a partir de un centro de extensin situado detrs ( parte cncava ) del arco de islas, en el que se genera corteza ocenica de la misma manera que en una dorsal. El mecanismo de su formacin no es bien conocido y se supone que el frente de subduccin se separa del continente que permanece estacionario, dando origen a la cuenca marginal que ocupa el lugar que se va creando entre ellos. Un ejemplo de esta situacin es el mar de Japn. En otros casos, como en la costa occidental de Amrica del Sur, la zona de subduccin est directamente adosada a la costa y la placa ocenica se introduce con un ngulo pequeo bajo la litosfera continental. Esta situacin se produce por un movimiento del continente hacia el frente de subduccin que impide la formacin de una cuenca marginal. En general, en las zonas de subduccin, el hundimiento de la placa produce una pronunciada sima ocenica. Parte del material introducido en el manto asciende hacia la superficie formando zonas de volcanismo, si el frente est muy separado de la costa, forma un arco de islas, como en la costa asitica del Pacfico. En caso contrario, aparece en el mismo continente, como a lo largo de la costa americana. Generalmente, la lnea de volcanes, paralela a la fosa ocenica, est situada a unos 150 km por encima de la placa buzante. La produccin de este fenmeno se supone que es debida a la migracin hacia la superficie del material menos denso contenido en la placa litosfrica que ha penetrado dentro del manto; aunque su exacto mecanismo no es todava del todo bien conocido.

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Uno de los indicios ms importantes de la existencia de estas placas de material litosfrico introducidas en el manto es la distribucin de focos ssmicos en profundidad. Estos forman alineaciones desde la superficie hasta unos 700 km de profundidad con un ngulo con la horizontal que vara en inclinacin, en muchos casos del orden de 45 , y que se denominan zonas de Benioff. El espesor de la zona ssmica est limitado en general a la parte superior de la placa litosfrica. El hecho de que su profundidad no pase de los 700 km indica que a esta profundidad la placa litosfrica hundida en el manto ha perdido su rigidez y probablemente ha quedado asimilada al material del manto. El mecanismo de los terremotos en la superficie es de fallas inversas, con la parte ocenica desplazndose 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 tensin, mientras que en la inferior stas son de compresin. El interior de la capa buzante a profundidades medias est sometido a tensiones a lo largo de la placa, mientras que en la parte ms profunda lo est a compresiones, debido a la resistencia que opone el material del manto a la penetracin de la placa. La distribucin de velocidades y atenuaciones de las ondas ssmicas muestra que el material de la placa buzante es ms consistente (velocidades altas y atenuaciones bajas) que el de la regin del manto en su entorno. Las anomalas gravimtricas a lo largo de un corte transversal al margen de subduccin muestran un mnimo muy pronunciado y abrupto sobre la sima ocenica, seguido por una anomala positiva suave. Esta parte positiva de la anomala se explica por el aumento en la densidad de la placa con la profundidad por compactacin del material en su interior. Esta anomala positiva es la caracterstica gravimtrica ms importante, mientras que la anomala negativa, a pesar de su valor alto, responde a fenmenos ms superficiales, tales como la formacin de la sima ocenica y la fracturacin del material de la litosfera ocenica en la zona donde empieza a doblarse hacia el interior. Las anomalas magnticas no ofrecen datos de especial inters en estas zonas. Los valores de flujo trmico si reflejan la estructura profunda de las placas buzantes, dando valores menores que la media. La disminucin de flujo trmico es aqu debida a la presencia de la placa litosfrica, ms fra que el material del manto en el que se introduce.

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MOVIMIENTOS VERTICALES DE LA TIERRA ISOSTASIA

Se puede definir como la condicin de equilibrio ideal a la cual tiende la Tierra debido a la fuerza de la gravedad. Esta teora sostiene que los alzamientos y hundimientos continuos que afectan a la corteza como respuesta a la fuerza de la gravedad tienden a mantener un balance gravitacional en todo el sistema, Por ende se considera que la gravedad es la responsable de que existan las montanas y los plegamientos.

PRINCIPIO BSICO La corteza terrestre flota sobre el manto como un iceberg en el ocano. El principio bsico es que para que un cuerpo flote sobre otro, ste debe ser ms denso, con lo que se sita debajo. El material que flota, se hunde en un porcentaje variable, pero siempre tiene parte de l emergido. As, la condicin de flotabilidad no depende del tamao, y cuando la parte emergida pierde volumen y peso, la parte sumergida asciende para compensarlo. Cada bloque individual, ya sea ste una placa o un bloque delimitado por fallas, tiende a alcanzar este equilibrio. La isostasia es fundamental para el relieve de la Tierra. Los continentes son menos densos que el manto, y tambin que la corteza ocenica. Cuando la corteza continental se pliega acumula gran cantidad de materiales en una regin concreta. Terminado el ascenso, comienza la erosin. Los materiales se depositan, a la larga, fuera de la cadena montaosa, con lo que sta pierde peso y volumen. Las races ascienden para compensar esta prdida dejando en superficie los materiales que han estado sometidos a un mayor proceso metamrfico, y que se han convertido en granito. Este granito ascendido, forma escudos o macizos antiguos rgidos, y que no se pliegan ante una nueva orogenia, sino que se rompe formando un relieve fallado. Cada uno de los bloques en los que se rompe el escudo, de diferentes tamaos, tambin tiende a alcanzar el equilibrio isosttico. Los reajustes, ascensos y hundimientos de unos bloques con respecto a los otros, generan pequeos terremotos.

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EL EQUILIBRIO ISOSTTICO se puede romper:

Al formarse una cordillera Al erosionarse un bloque montaoso, y acumularse de estos materiales sobre otro bloque Al aumentar la temperatura y fundir un casquete glaciar que recubre un bloque. El equilibrio tiende a reestablecerse mediante movimientos verticales, que se llaman

movimientos epirognicos Las montanas son la fuerza compensadora del equilibrio.La idea de que las montaas no son un exceso de carga situado sobre la superficie, si no que su masa visible es compensada por un defecto de masa en profundidad se llama Teora Isosttica. Actualmente, a la luz de los nuevos datos sobre la estructura y dinmica del manto, los gelogos suponen que el nivel de compensacin isosttica se debe situar en las zonas profundas del manto, posiblemente en el lmite manto/ncleo. MODELOS ISOSTTICO MODELO DE PRATT-HAYFORD. El postulado de pratt asegura que las montanas no son simplemente masa yacetes sobre la superficie de la tierra si o que se originaron a causa de las anomalias elevadas del interior de la tierra que determina la dilatacin de los materiales y por consiguiente una disminucin de su densidad. La masa material por unidad de rea entre la superficie y det. Nivel es llamado profundidad de compensacin. Henry Pratt propuso una profundidad de compensacin constante T0, como consecuencia, las variaciones de la topografa estn asociadas a cambios laterales en la densidad.

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MODELO DE AIRY Por otra parte, George Airy asumi una densidad constante, lo cual implica una profundidad de compensacin variable El modelo de Airy fue desarrollado para aplicaciones geodsicas por Heiskanen. El modelo Airy-Heiskanen es similar al de un iceberg flotando. En lugar de hielo tenemos material cortical de densidad c y en lugar de agua de mayor densidad tenemos material del manto de densidad m. Si existe una elevacin (como una montaa) sobre la superficie, debe existir una correspondiente raz que se introduce dentro del manto. Como el material cortical es de menor densidad que el material del manto, existir una fuerza de empuje que equilibre la fuerza de atraccin gravitatoria de las montaas. Un mecanismo similar tiene lugar por debajo de los ocanos. Como el agua de mar tiene menor densidad inducir una raz negativa, es decir, una corteza ms fina por debajo de los ocanos. MODELO DE VENING MEINESZ Ms conocido como modelo de isostasia regional o flexin litosfrica, este modelo fue propuesto en la dcada de 1950 a partir de estudios que Vening Meinesz realiza en los Himalayas que mostraban una raz cortical menor de lo que predeca la teora de Airy. Segn este modelo, la litosfera acta como una placa elstica y su rigidez inherente distribuye las cargas topogrficas sobre una regin, en lugar de hacerlo por columnas.

MOVIMIENTOS HORIZONTALES Desde hace mucho tiempo se conoce la existencia de grandes fallas de movimiento predominantemente horizontal, cuyo ejemplo ms notable es la falla de San Andrs, en California. La explicacin del movimiento en estas fallas no se hizo clara hasta el trabajo de J. T. Wilson, de 1965, en el que explic su funcin y les dio el nombre de fallas de transformacin. Una de las caractersticas que ms impresion a Wilson fue que en estas fallas el desplazamiento termina sbitamente a los dos extremos de la falla. La explicacin

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ofrecida es que las fallas conectan zonas de extensin y subduccin entre s o unas con otras. Las fallas son necesarias para explicar el movimiento de las placas, que no sera posible sin la existencia de este tipo de margen. En todos los tipos, el movimiento horizontal se transforma en los extremos, bien en movimiento de expansin o de subduccin, lo que explica su nombre. En la prctica, la situacin no es tan, aunque existen ejemplos muy claros: como la falla de San Andrs, que conecta dos zonas de extensin, y la del Caribe, que una las zonas de subduccin del arco de las Antillas y de la costa de Mxico. Los terremotos en estas fallas llegan a tener magnitudes muy grandes ( M > 8 ), baste recordar el de San Francisco, ocurrido en la falla de San Andrs, en 1906, en el que la ruptura se extendi a ms de 300 km, o los ocurridos a lo largo de la falla Azores Gibraltar. Su mecanismo es de fallas casi verticales de movimiento horizontal, es decir, de desgarre o salto en direccin.

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Fig. 3.3.1 Esquema de una falla de desgarre El sentido del movimiento, determinado en los mecanismos de estos terremotos, coincide con el que corresponde al producido por el mecanismo de transformacin, y no al de fallas transcurrentes que hubieran desplazado las dorsales. La presencia y sentido del movimiento de estas fallas en las dorsales ocenicas se puede apreciar tambin en los desplazamientos de las franjas de las anomalas magnticas. 4.0 OROGNESIS Y VOLCANISMO Antes de la aparicin de la tectnica de placas, la explicacin de los procesos de orognesis se vinculaba a la nocin de geosinclinal, introducida originalmente por J. D. Dana y J. Hall a mediados del siglo pasado. El proceso de geosinclinal se suele dividir en una fase de tectonognesis , en la que los sedimentos depositados sufren diversos plegamientos, y otra posterior de orognesis propiamente dicha, producida por un levantamiento epirognico con nuevos plegamientos y fracturas. Al conjunto de todo este fenmeno se le denomina fase orognica. Estas fases estn agrupadas en ciclos, de los que a lo largo de la historia geolgica de la Tierra se distinguen tres: Caledoniano, Hercnico y Alpino. La aplicacin de la tectnica de placas ha llevado a una revisin radical de las ideas orognicas. Muchos autores cuestionan hoy la utilidad del concepto mismo de geosinclinal, debido a la variedad de situaciones en las diversas cadenas montaosas, que apenas presentan caractersticas comunes. Dentro del nuevo contexto se puede decir que las orognesis estn asociadas a procesos en los mrgenes de placas, en los que las rocas provenientes de depsitos sedimentarios marginales son plegadas y fracturadas, producindose adems fenmenos de magmatismo y volcanismo. En unos casos, la orognesis se produce en la colisin de dos bordes continentales, cuando ha desaparecido la placa ocenica intermedia, y en otros, en la de uno continental con uno ocenico. En el primer caso, los sedimentos depositados en ambas mrgenes continentales sufren diversos grados de deformacin, bajo la accin de fuerzas compresivas horizontales, que dan origen

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a plegamientos y fracturas y, en consecuencia, a acortamientos y engrosamientos de la corteza. El ejemplo ms impresionante de este primer tipo de orogenia es el de la cadena montaosa de los Himalayas, producida por la colisin de las placas continentales de India y Eurasia, y en la que los acortamientos de la corteza se estiman en ms de 300 km, y su grosor del orden de 60 km. El caso de los Alpes es distinto, en los que la orognesis tiene lugar por la colisin repetida del margen sur de la placa de Eurasia con el promontorio Adritico (pennsula Itlica ), perteneciente a la placa de frica, en el movimiento de cierre del antiguo Mediterrneo. La situacin es pues muy compleja. Se supone que una zona de subduccin se ha formado hacia el sur, con penetracin de la parte ocenica debajo del borde Adritico. Un ejemplo del segundo caso, o sea, de la colisin de una placa ocenica con una continental, lo constituye la formacin de la cordillera de los Andes. La colisin se produce entre el margen continental de la placa de Amrica del Sur y el de la placa ocenica de Nazca, que se desplaza hacia el este desde la dorsal del Pacfico Oriental. Se produce aqu a lo largo del tiempo una serie de arcos volcnicos en la placa continental cada vez ms hacia el interior, con la ascensin del magma desde la placa que ha hecho subduccin. Esta ascensin de magma produce un progresivo engrosamiento de la corteza y el plegamiento de los sedimentos. El resultado final es una ancha franja de cadenas montaosas con volcanismo activo, paralelas al margen de la placa, con un enorme engrosamiento de la corteza que llega a alcanzar unos 70 km. Europa est atravesada por una increble y compleja red de cordilleras, de acuerdo con Sullivan. " Las cordilleras son visibles bajo todas las resoluciones ", explic. " Las cordilleras emparejadas son las ms comunes. Con una resolucin mayor, las cordilleras que antes aparecan como rasgos individuales se revelan como dobles ". Algunas de las cordilleras podran haber sido formadas por la tensin en la helada corteza: a medida que dos placas se separan, material ms caliente, procedente del interior, podra emerger y congelarse formando una cordillera. Otras podran haberse formado por compresin: a medida que dos placas se empujan mutuamente, el material donde se produce el contacto

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podra deformarse para dar lugar a la cordillera. Adems de los ros de hielo y la tectnica, Greeley y Sullivan indicaron que algunas reas de Europa parecen haber sido modificadas por procesos desconocidos que los cientficos est debatiendo todava. Greeley declar que algunas reas, por ejemplo, parecen haber sido modificadas por la " erosin por sublimacin". Las depresiones tectnicas intramontanas son una macroforma estructural resultante del levantamiento diferencial del sistema cordillerano andino. La orogenia levant las cordilleras a la posicin actual, mientras que las depresiones fueron levantadas a una altitud menor. Las estructuras adquirieron sus geoformas similares a las actuales con la orogenia andina del Plioceno. El lmite entre las cordilleras y las depresiones ocurre a lo largo de lneas estructurales, generalmente fallas inversas. Poco antes del levantamiento mayor, en el sistema andino emergan parcialmente las cordilleras y algunas serranas, mientras que mares interiores ( " mediterrneos " ), cinagas y pantanos ocupaban las depresiones que hoy conocemos como Magdalena - Cesar, Cauca - Pata, Atrato - San Juan y la Llanura de la Costa. En estos espacios se sedimentaron las formaciones de los materiales procedentes de los relieves emergidos con distancias cortas de recorrido (formaciones epicontinentales ). En estas formaciones dominan los sedimentos detrticos gruesos (gravillas, arenas) y otros ms finos (limos y arcillas). Las depresiones intramontanas bordean paralelamente al sistema montaoso andino y son reas sedimentarias donde se acumula gran parte de los materiales trados por los ros desde los relieves ms altos. La sedimentacin ha sido un proceso continuo, pero con intensidades diferentes, desde la conformacin del sistema andino en el que se identifica, a nivel macro, un sistema de transferencia compuesto por las cordilleras que aportan los sedimentos, la red de drenaje (generalmente encaonada) que los transfiere y las reas bajas donde se depositan ( reas de agradacin).

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Es preciso recordar que en el territorio colombiano, la orogenia es un hecho relativamente reciente y an actual, por lo que ciertas dinmicas externas continan operando, sea como respuesta a los eventos del pasado o a los del presente: diseccin, transporte de sedimentos, torrencialidad, sedimentacin, inundaciones. En los Llanos Orientales, como depresin tectnica lateral al sistema andino, se cumplen, en general, las condiciones estructurales y morfognicas antes sealadas. Sin embargo, se trata esta unidad bajo el concepto de dominio Orinoqus por algunas especificidades relacionadas con las condiciones bioclimticas del pasado y actuales. Otro fenmeno asociado a los procesos de los mrgenes activos es el del volcanismo, que consiste en el afloramiento a la superficie de material fundido, procedente del interior, generalmente del manto superior. El volcanismo aparece tanto en los mrgenes de extensin como en los de subduccin. En el primer caso, en las dorsales ocenicas, la mayor parte del volcanismo es submarino y slo en algunos casos, como en Islandia, llega a la superficie creando islas de material volcnico. En las zonas de subduccin, las lneas de volcanes son generalmente paralelas a su frente. Si ste est muy separado de la costa y el margen del continente se comporta pasivamente, el volcanismo produce un arco de islas, detrs del cual suele formarse una cuenca de extensin, como sucede en todo el margen oriental de Asia. Si el frente est muy cercano a la costa y el continente avanza hacia l, el volcanismo se produce dentro de la misma placa continental, como es el caso en el margen occidental de Amrica Central y del Sur. El volcanismo no est limitado a los mrgenes de placas, sino que se produce tambin en su interior, como puede verse en la figura 4.1

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Fig. 4.1 Distribucin de volcanes El ejemplo ms claro de este fenmeno es el de las islas de Hawaii, prcticamente en el centro de la placa del Pacfico. Otros lo forman las islas volcnicas situadas en el margen pasivo de frica, entre ellas las islas Canarias. Muchos de estos volcanes intra placas estn asociados a puntos calientes

Fig. 4.2 Volcn intra placa En las zonas del volcanismo, el flujo geotrmico es superior a la media y la litosfera es generalmente delgada, aunque en algunos casos sta es relativamente gruesa, dndose una migracin del magma a travs de su interior. El volcanismo asociado a puntos calientes est relacionado con la ascensin de magma procedente de plumas desde el manto inferior Fig. 4.3 Volcn asociado a un punto caliente

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En las dorsales o zonas del rift, el volcanismo est directamente relacionado con el mecanismo de creacin de corteza ocenica y corresponden a corrientes de conveccin ascendentes. El volcanismo de las zonas de subduccin est asociado a la penetracin de la placa de litosfera ocenica dentro del manto. En principio, la placa buzante es ms fra que el material del manto que la rodea, por lo que directamente no es un mecanismo que produzca calor. La friccin entre esta placa y el manto no parece que sea suficiente, por lo que algunos autores proponen mecanismos relacionados con cambios de fase en el material de la placa, para originar el calor que produce la fusin parcial del material del manto por encima de ella. La cmara magmtica o reservorio se localiza a pocos kilmetros de profundidad bajo los centros eruptivos. El emplazamiento de magmas en determinados puntos, se debe a condiciones favorables que permiten el ascenso del material, quiz de 60 o ms kilmetros. El ascenso del magma es lento debido a las enormes presiones litostaticas ( litos = roca ) y no se realiza de una manera continua, los pulsos generados emplazan bolsas magmticas en la profundidad; algunas de hasta un kilmetro de dimetro, las cuales pueden incrementar su volumen si hay aportes desde la profundidad. Algunas de stas burbujas logran romper la presin de las rocas y salen a la superficie formando volcanes nuevos como el Paricutn nacido en 1943 en el estado de Michoacn o salen a travs de edificios volcnicos ya existentes. En ocasiones una burbuja se queda atrapada en la profundidad y forma los llamados " batolitos " que son emplazamientos magmticos ya enfriados y que por procesos de erosin son conocidos en la superficie. Es desconocido el estado fsico que prevalece en el interior de una cmara magmtica. Debe, sin embargo, suponerse que las temperaturas prevalecientes alcanzan los 1000 C o ms, y las presiones son de varios cientos, incluso miles de atmsferas. El estado de la materia en esas condiciones es poco conocido y aunque se han reproducido en el laboratorio algunas de las variables, lo cierto es que las dimensiones de una cmara y la complejidad del fenmeno fsico - qumico permanecen con un velo de incgnitas del mximo inters cientfico. Algunos de estos fenmenos de ascenso magmtico suelen desembocar en erupciones gigantes. Esto ocurre cuando la burbuja es de dimensiones

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considerables y la condicin de las rocas en una regin permite acumulaciones grandes de magma. En esa circunstancia puede formarse una caldera, que se produce por diferentes mecanismos; uno de ellos, segn algunos autores, se debe al emplazamiento somero de una cmara de material viscoso; algunos de estos emplazamientos pueden tener 10 km de ancho. Otro mecanismo se atribuye al gran fracturamiento que tiene un edificio volcnico y al vaciado de su cmara durante una erupcin. En esa condicin el edifico mismo puede colapsarse. Se han observado emisiones de lava, formacin de domos (levantamientos locales de origen volcnico ), explosiones, emisin de columnas de ceniza, gases, sismicidad entre las mas importantes. Cada una de estas fases disipa una energa importante, quiz el 80% corresponde al calor transportado por los fluidos mas densos como la lava. Otra parte corresponde a la energa cintica de los materiales expulsados durante una erupcin, la energa potencial se manifiesta a travs de la deformacin del nivel topogrfico, la energa ssmica se disipa por eventos ssmicos o ruido continuo. Durante una erupcin se generan ondas de presin en la atmsfera que cambian la presin ambiente o generan ondas sonoras importantes. Las medidas realizadas por muchas regiones de la Tierra nos dicen que se disipan entre 0.4 y 8 microcaloras por cm2 / seg o equivalente a unos 60 milivatios por m2. El francs Becquerel descubri la radiactividad en 1896 y su transformacin en calor por Pierre y Marie Curie, despejaron algunas incgnitas. Ahora es admitido que gran parte del calor del interior terrestre se debe a la radiactividad de los elementos constituyentes de minerales y rocas y una parte menor al calor inicial de la formacin del planeta. Se pueden distinguir dos grupos grandes de presentacin eruptiva: la lvica y la explosiva. Estos son dos modelos generales de la manera en que los volcanes crecen o se destruyen; en la primera se produce un desborde de lava por un orificio o una fractura. Cuando la lava asciende por un empuje desde la cmara, la regin superior que se encuentra mas cerca de la superficie, puede fracturar el cono y simplemente desparramar por las laderas. Naturalmente este escurrimiento depende esencialmente de la composicin qumica

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de la lava. No todo este material alcanzar la superficie. Una parte permanece en la profundidad y a esas formaciones se les conoce como rocas plutnicas, el granito por ejemplo, proviene de un magma que no lleg a la superficie y que ha cristalizado en la profundidad. Una erupcin explosiva, se caracteriza por la sbita expansin de los gases contenidos en la cmara magmtica y que se generan por un desequilibrio favorecido por la presencia de fluidos como vapor de agua, aumenta considerablemente la explosividad del magma. Sismologa de volcanes A lo largo del denominado Cinturn de Fuego del Pacfico se encuentran distribuidos numerosos volcanes activos que son resultado de la interaccin de diversas placas tectnicas. Otra consecuencia de este proceso dinmico lo constituye la generacin de una gran cantidad de sismos, mismos que muchas veces pueden alcanzar magnitudes catastrficas. Un claro ejemplo de este proceso lo encontramos en el Japn, donde 46 volcanes activos tienen registros de erupciones en tiempos histricos. De la misma manera las islas Japonesas y regiones adyacentes han sufrido frecuentemente de una serie de terremotos destructores de origen tectnico. Para poder distinguir los sismos de origen volcnico, es necesario descubrir si existen o no diferencias entre estos y aquellos de origen tectnico. De acuerdo a resultados de observaciones ssmicas realizadas sobre diferentes puntos de la corteza terrestre, se ha podido entender que los sismos volcnicos no slo estn limitados en su magnitud cuando se comparan a los de naturaleza tectnica, sino que tambin se originan a profundidades menores. Tambin se ha esclarecido que los sismos de origen volcnico poseen un mecanismo diferente en la generacin de ondas elsticas y que estos se desarrollan de una manera diferente a los tectnicos, por otro lado recientemente ha quedado demostrado que la relacin magnitud - frecuencia ssmica ( ciclos por segundo ) tambin es diferente para ambos tipos de eventos.

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De manera inicial es conveniente clasificar los sismos de origen volcnico de acuerdo a la localizacin de su hipocentro, su relacin con los diferentes tipos de erupcin y la naturaleza del movimiento ssmico. De acuerdo a la localizacin hipocentro y al tipo de movimiento ssmico, los temblores de origen volcnico se clasifican en cuatro tipos:(1) (2) (3) (4)

Sismos tipo A. Sismos tipo B. Sismos de explosin o sismos seguidos de erupciones explosivas. Tremores volcnicos o pulsaciones volcnicas.

Es necesario definir las caractersticas de estos cuatro tipos de sismos volcnicos, y esto se hace a continuacin. Sismos Tipo A Este tipo de sismos se producen en y debajo de los volcanes a profundidades mayores a 1 km, generalmente en el rango de 1 a 20 km. Este tipo de sismos incluye algunos fuertes, aunque raramente exceden 6 en magnitud. El patrn de desarrollo de la actividad ssmica o la frecuencia ssmica de este tipo de eventos se clasifica como de tipo de " enjambre " al igual que los del tipo B y los sismos de explosin, mismo que es muy diferente al patrn de desarrollo de la actividad ssmica de origen tectnico. Es necesario aclarar que las ondas ssmicas del tipo A son similares a aquellas generadas por eventos tectnicos de naturaleza superficial. Sismos Tipo B Los sismos del tipo B se originan usualmente en las zonas adyacentes a crteres activos a profundidades extremadamente superficiales, por ejemplo el crter del Monte Asama en Japn, el popocatpetl en Mxico y en el crter Halemaumau del Kilauea en Hawai. Las magnitudes de los sismos tipo B son generalmente muy pequeas. La onda S de los sismogramas no se distingue fcilmente y los movimientos del sismo consisten

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fundamentalmente de vibraciones con periodos en el rango de 0.2 seg a 1.0 seg. Dado que la frecuencia ssmica de un sismo tipo B generalmente se incrementa antes de una erupcin explosiva, la observacin continua de este tipo de eventos es muy til como un indicador de la actividad interna de los volcanes, esto con el fin de predecir erupciones efectivamente como ha sido posible en el monte Asama en el Japn. Sismos de Explosin Como se ha observado en el Monte Asama ( Japn ), en el caso de erupciones explosivas un gran nmero de bloques de lava y bombas volcnicas con ceniza y gases fueron expulsados con fuertes detonaciones. Una sola erupcin explosiva del tipo Vulcaniano, como las que ocurren en este volcn, dura tan solo unos minutos notndose que la expulsin de grandes bloques de lava finaliza entre 30 o 60 seg despus de iniciada la explosin. La siguiente erupcin explosiva se produce algunos das despus o al menos algunas horas inclusive en los periodos de mxima actividad. Generalmente se registra un sismo en la traza correspondiente a una erupcin explosiva, misma que tiene las siguientes caractersticas que son completamente diferentes a un sismo del tipo A. La mxima amplitud o la magnitud del sismo de explosin tiene una cercana relacin con la intensidad de la erupcin explosiva y es aproximadamente proporcional a la energa cintica de la erupcin. En consecuencia, la magnitud de erupciones explosivas para algunos volcanes, esta dada por una frmula emprica basada en la mxima amplitud del respectivo sismo de explosin. Para Asama se ha observado que este tipo de eventos contienen longitudes de onda mayores comparadas con aquellas de los sismos tipo A y tectnicos. Tales movimientos ssmicos nunca se han sentido mas all del crter, esto sin considerar el hecho de que la amplitud del movimiento rebasa los 1000 micrometros a una distancia de 4 - 5 km del epicentro. Sin embargo, las detonaciones o vibraciones de aire de las erupciones explosivas son marcadamente fuertes, causando que las casas vibren violentamente. En algunos casos los vidrios de las ventanas de casas o edificaciones situadas al pie del volcn han sido

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daados seriamente. En los sismogramas de los sismos de explosin podemos encontrar seales causadas por las ondas de choque del aire. Tremores Volcnicos Si se producen sismos de manera incesante o continuamente con un corto intervalo de tiempo tal como algunos segundos, entonces los movimientos ssmicos se registran de manera continua. Por ejemplo, sismos de explosin presentes en erupciones del tipo Hawaiano y Estromboliano se presentan en intervalos de aproximadamente 10 segundos. En otros casos, sismos del tipo B se presentan de manera casi continua. Como consecuencia los dos tipos de eventos ssmicos mencionados se observan en la forma de tremores volcnicos. Aunado a este tipo de tremor que se origina a profundidades superficiales cerca de crteres activos, se han observado tambin tremores de origen profundo (20 - 30 km en Kilauea, Hawai). 5.0 DERIVA DE LOS CONTINENTES Todos los indicios, tanto geolgicos como geofsicos, apuntan hoy a la agrupacin de todos los continentes en uno solo, hace poco ms de doscientos millones de aos, Este continente nico, o Pangea, quedaba formado por dos bloques unidos: el boreal o Laurasia, formado por Amrica del Norte, Groenlandia y Eurasia; y el austral o Gondwanaland, formado por Amrica del Sur, frica, India, Antrtida y Australia. Algunos autores sostienen la idea de que estos dos supercontinentes estaban separados y que convergieron en uno solo en el Paleozoico superior, para volver a separarse otra vez en el Trisico. Esto implicara la existencia entre Laurasia y Gondwana primero una zona de colisin y ms tarde de extensin.

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Fig. 5.1 Continente nico o Pangea

El comienzo de la ltima fracturacin se sita hace aproximadamente doscientos millones de aos en el periodo Trisico. Las primeras zonas de extensin se crean entre Amrica del Norte y del Sur y frica y en el hemisferio sur entre Antrtida, la India y el margen sureste de frica. Este movimiento inicia la apertura del Atlntico Norte, al mismo tiempo que se produce un acercamiento entre el margen sur de Eurasia y el norte de frica crendose una zona de subduccin a lo largo del antiguo Tetis. La situacin de los continentes hacia el final del Jursico, hace ciento treinta y cinco millones de aos puede resumirse de la siguiente forma: Contina la apertura del norte del Atlntico, crendose adems el Caribe al separarse hacia el norte Amrica del Norte, aunque este continente sigue unido a Europa por Groenlandia. En el contexto de la apertura del Atlntico norte se inicia la rotacin sinistral de la Pennsula Ibrica con la apertura del golfo de Vizcaya. Contina el acercamiento entre Eurasia y frica, cerrndose la zona de subduccin de Tetis. En el hemisferio sur se inicia la fracturacin entre Amrica del Sur y

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frica y se crea el punto caliente de Walvis. Este punto caliente, situado ahora 200 km al suroeste de la isla de Tristn da Cunha, es de gran importancia para ajustar los movimientos absolutos de separacin entre frica y Amrica del Sur. En el hemisferio sur contina la separacin entre frica y la Antrtida, aunque Australia sigue unida a este ltimo continente. La India se desplaza rpidamente hacia el norte entre dos fallas de transformacin empujada por la zona de rift al sur, y arrastrada por la zona de subduccin al norte, en lo que ser la regin de los Himalayas. Estos movimientos se mantienen hasta el final del Cretcico, hace sesenta y cinco millones de aos. Durante los ltimos sesenta y cinco millones de aos se producen los procesos que resultan en la actual configuracin de los continentes. La India completa su recorrido y en su colisin con la margen sur de Eurasia produce el plegamiento de los Himalayas. Durante la ltima parte de su desplazamiento, este continente atraviesa la posicin de un punto caliente que es responsable de los basaltos de la meseta de Deccn y que ahora est situado en el Ocano ndico. Australia se separa definitivamente de la Antrtida, desplazndose hacia el norte y Madagascar se separa de frica. El cierre progresivo del Tetis en su parte occidental da origen a la actual situacin del Mediterrneo y la formacin de los plegamientos relacionados con la zona de subduccin del margen occidental de Amrica, y se produce un cierto cierre en la zona del Caribe. En el Atlntico Norte se completa la separacin de Groenlandia de Europa. En el margen oriental de Eurasia, se forman las zonas de subduccin que bordean el Pacfico desde Alaska y las islas Aleutianas hasta Nueva Zelanda, aunque estas zonas de subduccin pueden haber iniciado su actividad en una poca anterior. Segn el esquema de Dietz y Holden, los movimientos entre las placas ms importantes estn condicionados por tres sistemas principales de extensin y otros tantos de subduccin.

6.0 MECANISMO DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS

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En su teora de la deriva continental, Wegener invocaba como origen de las fuerzas que desplazan los continentes, principalmente aquellas que se derivan de la rotacin de la Tierra y mareas, aunque tambin lleg a mencionar las corrientes de conveccin trmica en el interior del manto. El movimiento de los continentes se conceba entonces como el de bloques de material rgido ligero, flotando sobre un sustrato viscoso ms denso. En la tectnica de placas, como ya se ha mencionado, los continentes forman parte de las placas litosfricas, cuyo espesor es de unos 100 km y que forman realmente las unidades dinmicas. Los diversos sistemas de fuerzas que se han propuesto para explicar el desplazamiento de las placas se pueden reducir a cuatro. Los dos primeros estn formados por fuerzas que actan en los mrgenes y en ellas puede actuar el efecto de la gravedad. Las placas o bien son empujadas desde los centros de extensin o dorsales por la accin de cua del nuevo material que surge del manto, o arrastradas desde las zonas de subduccin por el peso de la capa buzante que ha adquirido una mayor densidad que la del medio que la rodea. Los otros dos se derivan de la existencia de corrientes de conveccin trmica, bien en todo el manto o slo en su parte superior. En el primero de estos mecanismos, las corrientes de conveccin del manto arrastran la placa litosfrica por medio de un acoplamiento viscoso en su superficie interna. Como mostr McKenzie, una forma modificada de este mecanismo, propuesto por Orowan y Elsasser, en 1967, y despus por Oxburg y Turcotte, incorpora la placa litosfrica a la corriente misma de conveccin de material caliente y viscoso del manto superior. La placa litosfrica rgida acta como una gua de esfuerzos que transmite el movimiento de la conveccin trmica. En sentido contrario a estas fuerzas se encuentran las que deben ser superadas para producir el movimiento. Entre ellas estn las que se oponen a la penetracin de la capa buzante en el manto, sobre todo cuando sta llega a su profundidad mxima y las que actan en el frente de subduccin, por la resistencia de la placa ocenica a doblarse hacia abajo y sobre la parte continental empujndola hacia atrs. El arrastre viscoso entre la litosfera y el manto puede tambin considerarse como una resistencia cuando el movimiento de la litosfera es ms rpido que el del material de la astenosfera.

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Actualmente se piensa que el mecanismo predominante del movimiento de las placas es el resultante de corrientes de conveccin trmica en el material del manto, que tambin pueden incluir en parte a la litosfera.

Fig. 6.1 Convecciones trmicas del manto Las fuerzas gravitacionales derivadas de las diferencias de densidad forman tambin parte de este mecanismo. La capa buzante de las zonas de subduccin introduce material fro, que determina la forma de la clula convectiva y al aumentar su densidad, al pasar su material a tener una densidad mayor que la del manto, aade un componente gravitacional en el arrastre de la placa. Los dos mecanismos del movimiento de la placa puede aparecer, o bien por arrastre viscoso del movimiento del manto o por ser ella misma parte del movimiento convectivo. Segn M. H. Bott, el segundo es el ms probable y el efecto ms importante es el de las fuerzas aplicadas a los extremos de las placas, tanto en las zonas de extensin como en las de subduccin. En estos ltimos, la fuerza vertical de arrastre de la

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capa se traduce en fuerzas de arrastre horizontal de toda la placa hacia el frente de subduccin. Otra posibilidad es la existencia de dos sistemas no acoplados de corrientes, uno en el manto superior y otro en el interior. Una mejor aproximacin de la situacin real exige modelos ms complicados de conveccin en los que deben considerarse formas asimtricas, viscosidades variables y distribucin de fuentes de calor en el manto. Un problema muy importante y todava no del todo resuelto es el del mecanismo por el cual se inicia la fractura de la litosfera continental. Generalmente, se admite que las zonas actuales de rift, como las del frica oriental, representan el comienzo de una de estas fracturas. Estas estructuras estn formadas hoy por un abombamiento de la corteza, formacin de grabens y abundante volcanismo. Al mismo tiempo se da un adelgazamiento de la litosfera con la ascensin hacia la superficie del material parcialmente fundido de la astenosfera. Estos mecanismos son necesarios para iniciar la fracturacin y separacin de dos continentes, y deben ir acompaados de fuertes fuerzas tensionales. Los primeros pasos de este proceso pueden ser una intensa actividad de puntos calientes, con aportacin de material fundido desde el manto inferior y progresivo debilitamiento de la litosfera. En esta regin se dara una acumulacin de esfuerzos tensionales en la corteza rgida que resultara en fallas normales y la inyeccin de magma desde abajo. Poco a poco se ira formando un margen de extensin con la formacin de un nuevo ocano intermedio.

CONCLUSIN

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La teora de tectnica de placas propone un modelo por el cual la litosfera est compuesta por un nmero de placas en movimiento unas con respecto a otras, y en cuyos lmites se registran los fenmenos ssmicos, tectnicos y magmticos del planeta. El origen de esta teora se produce cuando Wegener propuso la hiptesis de la deriva continental. Esta idea de una corteza flotante era familiar ya a mediados del siglo XIX puesto que en 1858 Snidel supona que al enfriarse la masa terrestre en fusin, los continentes quedaban en un nico bloque. Sin embargo, el desplazamiento de los continentes solo fue fruto de discusiones apasionadas de Taylor ( en 1910 ) y Wegener. Basndose en documentos geofsicos o datos geolgicos, observ una similitud de las costas a ambos lados del Atlntico. Argumentos biolgicos entre distintos continentes, sugiri que durante el paleozoico superior exista una sola placa que se llam Pangea ( toda la tierra ), que empez a dividirse en el jursico, separndose unos fragmentos de otros. Ya en 1961, surgi la idea de que en la zona central de las dorsales se producen el ascenso de material del manto por mtodos convectivos , esto hace que la corteza ocenica se desplace en ambas direcciones para permitir la acomodacin de la nueva corteza creada. MI conclusin La teora de la isostasia ofrece una fcil explicacin a la profunda erosin que afect a los antiguos sistemas montaosos. La erosin quita materiales situados por encima del nivel del geoide; consecuentemente, las montaas quedan sobre compensadas. La masa compensada es ms ligera que la circundante, por consiguiente tiende a "flotar", elevndose. El movimiento vertical total puede ser muchas veces superior a la altura de las montaas. La disposicin que normalmente presentan los ncleos profundamente erosionados de antiguas montaas, es consecuencia de este proceso de elevacin isosttica.

GLOSARIO

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- Acumulacin: Depsitos continentales compuestos de elementos mviles transportados por el viento ( acumulacin elica: dunas ), agua ( acumulacin fluvial ), glaciares ( morrenas ), volcanes ( conos, coladas, etc. ) o torrentes ( conos de deyeccin ). Estos depsitos forman una superficie de acumulacin, por lo general ms elevada que la circundante; si es plana, se trata de una llanura de acumulacin. - Adventicio: Califica a un cono o a un crter que se produce alrededor de un crter principal o en las laderas de un volcn. - Alabeo: Deformacin de gran radio de curvatura de una masa continental rgida. Se trata de un fenmeno tectnico bastante frecuente en las superficies de arrasamiento de los macizos antiguos, en las placas y en los cratones cuyo duro material no puede plegarse. - Alineaciones estructurales: Relieves alargados y, con frecuencia, paralelos que corresponden a los afloramientos alternados de rocas duras y rocas blandas distribuidas en bandas largas por la tectnica; los relieves apalachianos constituyen alineaciones estructurales. - Antepas: Zona rgida, o dbilmente plegada, de la corteza terrestre sobre la que revierten los mantos de corrimiento de un geosinclinal. El pospas queda situado tras los mantos de corrimiento y se compone de terrenos ms recientes que los del geosinclinal. - Anticlinal: Deformacin de una zona sedimentaria por un pliegue en el que los estratos se inclinan por uno y otro lado en sentido opuesto de un eje denominado charnela del pliegue o eje anticlinal; este eje es la lnea que une los puntos ms altos de un pliegue anticlinal. Un anticlinal encontrado presenta un eje de longitud limitada que flexiona en sus extremidades; su cima es plana y sus lados verticales o casi verticales. Cuando el plano del eje se inclina casi hasta la horizontal se dice que el anticlinal est tumbado.

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- Astenosfera: Una de las zonas que constituye el globo terrestre, caracterizada por una disminucin de la velocidad de las ondas ssmicas. Queda situada en la parte superior del manto, bajo la litosfera; tiene un espesor de 500 a 600 km y una densidad comprendida entre 3 y 4; se compone de elementos ultrabsicos, en especial peridotitas. Su temperatura es muy elevada (1200 a 1400 C ). Es viscosa y est sometida a movimientos convectivos en sentidos opuestos. Ello produce desplazamientos lentos en la litosfera, que descansa sobre ella y que, siendo ms rgida, es susceptible de dividirse en placas . Estos desplazamientos, al incidir en placas, hendiduras ( rift ), volcanes, sesmos, provocan elevaciones ( cadenas de montaas ) y hundimientos en el seno de la corteza terrestre. - Austroalpino: Caltica una de las etapas de corrimiento de los Alpes, inclinados sobre las capas pnnicas. - Basalto: Roca volcnica de color gris negro formada por almina y slice, y que da lavas fluidas en largas coladas. - Bomba volcnica: Material lanzado por los volcanes en estado viscoso. Retorcidas por efecto de expulsin, las bombas conservan dicha forma una vez enfriadas. - Buzamiento: Inclinacin de las capas del terreno con relacin a la horizontal. - Caldera: Cavidad de origen volcnico, de forma ms o menos circular, debida a explosiones o a hundimientos por trasiego del magma. - Caledoniano: Califica a los plegamientos que tuvieron lugar en el silrico, principalmente en Escocia. - Cmara de magma: Cavidad donde se concentra el magma en el seno de la corteza terrestre y se inicia la erupcin.

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- 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 o estrangulados. - Conveccin: Movimiento circular que se efecta segn un plano vertical en una masa gaseosa como la atmsfera (circulacin convectiva de los gases ) o en una masa lquida muy fluida ( en el agua, por ejemplo ) o muy viscosa, como el magma de la astenosfera. Estas corrientes de conveccin se deben a diferencias de densidad que provienen, a su vez, de diferencias de temperatura. - Corteza: En geofsica, elemento constitutivo del globo terrestre, integrante de los continentes y del fondo ocenico, que reposa sobre el manto ultrabsico: es la corteza terrestre o costra terrestre. Su espesor vara entre 10 y 16 km; es mayor bajo los macizos montaosos que bajo los ocanos. La corteza terrestre se compone, de arriba abajo, de sedimentos amorfos, de rocas cristalogrficas, de granito y de basalto, hasta la superficie de discontinuidad de Mohorivicic, que la separa del manto. - Cratn: Bloque relativamente estable de la corteza terrestre; est formado de la sial y en general no reacciona ms que a movimientos de conjunto o epirognicos y a los tectnicos rompientes. En cualquier caso, y contrariamente al escudo, ms extenso, un cratn puede presentar una cobertura sedimentaria plegada. - Depresin: En geomorfologa, trmino que designa una forma de relieve compuesta de laderas convergentes hacia abajo, en el caso de una depresin cerrada. Una depresin tectnica se debe en general, a fallas de espejos orientados frente a frente; no es necesariamente cerrada; si coincide con el fondo de un sinclinal, se trata de una depresin sinclinal; al pie del frente de una cuesta es una depresin perifrica. - Dique: Relieve volcnico dejado al descubierto por la erosin y constituido por una colada de lava solidificada que irrumpi al exterior por una fisura de un cono volcnico. Esta colada presenta frecuentemente el aspecto de un muro de paredes

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irregulares y, en ocasiones, de trazado sinuoso; los diques en enjambre , salidos de un mismo crter, se dividen en mltiples intrusiones y, descalzados, forman relieves caticos. - Dorsal: Dilatada cadena de montaas que separa dos regiones ms bajas de relieve similar. La dorsal submarina es un relieve de varios miles de kilmetros que separa dos cuencas ocenicas; si se halla situada aproximadamente en el centro de un ocano, se denomina mediocenica. - Endurecimiento: Rigidez de un material fluido o mvil, como consecuencia de enfriamiento en el caso de las lavas, por prdida de agua en el caso de las rocas porosas o, finalmente, por cementacin en los conglomerados 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 o flexuras. - Erupcin: Principalmente fenmeno de origen volcnico en el curso del cual brotan, pasado por la chimenea y el crter de un cono volcnico, lavas, cenizas, humaredas sulfurosas, vapores de agua, etc. La erupcin es puntual si tiene lugar en un punto nico del cono, el crter; es fisural si tiene lugar por las fisuras del cono o de la corteza terrestre. Se distinguen varios tipos de erupciones volcnicas e incluso un mismo volcn puede tener erupciones de tipos diferentes. La erupcin lvica se produce a travs de fisuras que emiten lavas muy fluidas que se extienden sobre grandes superficies. La erupcin de tipo hawaino lanza igualmente lavas muy fluidas, como los basaltos, que salen de un amplio crter hacia los valles prximos; es el caso del Kilauea, en las islas Hawai. Las erupciones de tipo explosivo se manifiestan por explosiones en la cima del crter y por la proyeccin de rocas acompaadas de lavas poco fluidas, como las riolitas. Entre estas erupciones podemos distinguir: la erupcin de tipo stromboliano ( Stromboli, volcn de las islas Lipari ), que lanza casi sin interrupcin, a poca altura, lavas, cenizas y rocas, productos eruptivos cuya mayor parte vuelve a caer dentro del mismo crter; la erupcin de tipo vulcaniano

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(Vulcano, volcn de las islas Lipari ), espasmdico, cuyas lavas muy cidas se solidifican en el crter y a veces saltan a grandes alturas debido a la presin de los gases; la erupcin de tipo ultravulcaniano, caracterizada por largos perodos de reposo y por explosiones formidables que proyectan restos y cenizas a varios kilmetros de altura, acompaados de penachos de humo. Una erupcin de tipo peleano ( Monte Pelado, en la isla Martinica ) es una emisin de lavas poco fluidas, acompaada de una nube ardiente constituida por bloques de roca, cenizas y vapor de agua a temperatura elevadsima; a veces surge de una boca lateral y desciende velozmente por las laderas del cono. A continuacin se crea una intumescencia de lava pastosa que puede permanecer en el interior del volcn o elevarse en forma de aguja hasta alcanzar una altura de 400 m. - Falla: Fractura de origen tectnico en una masa rocosa, con desnivelacin o desplazamiento relativo entre ambos bordes de la fractura. De este modo, se encuentran en contacto terrenos de edades o de facies diferentes. El plano a lo largo del cual ha tenido lugar el desplazamiento constituye el plano de falla; la parte visible de este plano es el frente de falla, que a veces muestra cierto pulimento debido al deslizamiento de un bloque contra el otro ( se denomina entonces espejo de falla ). El trazado de la falla sobre el terreno se denomina lnea de falla. En el caso de una falla contraria o falla acabalgada, la pendiente del plano de falla va en sentido contrario al buzamiento de los estratos y el bloque levantado puede cubrir mediante acabalgamiento el bloque rebajado. El salto es la desnivelacin producida entre los dos bloques por el juego de la falla; puede alcanzar ms de 1000 m. Si no hay salto, se produce fractura, pero no falla, a no ser que haya tenido lugar un desenganche, es decir, un desplazamiento lateral. Cuando varias fallas se cortan forman una red de fallas, que consiste en un enrejado o parrilla si se entrecruzan segn ngulos regulares y prximos al recto. Si las fallas, por el contrario, siguen sentidos similares, constituyen un haz de fallas. Si se agrupan segn determinadas direcciones estructurales, o si pertenecen a un perodo concreto de evolucin geolgica, o si observan, finalmente, formas semejantes, constituyen un sistema de fallas; as, las fallas que rodean el Pacfico configuran en el sistema peripacfico. En el relieve, una falla reciente constituye una escarpa de falla, o un acantilado de falla; si esta escarpa retrocede paralelamente a s misma por efecto de la erosin, el hecho se traduce sobre el terreno en un escarpe de lnea

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de falla; un valle excavado segn la zona de trituracin de una falla se denomina valle de lnea de falla. Varias fallas paralelas, pero de salto desigual, producen escalones de falla o fallas escalonadas. Si las corrientes de agua se encajan atravesando perpendicularmente la escarpa derivada de una falla, entre sus valles se recortan, sobre la escarpa, vertientes en forma de tringulo o de trapecio: son las facetas de falla. - Flexin: Buzamiento acentuado de las capas geolgicas, a veces con estiramiento de las mismas sin ruptura en forma de falla. La flexura continental comprende las series de accidentes (pliegues, flexiones, fallas) que afectan la zona que separa una masa continental de una cuenca ocenica. - Fluidez: Propiedad de los materiales de la corteza terrestre y del magma para fluir, es decir, para discurrir a mayor o menor velocidad segn su grado de fluidez. - Fractura: Rotura en una zona de la corteza terrestre, sin desnivelacin o desplazamiento lateral entre ambos bordes de la rotura. - Geofsica: Ciencia que tiene por objeto la estructura profunda y la naturaleza del globo terrestre; llega a conocerlas mediante el estudio de los sesmos naturales o artificiales, del magnetismo terrestre y de la gravimetra. - Geofractura: Rotura que afecta a la corteza terrestre. Suele ser una falla de desenganche vertical, lateral u oblicua. - Geomorfologa: Ciencia de las formas de relieve de la superficie de la tierra. Su objeto es describirlas, explicarlas, seguir los pasos de la evolucin de las mismas, compararlas y clasificarlas. - Geosinclinal: Zona larga y estrecha entre dos placas o dos cratones de la corteza terrestre. En el medio marino se halla en vas de hundimiento, mientras recibe sedimentos

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que formarn, a continuacin, guirnaldas de islas y ms tarde cadenas de montaas, denominadas cadenas geosinclinales. - Geotermia: Temperatura interna del globo terrestre. Aumenta desde la superficie al manto segn una media de 1C por cada 31 m. Sin embargo, este gradiente geotrmico es muy variable: en las regiones volcnicas es ms elevado ( 1C por cada 5 6 m ) y ms reducido en las regiones estables ( 1C por cada 50 a 60 m ). Tambin vara con la profundidad, aumentando o disminuyendo segn sea la proximidad del magma y la presin ejercida por los materiales de la litosfera. - Gondwana: Hipottico continente que reuni, antes del cretceo, Amrica del Sur, Africa, Madagascar, India y Australia. Sufri una dislocacin a causa de tensiones opuestas, separndose los continentes segn la teora de la deriva o de las placas y los rifts. - Hundimiento: Fragmento de la corteza terrestre que se hunde, ms o menos rpidamente entre dos fallas. Si el hundimiento es estrecho, se trata de una fosa o graben; si es amplio, nos hallamos ante una cuenca o una llanura de hundimiento. - Isostasia: Teora segn la cual las masas continentales, que pueden ser placas o cratones, se mantienen en equilibrio en la superficie del manto que se supone viscoso, particularmente en la astenosfera. Si una de esas masas adquiere mayor peso por sedimentacin o acumulacin de hielo o productos volcnicos, se hunde ms, y, por desplazamiento de materia, la astenosfera provoca el levantamiento de otro continente. Por el contrario, aligerada por la erosin o una desglaciacin, la masa tiende a subir, a encontrar su equilibrio isosttico. - Lava: Producto volcnico lanzado durante una erupcin. En un principio, la lava proyectada es relativamente fluida, y despus se solidifica ms o menos lentamente. Si proviene del magma grantico, la lava es cida, es decir, rica en slice y, en consecuencia, pastosa; se endurece dando rocas claras: andesitas, traquitas, riolitas. Si proviene del magma basltico, la lava es bsica, es decir, pobre en slice pero rica en almina, en hierro

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y en magnesio, que la hacen fluida; se consolida lentamente en basaltos de coloracin negra. Si estas lavas bsicas surgen bajo el mar, a escasa profundidad, se enfran rpidamente y adoptan la forma de almohadas o de cojines; son las pillow lavas. En una pendiente dbil, las lavas poco fluidas forman, por friccin sobre la roca, masas alargadas que parecen cuerdas; de aqu su nombre de lavas cordadas. Algunas lavas pastosas dan coladas cortas, sembradas de alveolos, por desprendimiento de gases, y restos semejantes a escorias; tales son las lavas escoriceas. Las lavas liparticas, como las del Stromboli y sobre todo las del Vulcano, en las islas Lipari, son poco abundantes, pastosas y solidifican rpidamente formando un tapn en la chimenea y en el crter; ello provoca una explosin violenta cuando la presin de los gases se hace excesiva. - Litosfera: La ms superficial de las capas concntricas del globo terrestre. Su espesor es de unos 100 km, y de abajo arriba comprende la parte superior del manto, encima de la astensfera, y la corteza terrestre. - Manto: En geofsica, el manto es la capa interna del globo terrestre tradicionalmente situado entre la corteza, de la que est separada por la discontinuidad de Mohorivicic, y el ncleo. Su base se encuentra a unos 2890 km de profundidad. Est constituido por silicatos ferromagnsicos y probablemente se encuentra animado, por lo menos en su parte superior, por corrientes de conveccin que explican los sesmos y los movimientos tectnicos de gran amplitud. En su acepcin geomorfolgica, el trmino significa una formacin superficial que cubre las laderas bajas y las depresiones. Un manto puede ser resultado de la acumulacin de un material detrtico; pero generalmente es consecuencia de la alteracin de una roca; los productos de esta alteracin, llamados alteritas, forman entonces un manto de alteritas. - Neotectnico: Movimientos tectnicos cuaternarios ( o movimientos porsteriores a la ltima gran fase tectnica conocida ) cuyas manifestaciones ms espectaculares son los sesmos y cuya existencia queda testimoniada por actividades o reactivaciones de fallas.

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- Orognesis: Formacin de las cadenas de montaas, desde el depsito de los sedimentos marinos y detrticos hasta el levantamiento que configura los primeros elementos del relieve. Para explicar este levantamiento, las teoras orognicas acuden a movimientos verticales (abombamiento del manto superior que implicara el deslizamiento y pl