Tema 2 Tectónica de placas una teoría global - José Santiago Alvarez Gonzalez

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Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 
 
1 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete 
UNIDAD 2. TECTÓNICA DE PLACAS, UNA TEORÍA GLOBAL 
 
 
1. INTRODUCCIÓN. 
 
Se sabe que la Tierra es una esfera de 6.378 kilómetros de radio ecuatorial. Pero el estudio de su 
interior es muy complejo. Más si se tiene en cuenta que, hasta principios del siglo XX, no se tuvo idea 
de la configuración de las tierras emergidas y hubo que esperar hasta finales de ese mismo siglo para 
completar la exploración de los fondos marinos. Siendo esto así con la parte de la Tierra observable, 
mucho más arduo será el trabajo para descifrar su interior. No sirven sondas ni observaciones 
directas. Se hace necesario medir ruidos, temperaturas, analizar lo expulsado por los volcanes, etc. 
Sólo de esta forma y con estos métodos se puede avanzar en el estudio del interior de la Tierra. 
 
En los últimos años nuevas técnicas se han aplicado al estudio de la Tierra con las que hemos 
obtenido datos fiables de su interior. Esta información junto con los datos que ya poseíamos, el 
estudio de las rocas y los experimentos de laboratorio nos han permitido elaborar un modelo 
terrestre bastante cercano a la realidad. Nuevas tecnologías nos permitirán, en un futuro, ajustar el 
modelo actual a la realidad. 
 
Uno de los aspectos más desconocidos del interior terrestre es la dinámica de sus capas, sobre todo 
del manto y del núcleo, que influyen de manera directa en la dinámica de la corteza terrestre y los 
procesos geológicos que en ella se producen. 
 
 
2. MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA. 
 
Como expusimos en el Tema 1, para conocer el interior de la Tierra se puede recurrir a varios tipos 
de métodos que podemos agrupar en: 
 
1. Directos. Se basan en la observación directa de los materiales que componen las capas menos 
profundas del interior de la Tierra; por lo tanto, la información que proporcionan es muy 
limitada. Los materiales que se estudian son rocas que se extraen de las minas, que se expulsan 
por los volcanes y las que se ponen al descubierto por erosión de los materiales depositados 
sobre ellos. Asimismo la caída de meteoritos provoca cráteres de im- pacto que pueden sacar a 
la superficie rocas del interior. En ocasiones, estas rocas poseen xenolitos (del griego xénos, 
“extraño” y líthos, “piedra”), es decir, fragmentos de roca arranca- dos del manto y que, por 
ejemplo, fueron arrojadas al exterior mediante erupciones volcánicas. 
 
También se han realizado sondeos para conocer la corteza continental profunda; el pozo más 
profundo perforado hasta la actualidad es el pozo SG-3 en la península de Kola (Rusia) que 
supera los 12 km de profundidad. Con posterioridad, el barco japonés Chikyu inició la 
perforación de la corteza oceánica con intención de alcanzar el manto. Actualmente, mantiene 
el récord de perforación en aguas profundas que estableció en abril de 2012. 
 
2. Indirectos. Proporcionan datos acerca de la composición y estructura de las capas profundas 
de la Tierra. Se basan en cálcu- los y deducciones elaborados al estudiar las propiedades físicas 
y químicas de nuestro planeta. Los datos obtenidos se representan en gráficas y, a partir de 
ellas, se construyen hipótesis sobre la composición y estructura del interior de la Tierra. Los 
métodos indirectos se clasifican en: 
 
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 Métodos no sísmicos, entre los que encontramos los estudios de rocas extraterrestres como los 
meteoritos, que nos aportan información sobre la abundancia de los elementos químicos que 
existen en el Sistema Solar y, en consecuencia, de la composición de las capas internas de la 
Tierra... También el estudio de las características del planeta (magnetismo, gravimetría, 
densidad y temperatura de la tierra) nos puede proporcionar in- formación sobre el interior del 
planeta. 
 Métodos sísmicos. Se basan en el estudio de las variaciones de velocidad de las ondas sísmicas 
en el interior de la Tierra. 
 
 
2.1. El método sísmico. 
 
La sismología estudia los terremotos, sus causas y efectos, pero también la estructura del interior 
terrestre a partir de los datos que proporcionan las ondas sísmicas. Los terremotos o seísmos son 
vibraciones bruscas de la corteza terrestre causadas por el desplazamiento de grandes masas rocosas 
en zonas de fractura o fallas. La mayoría se producen entre 10-70 Km de profundidad, donde las 
rocas poseen un comportamiento rígido. La energía liberada viaja en forma de ondas elásticas en 
todas las direcciones a partir del foco o hipocentro donde se origina el seísmo. El punto de la 
superficie situado en la vertical es el epicentro. Los sismógrafos registran las ondas sísmicas en unas 
gráficas llamadas sismogramas. 
 
 
Tipos de ondas sísmicas: 
 
Ondas de volumen. Las vibraciones se propagan formando frentes esféricos de ondas que dan lugar 
a ondas de volumen las cuales se transmiten en profundidad. Las distintas rocas son atravesadas por 
este tipo de ondas de diferente manera, según su naturaleza y estado. Estas pueden ser de dos tipos: 
 
 “P” (primarias): son ondas longitudinales o de compresión cuyas partículas 
vibran en la misma dirección en que se propaga la onda, produciendo 
compresiones y dilataciones. Son las primeras en recibirse. Su velocidad 
depende directamente de la incompresibilidad y módulo de rigidez e 
inversamente de la densidad. Velocidad entre 5 y 13 km/seg. Las ondas P se 
propagan en medios rígidos y fluidos, aunque a menor velocidad. 
 
 “S” (secundarias): son ondas transversales cuyas partículas vibran 
transversalmente, es decir, perpendicularmente a la dirección de propagación. Su 
comportamiento depende de la elasticidad del medio, por lo que sólo se 
propagan en medios sólidos y en medios poco rígidos, nunca en medios fluidos. 
Su velocidad depende del módulo de rigidez en razón directa y de la densidad en 
razón inversa. Velocidad entre 4 y 8 km/seg. 
 
En el interior de la Tierra la velocidad de las ondas P y S debe aumentar a pesar de la densidad 
creciente, debido al incremento de K (incompresibilidad) y de µ (rigidez), excepto en algunas 
determinadas zonas. Tenemos que tener presente que: 
 
 Cuanto mayor es la densidad de un medio, menor es la velocidad de las ondas que lo atraviesan; 
esto se debe a que hace falta mucha energía para hacer vibrar a los átomos muy pesados, por lo 
que los medios muy densos absorben mucha energía sísmica. 
 La velocidad de propagación de los dos tipos de ondas es proporcional a la rigidez del medio, ya 
que las dos son vibraciones (las de las ondas P, en la dirección de los rayos; las de las ondas S, 
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transversales a aquéllos), y en un medio muy rígido las partículas tienen posiciones muy fijas, a 
las que vuelven fácilmente tras las vibraciones, sin absorber mucha energía. 
 En los fluidos (rigidez nula) pueden transmitirse las ondas P porque dependen también de la 
incomprensibilidad (K), pero no las ondas S: como en un fluido una partícula no tiene una 
posición fija, no puede vibrar en torno a ella. 
 
 
La transmisión de las ondas P y S a través de las capas terrestres 
obedece las leyes de la refracción y de la reflexión establecidas 
para la luz. Los medios donde se producen y por donde pasan las 
ondas sísmicas son heterogéneos por lo que los frentes de ondas 
no son esféricos y estas se transmiten con diferentes velocidades 
según las direcciones. Las trayectorias de las ondas suelen ser 
curvas debido a los fenómenos de refracción. 
 
Estasrefracciones generan "zonas de sombra" que permiten 
saber a qué profundidad se produce el cambio de material. Por 
tanto, las ondas sísmicas pueden proporcionarnos una 
“radiografía” del interior terrestre. 
 
 
 
 
Ondas de superficie: Son más lentas que las ondas de volumen y solo se propagan por el exterior del 
planeta, razón por la cual carecen prácticamente de interés en geofísica al no permitir «escuchar» el 
interior de la Tierra. Sin embargo, son motivo de preocupación debido a su baja frecuencia, su larga 
duración y su gran amplitud, factores que hacen de ellas las ondas sísmicas más destructivas. Las 
principales son: 
 
 Rayleigh “R” (LR): las partículas vibran 
perpendicularmente en un plano vertical a la 
dirección de propagación. 
 
 Love “L” (LQ): las partículas vibran 
perpendicularmente en un plano horizontal. Son 
muy peligrosas para los cimientos de las casas. 
 
 
3. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA. 
 
Para explicar la estructura del interior terrestre se propusieron dos modelos. Inicialmente un modelo 
geoquímico basado en la composición de los materiales y, posteriormente, un modelo geodinámico 
sustentado en la respuesta física de dichos materiales. Este último se propuso durante el desarrollo 
de la teoría de Tectónica de Placas para explicar la dinámica de las placas litosféricas teniendo en 
cuenta la rigidez o la fluidez de los materiales que constituían las distintas capas. El modelo actual es 
una síntesis de los dos modelos anteriores. 
 
3.1. Modelo geoquímico terrestre (modelo estático). Discontinuidades sísmicas. 
 
Analizado el comportamiento de las ondas sísmicas como hemos visto en un punto anterior y, a la 
vista de las gráficas de velocidad, se propuso un modelo que dividió a la Tierra en varias regiones: el 
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modelo geoquímico. Dicho modelo se basa en la diferente composición química y mineralógica de 
los materiales terrestres, lo que influye en la velocidad de las ondas sísmicas. 
 
Las ondas sísmicas se propagan a velocidad variable, dependiendo de la naturaleza de los materiales 
atravesados. Al cambiar de medio pueden sufrir procesos de reflexión y refracción, lo que permite 
detectar la existencia de las llamadas discontinuidades sísmicas. Se trata de variaciones importantes 
en la velocidad y comportamiento de las ondas sísmicas y se corresponden con zonas del interior 
terrestre que separan diversas capas de la Tierra: la corteza, el manto, el núcleo externo y el núcleo 
interno. 
 
Las tres principales discontinuidades sísmicas son: 
 
- Discontinuidad de Mohorovicic o simplemente Moho y señalaría el límite entre la corteza y el 
manto. Debe su nombre al croata Andrija Mohorovičić (1857-1936) quien la descubrió al 
comprobar que las ondas sísmicas incrementaban notablemente su velocidad al atravesar una 
zona situada unos 35 km de media bajo los continentes. La profundidad real de esta 
discontinuidad varía entre los 10-15 Km bajo los océanos y 30-40 Km bajo los continentes. 
 
– Discontinuidad de Gutenberg o CMB (de core-mantle boundary o límite núcleo-manto) delimita 
el manto del núcleo, a unos 2900 Km de profundidad. Es la más nítida e importante de todas. en 
1912, el sismólogo alemán Beno Gutenberg (1889-1960) verificó la existencia de una “zona de 
sombra” entre los 105 y 143 grados respecto del origen del sismo, es decir, una zona en la que no 
se registraban ondas sísmicas. Este hecho les llevó a plantearse la existencia de una capa interna, 
el núcleo, mucho menos rígida que el material suprayacente –el manto– que se caracteriza por la 
brusca disminución de velocidad de las ondas P a la vez que se refractan desviándose de su 
trayectoria. Más tarde se comprobó que las ondas S no atravesaban el núcleo, lo que se 
interpreta como que al menos una parte está 
en estado líquido. 
 
 
 
 
 
- Discontinuidad de Lehmann (zona de transición del núcleo). Más adelante se observó que la 
“sombra” arrojada por el núcleo no es total, sino que se observan ondas P de pequeña amplitud 
en esta zona. En 1936, la sismóloga danesa Inge Lehmann (1888-1993) sugirió que estas ondas 
eran debidas a la existencia de un núcleo interno sólido, en el que las ondas P incrementaban su 
velocidad de 10 a 11 km/s debido un incremento de rigidez, diferenciándose por tanto un núcleo 
externo fundido y un núcleo interno sólido. La zona de separación entre ambas partes del núcleo 
recibió el nombre de discontinuidad de Lehmann (también denominada discontinuidad de 
Wiechert- Lehmann) y estaría situada a unos 5.155 km. 
Las ondas P y S aparecen en las estaciones comprendidas entre el foco y una distancia de 103º medidos desde el 
centro de la Tierra. Entre los 103º y los 140º aparece una zona de sombra y después sólo reaparecen las P a partir 
de los 140º. Este fenómeno podría deberse al estado fluido del núcleo externo. 
 
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En resumen, el método sísmico ha permitido diferenciar los materiales presentes en el interior del 
planeta en función de sus características mecánicas, que condicionan la velocidad a la que se 
propagan las ondas sísmicas. Es la conocida como estructura geoquímica de la Tierra, que 
proporciona una imagen de la misma formada por corteza, manto, núcleo externo y núcleo interno. 
Sin embargo, es una imagen estática que no aporta información acerca de lo que ocurre en las 
profundidades de nuestro planeta. Los avances más recientes en las técnicas sismológicas, como el 
desarrollo de la tomografía sísmica, han ofrecido una imagen dinámica del interior, mostrando 
procesos que tienen su reflejo en la superficie de la corteza. 
 
 
 La corteza: estructura y composición. 
 
Representa aproximadamente el 1 % del volumen del globo terrestre. Es la capa más superficial y por 
tanto la más conocida, gracias tanto a métodos de sondeo directo como a métodos indirectos. 
 
Los elementos químicos más abundantes en la corteza son el oxígeno (94%) y el silicio, junto al 
sodio, el potasio, el calcio y el aluminio. Desde el punto de vista genético y composicional podemos 
distinguir entre dos tipos de corteza, la continental y la oceánica. 
 
El 20 de mayo de 1990 un terremoto 
de magnitud 7,1 ocurrido en Sudán 
originó ondas sísmicas como las que 
se muestran, que fueron registradas 
por los observatorios sismológicos 
de todo el mundo, generando 
sismogramas como los que aparecen 
al lado del nombre de algunas 
ciudades. 
 
Distribución de la velocidad de propagación 
de las ondas sísmicas P y S en el interior de 
la Tierra, basada en los datos obtenidos por 
Jeffreys en 1939 y por Gutenberg en 1959. 
Se ha descubierto que algunas ondas P, al 
llegar al núcleo interno, generan ondas S 
que se propagan a su través –lo que 
muestra que es sólido–; las ondas S 
abandonan el núcleo interno regenerando 
ondas P, que se detectan con retraso en los 
sismogramas 
Discontinuidad 
de Gutenberg 
Discontinuidad 
de Lehmann 
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La corteza continental presenta un espesor que oscila entre25 a 70 km y su densidad media está en 
torno a 2’7 g/cm3. El compuesto más abundante es el sílice (SiO2). Entre los minerales serán por 
tanto los silicatos simples y aluminosilicatos los más abundantes, como el cuarzo. En general, la 
corteza continental es un conjunto caótico de rocas plutónicas, volcánicas y sedimentarias, 
metamorfizadas en distintos grados, casi siempre más intensos cuanto mayor es la profundidad.En 
algunos casos la composición de la parte superior es de tipo granítico y la inferior gabroideo. La 
composición media es la de la andesita (roca intermedia entre el granito y el basalto). 
 
La corteza continental contiene rocas muy antiguas, de cerca de 4.000 millones de años: el 
registro continental abarca, por tanto, un 85 % de la historia de la Tierra 
 
La corteza oceánica tiene un espesor que oscila entre 5 y 12 km y una densidad media de 3,0 
g/cm3. Los minerales predominantes son los feldespatos cálcicos y piroxenos. Su edad no 
supera los 180-200 m.a. Se encuentra estratificada en varios niveles: 
– Nivel 1: Hasta unos 400 m de espesor, compuesto de sedimentos. 
– Nivel 2A: de 500 m de espesor, contiene basaltos que forman lavas almohadilladas. 
– Nivel 2B: de 1,5 km de espesor, formado por diques basálticos fracturados. 
– Nivel 3: de 4 km de espesor, formado por gabros y otras rocas de bajo contenido en 
sílice formados por enfriamiento lento del magma 
 
 
 El manto: estructura y composición. 
 
Representa el 83 % del volumen del globo y el 64 % de su masa. Se trata de la segunda envuelta 
interna por lo que es una capa intermedia entre la corteza y el núcleo. La temperatura oscila entre 
los 1000 - 5000 ºC pero las altas presiones impiden la fusión de las rocas. Este comportamiento 
sólido queda avalado por las informaciones del método sísmico. En algunos puntos en los que 
disminuye la presión se produce una fusión parcial, dando lugar a los magmas que tienden a emerger 
a la superficie a través de las grietas del terreno. La tomografía sísmica ha desvelado que los 
componentes del manto se comportan como sólidos ante las sacudidas sísmicas mientras que ante 
esfuerzos lentos y largos (millones de años) tienen un comportamiento fluido. A este estado sólido-
líquido se le llama fusión incipiente. Este estado del manto justificaría la existencia de las corrientes 
de convección que estudiaremos más adelante. 
 
La mayor parte de los investigadores aceptan que las rocas predominantes en el manto son las 
peridotitas, con alto contenido en silicatos de Fe y Mg y bajo contenido en SiO2 (sílice). Hay 
evidencias que apoyan que el manto parece formado por rocas del grupo de las peridotitas: 
 
 Las peridotitas se parecen a un tipo de meteoritos (condritos) y de asteroides, lo que indica que 
se trata de materiales frecuentes en el Sistema Solar. 
 A las temperaturas reinantes en el manto, las peridotitas se fundirían parcialmente dando 
magmas basálticos, que son los más comunes de los que llegan a la superficie desde el manto. 
 En los sondeos marinos realizados sobre bloques oceánicos levantados y erosionados se han 
encontrado peridotitas bajo los materiales de la corteza oceánica. 
 El manto es anisótropo: es decir, las ondas sísmicas no se propagan con igual velocidad en todas 
las direcciones, probablemente a causa de la existencia de corrientes que orientan los minerales 
alargados de las rocas; la velocidad de propagación será mayor en la dirección del alargamiento. 
La anisotropía medida en el manto (3 a 9 % de diferencia entre la velocidad máxima y la mínima) 
es casi igual a la medida experimentalmente en peridotitas (3 a 10 %). 
 
Las peridotitas son ricas en Mg y Fe y aunque la concentración de estos y otros elementos 
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permanece constante a lo largo del manto, se reordenan según la profundidad y originan capas en 
las que predominan diferentes minerales. 
 
 Manto superior (desde donde termina la corteza hasta los 670 Km de profundidad). Su densidad 
es de 3,3 g/cm3. El gradiente de velocidad de las ondas sísmicas es suave. Podemos distinguir: 
– Capa de olivino: se extiende hasta los 410 km y contiene principalmente olivino, un 
silicato rico en magnesio, acompañados de 
piroxenos y granates. 
– Capa de espinela: a partir de los 410 y hasta los 
660 km las elevadas presiones y temperaturas 
transforman el olivino en espinela, un mineral más 
denso y compacto. 
 Manto inferior (670 - 2900 Km.) Su densidad es de 5,6 
g/cm3. El gradiente de velocidad es lento, llegando a 
alcanzar las ondas P 14 km/s y las S 8 Km/s. Se comporta 
como un sólido plástico, al igual que el manto superior, si 
bien su viscosidad es mayor. El aumento de presión y 
temperatura hace que los minerales cambien hacia formas 
de estructura más compacta distinguiéndose: 
– Capa de perovskita: entre los 660 y 2700 km la 
espinela se transforma en perovskita un denso 
mineral que, dada la enorme extensión de esta 
capa, podría ser el más abundante del planeta. 
– Capa D´´ (pronunciese D doble prima): en los 
últimos 200-300 km la perovskita se transforma en 
postperovskita, proceso que libera calor, contribuyendo a la transferencia térmica desde 
el núcleo y al ascenso de penachos térmicos de roca fundida y que estudiaremos más 
adelante. 
 
 
 El núcleo: estructura y composición. 
 
Representa el 16 % del volumen del globo y el 31 % de su masa. y es la capa más interna del planeta. 
Su densidad parece situarse entre 10-13 g/cm3, similar a la de los sideritos que son meteoritos ricos 
en troilita (FeS) y cuyas propiedades físicas coinciden con las medidas para esta capa terrestre, por lo 
que se supone compuesto por una aleación de hierro y níquel (4 %) aunque probablemente existen 
otros elemento como oxígeno y azufre (8-10 %) tal vez formando sulfuros de hierro como en los 
meteoritos. 
 
Se divide en varias capas: 
 
 Núcleo externo: se extiende desde los 2.900 hasta los 5155 km de profundidad. Se encuentra en 
estado líquido y las ondas P disminuyen su velocidad de 10,4 a 8 Km/s y las S desaparecen por 
completo. Esto se explica por la elevada densidad de núcleo externo (12 g/cm3, el doble que el 
manto) y por el hecho de que a pesar de las altas presiones, las elevadas temperaturas impiden a 
los átomos formar una estructura sólida. Una importante consecuencia es que al estar en estado 
líquido el hierro puede fluir gracias a movimientos de convección y a la rotación terrestre, lo que 
determina la existencia del campo magnético terrestre. 
 Núcleo interno: desde los 5.155 hasta 6378 km. Su temperatura es mayor que la del núcleo 
externo pero las elevadas presiones comprimen los átomos, lo que explicaría su carácter 
mayoritariamente sólido (>90%). Se divide en superior (hasta los 5750 km) e inferior, que solo se 
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distinguen por la diferente orientación de sus minerales. Según se enfría la Tierra el núcleo 
interno crece en espesor a costa del núcleo externo a razón de unos 0,5 mm al año. Aunque su 
composición es la misma que la del núcleo externo, se especula con la existencia de elementos 
pesados como oro, platino o mercurio. 
 
 
3.2. Modelo geodinámico terrestre. Tomografía sísmica. 
 
El cambio de concepción del interior terrestre se produjo a partir de la tomografía sísmica. Esta 
técnica recuerda al scanner de los médicos, salvo que emplea ondas sísmicas en lugar de rayos X; 
mediante ella se analiza la velocidad de cientos de 
ondas sísmicas que pasan a través de la Tierra en 
diferentes direcciones y, a partir de dicho análisis, se 
generan, por ordenador, imágenes tridimensionales 
del medio que han atravesado, como la de la 
ilustración. 
 
Como señalábamos anteriormente, la velocidad de 
las ondas sísmicas depende de diversos factores: la 
densidad, la composición, la estructura mineral, el 
grado de fusión y la temperatura. La tomografía 
revela variaciones laterales de la velocidad y, por 
deducción, de la temperatura y densidad de los 
materiales. Con este método se puede determinar la 
existencia de zonas calientes (menor velocidadde las 
ondas sísmicas), representadas en rojo, y zonas frías 
(mayor velocidad, en azul) y, en consecuencia, la existencia de corrientes de convección. Los datos 
recogidos pueden ser representados como mapas de temperaturas. 
 
Según este modelo geodinámico la Tierra estaría dividida en varias unidades: 
 
 
 Litosfera: 
 
Se trata de un conjunto rígido que abarcaría 
toda la corteza y una parte del manto superior 
(manto superior litosférico). En consecuencia se 
fracturará en respuesta a los esfuerzos. La 
litosfera no es igual bajo los continentes y bajo 
los océanos: la litosfera continental parece ser más gruesa (150-250 km de espesor) y más plástica 
que la litosfera oceánica (100 km de espesor). 
 
La resistencia mecánica de las peridotitas que se comportan de manera rígida hasta los 100 km de 
profundidad y por debajo de los 1100 ºC de temperatura, definen la base de la litosfera. Así, la 
litosfera continental se caracteriza porque la corteza continental se deforma intensamente debido a 
que algunos minerales de la parte inferior (cuarzo, feldespato) son muy deformables a alta 
temperatura. Esto funciona como un nivel de despegue cuando se ejercen esfuerzos sobre ella. 
Como en la corteza oceánica no existen dichos minerales, la litosfera oceánica se deforma mucho 
menos. 
 
 
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 Astenosfera: 
 
Comprende el resto del manto superior y recibe dicho nombre por su capacidad de fluir (del griego 
astenós, “sin fuerza”). Este término ya fue propuesto por Joseph Barrell (1914) para referirse a una 
capa plástica que permitiera explicar los movimientos verticales isostáticos de los continentes. 
 
La litosfera y la astenosfera no estarían separadas por una discontinuidad sísmica, sino que tendrían 
un contacto irregular e ideal marcado por la isoterma del comienzo de fusión de las peridotitas del 
manto superior. Esta fusión incipiente de materiales de la astenosfera explica su menor rigidez en 
relación con la litosfera hasta el punto de que la litosfera es un millón de veces más rígida que la 
astenosfera. 
 
Durante las últimas décadas del siglo XX se dio por supuesto que la astenosfera era una capa 
continua, universal, que actuaba como lubricante o nivel de despegue de la litosfera, pero en algunas 
zonas antiguas este nivel no se detecta claramente. Hoy día se cuestiona su existencia a la luz de las 
investigaciones realizadas mediante tomografía sísmica. 
 
 
 Mesosfera: 
 
Comprende todo el manto que existe bajo la astenosfera, equivale por tanto al manto inferior. Más 
densa y rígida, es la unidad más voluminosa del planeta y hasta los años 70 la gran desconocida. Las 
nuevas tecnologías como la tomografía sísmica empiezan a informarnos sobre su dinámica. Los 
resultados van confirmando las predicciones del geólogo Arthur Holmes que desde los años 30 del 
siglo pasado habían especulado sobre la existencia de corrientes de convección en el interior de la 
Tierra. A pesar de que es sólida, sus elevadas presiones y temperaturas hacen que se encuentre en 
condiciones muy próximas a su fusión (fusión incipiente), lo que le permitiría, al igual que la 
astenosfera, fluir muy lentamente. Algunos investigadores proponen que la astenosfera no existe 
realmente y por tanto la mesosfera estaría situada bajo la litosfera. Por este motivo, hoy día tiende a 
hablarse de manto sublitosférico para referirse al formado por el resto del manto que se encuentra 
bajo la litosfera. Se encuentra en convección. Sus corrientes ascendentes coinciden con las zonas de 
dorsal, y sus corrientes descendentes con las zonas de subducción como estudiaremos más adelante. 
 
 
 Nivel D ´´: 
 
Las nuevas técnicas sísmicas han permitido 
elaborar un mapa topográfico de la superficie 
del núcleo que constituye el llamado nivel D’’ 
o límite núcleo-manto de grosor variable (0 a 
300 km) que presenta una velocidad de las 
ondas sísmicas muy baja, denotando la 
existencia de elevaciones y depresiones de 
hasta 10 Km de altura llamadas penachos 
térmicos (se cree que son consecuencia de la 
convección de los materiales del núcleo). Este 
nivel D´´ es especialmente grueso bajo África 
y el océano Pacífico que son, además, los 
lugares donde surgen más penachos 
térmicos. 
 
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 Endosfera: 
 
Coincide con el núcleo ya descrito en el 
modelo geoquímico. Formada por una capa 
externa muy fundida (núcleo externo) donde 
se producen corrientes o flujos y otra interna, 
sólida y muy densa (núcleo interno superior e 
inferior. 
 
La llegada de material frío a la base del manto 
que se produce por subducción enfría el 
núcleo externo en esa zona, provocando 
corrientes descendentes que llegan al núcleo 
interno. En el resto del núcleo externo, más 
caliente, se forman penachos térmicos que 
calientan la base del manto y alimentan sus 
zonas activas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
4. DE LA DERIVA CONTINENTAL A LA TECTÓNICA DE PLACAS 
 
La existencia de una sola masa continental, la Pangea, el acoplamientos de los continentes actuales y 
su posterior separación, la semejanza faunística entre los continentes y la formación del océano 
Atlántico fueron eventos planteados entre los siglos XVII y a principios del XX por geólogos como 
Snider-Pellegrini, Sacco o Taylor. En aquel entonces, todas las hipótesis que explicaban estos 
acontecimientos se situaban dentro de corriente catastrofista, vinculada a la interpretación literal de 
la Biblia, y el diluvio universal constituía el principal agente modelador del relieve. 
Comparativa entre los modelos geoquímico y geodinámico del interior terrestre. 
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4.1. La deriva continental de Wegener. 
 
Las ideas de Frank Bursley Taylor sobre la deriva 
continental fueron desarrolladas de forma 
independiente por el meteorólogo alemán Alfred 
Lothar Wegener (1880–1930) quien, en 1915, 
publicó su trabajo «Die Enstehung der Kontinente 
und Ozeane», El origen de los continentes y los 
océanos, en el cuál desarrollaba la teoría de la 
deriva continental. 
 
Según Wegener, a comienzos del Mesozoico existía en la superficie de la 
Tierra un supercontinente único denominado Pangea (en griego, “toda la 
Tierra”), el cual se habría partido y sus fragmentos habrían empezado a 
moverse y a dispersarse. Adoptando el mecanismo de isostasia postulado 
por Airy, Wegener admitió que los fragmentos de Pangea, constituidos por 
sial (así se denominaba la capa granítica de la corteza), flotarían sobre los 
materiales basálticos subyacentes del sima, más densos y fluidos que 
forman el suelo oceánico. Durante el proceso habrían surgido las cordilleras 
por compresión en los bordes frontales de los continentes debido el llamado 
“efecto proa”. 
 
Argumentos aportados por Wegener a favor de esta teoría son: 
 
- Pruebas geográficas: el ensamblaje perfecto de los continentes por su 
línea de plataforma continental (isobata de 200 m). Esto es 
especialmente evidente entre Sudamérica y África. 
 
- Pruebas geológicas: basadas en la correlación existente entre las 
estructuras geológicas, tanto cratones como cinturones orogénicos, a 
ambos lados del Atlántico. 
 
- Pruebas paleoclimáticas: basadas en la localización de ciertas rocas que 
indican unas condiciones climáticas determinadas en zonas del planeta 
con climas muy diferentes. Por ejemplo, la existencia de tillitas (tipicas 
de medios glaciares) cerca del ecuador, carbón (tipica de medios 
templado-húmedos)en latitudes altas del hemisferio norte; depositos 
evaporíticos (característicos de zonas áridas) en zonas polares. Si 
colocamos los continentes en la posición que debían de estar en 
aquellos momentos, observaríamos que las rocas se encuentran en 
latitudes coherentes con las condiciones climáticas necesarias para su 
formación. 
 
- Pruebas paleontológicas: es el argumento tal vez más sólido y se 
fundamenta, una vez descartada la posibilidad de puentes 
intercontinentales, en la existencia un supercontinente cuya 
fragmentación y deriva podría explicar la existencia de fósiles idénticos 
en distintas partes del mundo (los reptiles Cynognathus, Mesosaurus, 
Lystrosaurus; o el helecho Glossopteris) 
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En cuanto a los mecanismos responsables de la deriva Wegener propuso, aunque no muy 
convencido, una combinación de dos fuerzas: 
- Por un lado, el diferente valor de la aceleración gravitatoria entre los polos y el ecuador, 
consecuencia de la forma de la Tierra –un esferoide achatado en revolución–, haría que las 
masas continentales se desplazasen hacia el ecuador, alejándose de los polos. 
- Por otro lado, las fuerzas de marea originadas por la atracción gravitatoria del Sol retrasarían la 
rotación terrestre (por el mismo motivo la Tierra ha frenado la rotación de la Luna, haciendo que 
ésta siempre presente la misma cara). Pero ese frenado afectaría más a las capas exteriores (sial), 
que se deslizarían sobre las interiores (sima); ya que la Tierra gira de oeste a este, el resultado 
neto es que se produciría un desplazamiento de los continentes hacia el oeste. 
 
Sin embargo, la teoría no resultaba satisfactoria, entre otras razones porque las fuerzas centrífugas a 
las que Wegener recurría son totalmente insuficientes para explicar el movimiento de los 
continentes. Hoy sabemos que la fricción que se produciría al deslizarse la corteza continental sobre 
la oceánica, o incluso sobre un nivel de menor rigidez, es enormemente mayor que las fuerzas 
inerciales necesarias. 
 
Durante varias décadas la hipótesis de Wegener permaneció en el olvido; solo un pequeño grupo de 
seguidores impidió su abandono definitivo. Entre ellos se encontraba el geólogo británico Arthur 
Holmes (1890-1965), quien en 1929 había sugerido un mecanismo de movimiento continental 
mucho más plausible que el postulado por Wegener. Según Holmes, cuando las rocas que se hallan 
en las profundidades del manto se calientan, se tornan menos densas y ascienden a la superficie, 
donde se enfrían y se hunden para posteriormente volver a calentarse y subir de nuevo. Estas 
corrientes de convección de las rocas podrían proporcionar la fuerza motriz necesaria para fracturar 
los continentes. 
 
 
4.2. La expansión de los fondos oceánicos. 
 
A mediados del pasado siglo, las nuevas tecnologías (sónar, satélites artificiales…) permitieron el 
conocimiento de la estructura de los océanos, el descubrimiento de las dorsales oceánicas, los rifts, 
las fosas submarinas, etc. Mediante sondeos se 
logró conocer la composición y espesor de la 
corteza oceánica y continental, así como su edad, 
verificándose que la antigüedad de la primera 
oscila entre los 180-200 millones de años, 
mientras que la segunda puede llegar a los 3.800 
millones de años en los cratones más antiguos (la 
roca más antigua encontrada hasta este 
momento es una diorita, una roca volcánica, 
hallada en la bahía de Hudson, en Quebec, que se 
ha datado en 4280 millones años). 
 
 Esto hizo mucho más atrayente la sugerencia de Holmes de que los continentes eran transportados 
por corrientes de convección del manto, verdadera "banda transportadora" y que las rocas fundías 
procedentes del manto terrestre ascendían por el eje para formar corteza oceánica en lo que se 
denominó la teoría de la expansión de los fondos oceánicos. 
 
Algunos argumentos que apoyaban dicha teoría son: 
 
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- Paleomagnetismo: algunas rocas presentes en las lavas basálticas oceánicas contienen minerales 
ricos en hierro, como la magnetita, que actúa como “brújulas fósiles” y permiten conocer los 
campos magnéticos antiguos. Una roca que se solidifica se magnetizará con la polaridad que 
presente el campo magnético terrestre en ese momento. El estudio de este magnetismo 
remanente demuestra que el campo magnético de la Tierra cambia periódicamente de polaridad, 
es decir, el polo magnético norte se convierte en el polo magnético sur, y viceversa. Cuando el 
campo magnético es como el actual se habla de polaridad normal, y si es a la inversa, polaridad 
inversa. 
 
Fred Vine y Drummond Matthews (1963) descubriendo que a 
uno y otro lado del eje de las dorsales oceánicas existe una 
simetría en cuanto a la polaridad magnética de las rocas. Como 
las bandas se forman por basaltos expulsados por el “rift” al 
solidificarse, los materiales ferromagnéticos registran la posición 
del eje magnético en ese momento, existiendo una coincidencia 
entre las bandas y sus simétricas del otro lado del eje debido al 
desplazamiento a ambos lados de los materiales del “rift”. 
 
- El volumen y distribución de sedimentos en cuencas oceánicas. 
En las dorsales o sus inmediaciones no existen apenas 
sedimentos, encontrándose directamente sobre el fondo 
submarino rocas volcánicas solidificadas bajo el agua o 
materiales procedentes del manto. Al alejarse de la dorsal en 
dirección a los continentes la cubierta sedimentaria es, 
progresivamente, más gruesa conforme nos acercamos a la 
costa. 
 
- La edad de la corteza oceánica. La edad de las rocas que 
constituyen la corteza oceánica debía ser más joven cerca de las 
dorsales y más antigua cerca de los continentes, como así se 
demostró. 
 
- Datos sismológicos y volcánicos. Los sismólogos de la década de 
los cuarenta del pasado siglo observaron que la mayor actividad 
sísmica se detecta en los márgenes continentales, en aquellas 
zonas donde las cordilleras perioceánicas se enfrentan a las fosas 
oceánicas –como, por ejemplo, los litorales de la costa oeste de 
Norteamérica y de Sudamérica–, en los arcos insulares (Japón, 
Aleutianas...) y en las dorsales. Asimismo, muchas de estas zonas 
presentan actividad volcánica, de lo que se puede deducir que 
existe una estrecha relación entre el vulcanismo y la sismicidad. 
 
A todo ello se añadía el descubrimiento efectuado por el 
sismólogo Hugo Benioff (1899-1968), quien había detectado que 
los focos o hipocentros de los sismos eran tanto más profundos 
cuanto más hacia el interior del continente se localizaban, 
trazando un plano inclinado (plano de Benioff) desde el fondo 
oceánico hacia el interior de la Tierra. ¿Por qué se localizan los 
focos en estos planos, inclinados unos 45 grados? ¿A qué se debe 
que volcanes y terremotos presenten una distribución muy 
similar? 
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5. TECTÓNICA GLOBAL O DE PLACAS 
 
Durante la década de los sesenta se siguió acumulando una gran cantidad de datos que permitió 
vislumbrar algunas respuestas a las preguntas anteriormente planteadas. Robert S. Dietz (1914-
1995) recuperó dos viejos términos que ya había ideado en 1914 el geólogo norteamericano Joseph 
Barrell (1869- 1919) y propuso dividir la Tierra sólida en dos zonas: una rígida de unos 100 kilómetros 
de grosor a la que llamó litosfera (literalmente “esfera de roca”), y otra con un comportamiento 
plástico bajo ella, a la que denominó astenosfera (“esfera débil”); el límiteinferior de esta última 
quedó sin determinar debido a que en aquella época era muy pobre el conocimiento que se tenía 
sobre la estructura interna de la Tierra. 
 
Dietz consideró que la litosfera (a la que atribuyó una profundidad media de unos 70 kilómetros) 
constituía una unidad dinámica: ya no era el sial (la corteza continental) el que “navegaba” por el 
sima (la corteza oceánica), como pensaba Wegener, sino la litosfera (que comprendía toda la corteza 
y parte del manto) la que se desplazaba sobre la astenosfera (supuesta porción del manto que 
presentaría menor rigidez que el resto). 
 
Posteriormente, el geofísico canadiense John Tuzo Wilson (1908-1993) analizó la 
coincidencia de determinadas características estructurales (arcos insulares, 
dorsales y ciertas fallas, como la de san Andrés en California, con la ocurrencia 
de fenómenos tales como sismos y volcanes; sugirió la posibilidad de que estas 
zonas formaran una especie de “cinturones móviles” que surcarían toda la 
superficie de la Tierra. Las zonas limitadas por estos cinturones constituirían lo 
que él llamo placas, que serían, de forma comparativa, como trozos de la cáscara 
de un huevo que se pueden encajar, más o menos como las piezas de un puzzle. 
Pero, en este caso, la “cáscara” sería toda la litosfera. 
 
Otro grupo de científicos desarrollo de forma simultánea pero independiente el concepto de placa, 
definiendo sus formas, su ubicación en el globo terrestre y sus movimientos. Una placa sería, pues, 
cada uno de los fragmentos rígidos en que se divide la litosfera terrestre y que se desplaza sobre la 
astenosfera. 
 
La integración de detodos estos conocimientos dio origen, a finales de los años 60 del siglo pasado, a 
la teoría de la Tectónica de Placas la cual intenta dar un modelo explicativo a toda la dinámica 
terrestre: formación de las cordilleras, distribución de los continentes, ubicación de terremotos y 
volcanes…, de ahí el nombre de Tectónica Global. 
 
La extensión de las placas, su forma y espesor son muy variables. ¿En cuántas placas se halla 
fragmentada la litosfera? No resulta fácil dar una respuesta porque los límites entre muchas placas 
están ocultos, bajo el mar. Dado que las placas son entidades dinámicas, deberán rozar a menudo 
entre sí provocando frecuentes terremotos, por lo que un criterio razonable para individualizar 
placas consiste en cartografiar focos sísmicos por todo el planeta a lo largo de muchos años. Se 
pueden definir así unos cinturones sísmicos que circundan el globo y que delimitan 7 placas 
principales primarias (Norteamericana, Sudamericana, Euroasiática, Africana, Indoaustraliana, 
Pacífica y Antártica) y otras 7 secundarias (Juan de Fuca, Caribe, Cocos, Nazca, Scotia, Arábiga y 
Filipina), además de otras 60 placas de menor calibre a las que se conoce como microplacas o placas 
terciarias. Dichos cinturones sísmicos son los límites o bordes de placa, los sitios donde se concentra 
la mayor parte de la actividad geológica interna. 
 
La configuración de estas placas no está relacionada con la distribución de los continentes y océanos. 
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Por ejemplo, las placas Nazca, Pacífica y Cocos, contienen sólo litosfera oceánica (placas oceánicas). 
Algunas pueden contener litosfera continental exclusivamente (placas continentales) y otras, como 
la Africana o la Sudamericana, pueden contener litosfera oceánica y continental (placas mixtas). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Las placas son unidades muy dinámicas, se mueven, se deforman, rotan, se fracturan, se unen… por 
lo que a lo largo del tiempo su número, tamaño y distribución han variado mucho, lo que cambia 
constantemente la configuración de las tierras emergidas. El componente de desplazamiento 
principal de las placas es de tipo horizontal, produciéndose, como veremos más adelante, fenómenos 
de convergencia, divergencia y cizalla. Sin embargo, también son afectadas por movimientos 
verticales, como respuesta a “pesos naturales”: isostasia. 
 
Los movimientos de las placas crean esfuerzos que a corto plazo son disipados por los terremotos, 
pero a largo plazo originan cadenas montañosas en zonas donde estas colisionan y océanos en zonas 
donde las placas se separan. 
 
 
5.1. Relaciones entre placas. 
 
Las placas interaccionan entre sí en los denominados límites o bordes, que se pueden clasificar en: 
divergentes (límites o bordes constructivos), convergentes (límites o bordes destructivos) y 
transformantes (límites o bordes pasivos). 
 
 Limites divergentes o constructivos (o de expansión). 
 
Los bordes divergentes reciben su nombre del proceso de separación o divergencia de las placas que 
limitan. Este proceso crea fracturas en la corteza oceánica que se rellenan inmediatamente de roca 
fundida que asciende y se enfría, «construyendo» nueva litosfera. Por tal razón, los bordes 
divergentes se llaman también bordes constructivos. 
 
La separación entre dos placas a lo largo de un borde divergente comienza por regla general cuando 
la litosfera continental sufre un proceso de extensión y adelgazamiento. Se desarrollan fallas 
normales que se extienden a lo largo de decenas o centenares de kilómetros, y los bloques limitados 
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por ellas sufren una subsidencia diferencial. Esto es, se hunden a diferentes profundidades y, a 
menudo, basculan formando una gran fosa tectónica o graben. 
 
Una fosa alargada de este tipo recibe el nombre de rift («grieta»), en referencia al valle del Rift de 
África Oriental. La formación de un rift y, por extensión, la fragmentación de la litosfera continental, 
se conoce como rifting. 
 
Se han propuesto dos mecanismos principales para explicar el origen de los esfuerzos distensivos 
responsables de la ruptura de un continente: 
 
- Tirón subductivo. Es el mecanismo cuantitativamente más 
importante. El peso de una placa en subducción arrastra a 
la fosa a cualquier continente unido a ella; pero el 
continente, anclado en el manto, se resiste a ser 
remolcado, lo cual crea esfuerzos distensivos que estiran y 
adelgazan la corteza. 
- Calentamiento por penachos térmicos. Algunas placas, 
como la Norteamericana, se hallan en movimiento pese a 
no estar subduciendo por ninguno de sus bordes. Muchos 
investigadores piensan que en estos casos se halla 
involucrado un mecanismo alternativo en el que un 
penacho térmico calienta la base de la corteza 
continental, volviéndola más plástica y menos densa. La 
región calentada sube como una masa de bizcocho en un 
horno, creando un abombamiento llamado domo 
térmico. Es lo que está sucediendo en el valle del Rift, en 
África. 
 
A medida que la divergencia continúa, el adelgazamiento y la 
subsidencia adquieren proporciones crecientes. Se suceden 
las transgresiones que convierten al rift en un mar poco 
profundo, en el que se acumulan sedimentos someros. El mar 
Rojo es un buen ejemplo. El proceso culmina con la 
separación en dos de la corteza continental y la apertura de 
una nueva cuenca, con una extensión creciente de corteza 
oceánica. 
 
Al separarse la litosfera se produce la descompresión y las peridotitas del manto se funden 
parcialmente. Se forman magmas basálticos toleíticos que ascienden por las fracturas de la corteza, 
originando diques y coladas de lavas almohadilladas en la nueva cuenca y dando lugar a una 
cordillera submarina llamada dorsal oceánica. Los residuos no emitidos cristalizan lentamente en la 
cámara magmática, formando gabros, mientras que el residuo no fusible del manto se mueve 
lateralmente junto con la corteza que ha originado, produciéndose una expansión del fondo 
oceánico. Losmárgenes de los nuevos continentes se vuelven tectónicamente inactivos al alejarse de 
la dorsal: se han convertido en márgenes pasivos. Al subsidir, se acumulan en ellos sedimentos que 
conforman extensas plataformas continentales y sus correspondientes taludes 
 
En ocasiones la fractura se produce en un océano, es decir, que afecte a la litosfera oceánica. En este 
caso se forman dos placas oceánicas, y la acumulación de materiales volcánicos en la dorsal puede 
llegar a sobresalir del nivel del mar originando islas (la isla de Christmas en el Pacífico). 
 
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Las dorsales oceánicas son cadenas montañosas que serpentean por el fondo oceánico a lo largo de 
decenas de miles de kilómetros. Sus relieves son suaves: una dorsal típica puede tener entre 1000 y 
2000 kilómetros de anchura y tan solo 2 o 3 kilómetros de altura, 
a veces más e incluso emergen la superfice del mar (islas Azores, 
Islandia). En sus 10 kilómetros centrales se puede distinguir: 
- Una zona axial en la cresta de la dorsal, que en las dorsales 
donde la velocidad de expansión de la litosfera a ambos lados 
es lenta (entre 1 y 5 centímetros por año) desarrolla un valle 
de rift con pequeños edificios volcánicos. En ocasiones hay 
también chimeneas hidrotermales, que emiten agua caliente 
cargada de metales que sustentan comunidades biológicas 
complejas. 
- Una zona de grietas y fallas transformantes en las cuales se 
desplazan grandes bloques de corteza oceánica y generan una 
topografía escarpada paralela al eje. 
 
La sismicidad de las dorsales es siempre somera y frecuente, mientras que el vulcanismo es 
episódico. Debido a las fallas transformantes que las atraviesan, se puede producir un metamorfismo 
cataclástico. Además, apenas se hallan cubiertas por sedimentos, lo que prueba su reciente origen. 
 
A medida que la corteza basáltica recién formada se aleja de la dorsal, se enfría en contacto con el 
agua y se vuelve más densa, por lo que subside y facilita la acumulación de espesores crecientes de 
sedimentos. 
 
 
 Límites convergentes o destructivos. 
 
Como acabamos de ver, en las dorsales se está generando siempre nueva corteza oceánica, lo que 
traería consigo un aumento de la superficie terrestre. Sin embargo la Tierra no está creciendo, sino 
que se mantiene en un equilibrio global en cuanto a la cantidad de materia presente en la superficie. 
¿Cómo se consigue compensar el ex- ceso producido en las dorsales? La respuesta es clara: si por una 
parte la superficie de la Tierra está aumentando, por otra debe disminuir. Esto último se consigue de 
dos formas: o bien deformando las placas (arrugándolas), o bien destruyendo litosfera; el que suceda 
una cosa u otra dependerá del tipo límite y de la historia geológica de la placa. 
 
Los bordes convergentes son contactos entre placas que se aproximan entre sí; es decir, convergen. 
Tectónicamente predominan los esfuerzos compresivos. A veces reciben el nombre de bordes 
destructivos porque estos límites suelen coincidir con fosas oceánicas que son profundas 
depresiones en forma de V donde se destruye litosfera oceánica. Ocurre en estas zonas que la 
corteza oceánica es vieja y está muy alejada de las dorsales por lo que al enfriarse disminuye su 
volumen y se hace más densa. Esta vieja litosfera oceánica se destruye al introducirse bajo litosfera 
continental más ligera, y los materiales vuelven al manto. Paradójicamente, es en estos bordes 
donde se genera la mayor parte de la corteza continental a través de procesos de deformación 
cortical llamados orogénesis. 
 
En general se caracterizan por presentar sedimentos de origen continental y oceánico, que sufrirán 
deformaciones debido a los intensos esfuerzos compresivos que soportan. Pero los sedimentos del 
primer nivel de la corteza pueden no subducir e incorporarse al margen de la otra placa formando un 
prisma de acrección. 
 
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El aumento de presión y temperatura produce importante vulcanismo y sismicidad, ocurriendo allí 
los principales terremotos y apareciendo un cinturón volcánico junto a este tipo de límites. Un 
ejemplo de ello es el llamado “cinturón de fuego del pacífico”, zona que circunda dicho océano y que 
se caracteriza por su alta actividad sísmica y volcánica. El magmatismo es toleítico, calcoalcalino y 
potásico, dependiendo de la profundidad. Como consecuencia de la variación de la presión y la 
temperatura debida a la subducción el metamorfismo es regional. 
 
Tenemos aquí, de nuevo, varias situaciones posibles: 
 
 Convergencia entre un borde continental y otro 
oceánico. En este caso, el extremo más antiguo –y por 
lo tanto más frío y denso– de la placa oceánica tiende 
a hundirse, mientras que la placa continental “flota” 
por ser más ligera (además de presentar un mayor 
espesor); la placa oceánica subduce hasta alcanzar 
zonas profundas del manto. En el lugar de la 
superficie, cubierto por el mar, donde se produce la 
subducción se origina una fosa oceánica (caracterizada 
por un bajo flujo térmico; es decir, las temperaturas registradas son inferiores a las de las zonas 
adyacentes). 
 
Mientras tanto, los bordes continentales de la otra placa se pliegan, se levantan los sedimentos 
marinos antes depositados y tiene lugar un proceso orogénico que dará lugar a la formación de 
una cordillera perioceánica. En la zona de subducción (la región en la que una placa se introduce 
hacia el interior de la Tierra) se producen grandes fricciones, lo que ocasiona múltiples fracturas 
y, en consecuencia, sismos; por otro lado, el rozamiento y el aumento de temperatura en esta 
zona hace que las rocas comiencen a fundirse, dando lugar a magmas que pueden salir a la 
superficie a través de las múltiples fracturas o fallas ocasionadas durante el choque de las placas. 
 
Un ejemplo de este tipo de convergencia tiene lugar actualmente entre las placas de Nazca y 
Sudamericana (la velocidad relativa con que ambas placas se mueven es de 11 centímetros por 
año), origen de la cordillera de Los Andes. Los fuertes y frecuentes sismos que afectan a esta 
región son producidos por el choque de estas dos placas. 
 
 Convergencia entre dos bordes oceánicos. En este 
caso una de las placas (generalmente la que presenta 
el borde más denso, que suele coincidir con la más 
antigua) se desliza debajo de la otra, es decir, 
subduce. Al igual que en el caso anterior se produce 
una fosa oceánica; el extremo de la placa que queda 
sobre la subducida se deforma por el choque 
produciendo numerosos pliegues y fallas y, en 
consecuencia, fuertes sismos. También en este caso la 
fricción en la zona de subducción y el aumento de temperatura provocarla una fusión parcial de 
materiales, originando magmas que pueden emerger por las grietas formadas y llegar a la 
superficie, dando lugar a una serie de islas volcánicas –un arco insular– situadas paralelamente a 
la fosa oceánica. 
 
En el océano Pacífico tenemos multitud de ejemplos, como las islas Marianas y las islas del Japón, 
que forman parte del llamado Cinturón de fuego del Pacífico, en el que se concentra el 90 % de 
todos los terremotos registrados. 
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 Colisión entre dos bordes continentales. Se produce 
cuando, tras un choque como el descrito en el primer 
caso, el extremo oceánico de una placa mixta ha 
subducido totalmente y quedan enfrentadas dos 
grandes masas continentales. En este caso no hay 
subducción(aunque el extremo oceánico esté 
“tirando” del continente hacia el interior del planeta), 
y se genera una deformación vertical que da origen a 
una cordillera intracontinental; los dos continentes quedan unidos por una zona de sutura, 
proceso que recibe el nombre de obducción. La convergencia produce un gran número de 
sismos. Este es el origen de la cordillera del Himalaya, formada por el choque entre la placa 
Euroasiática y la Índica 
 
 
 Límites transformantes. 
 
En este caso se produce el deslizamiento lateral de una placa con respecto a otra, ya sea en el mismo 
sentido o en sentido contrario. Originan fallas transformantes. Son límites pasivos, en los que no se 
produce ni se destruye litosfera, pero sí se generan frecuentemente sismos –aunque de foco poco 
profundo y de magnitud no superior a 8,5 de la escala de Richter–. No hay emisiones de magmas. 
Este tipo de límite se origina cuando convergen dos placas, pero de manera que la dirección del 
movimiento no las lleve a colisiones entre sí. Estas fallas transformantes pueden ser de dos tipos: 
oceánicas y continentales. 
 
 Fallas transformantes oceánicas. Las dorsales oceánicas, lejos de ser 
cadenas continuas, se hallan interrumpidas cada 50 o 100 kilómetros a lo 
largo de su eje. Los segmentos desplazados de la dorsal se hallan 
conectados por fallas transformantes; a lo largo de ellas, la corteza 
oceánica producida por un segmento de la dorsal se desplaza en sentido 
contrario a la producida por el otro segmento, con lo que las dos placas 
adyacentes rozan entre sí generando terremotos de magnitud respetable. 
 Fallas transformantes continentales. Aunque la mayoría de las fallas 
transformantes se localizan en la corteza oceánica, algunas se prolongan 
hasta la corteza continental. Ejemplos conocidos son la falla de San 
Andrés, la falla Alpina de Nueva Zelanda o la falla del mar Muerto. 
 
 
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NOTA: hay que tener en cuenta que una placa puede tener diferentes tipos de borde en cada 
dirección es decir, uno de sus límites puede corresponder a una dorsal (divergente) y el límite 
opuesto a una fosa de subducción (convergente). Pero además, como las placas rotan a partir de un 
eje puede ocurrir que un mismo límite se comporte como convergente en un parte y transformante y 
divergente en otras, como ocurre por ejemplo con la placa Africana en su interacción con la placa 
Euroasiática a través de la falla Gloria. 
 
 
6. EL MOTOR DE LAS PLACAS. 
 
El agitado proceso de formación de la Tierra ha dejado un legado que aún perdura en forma de 
energía térmica; a medida que la Tierra se enfría, la energía térmica se va perdiendo en forma de 
calor lentamente, debido a que las rocas son, en general, malas conductoras del calor. 
 
Como consecuencia, la temperatura de la Tierra varía según la profundidad. El ritmo al que se 
incrementa la temperatura, o gradiente geotérmico, varía de unas capas del planeta a otras: en la 
corteza es de unos 25 ºC por cada kilómetro de profundidad, pero en el manto disminuye —lo que 
significa que la temperatura continúa aumentando, aunque más lentamente— y vuelve a subir al 
cruzar la frontera con el núcleo. 
 
El origen de esta energía hay que buscarlo en una combinación de procesos: 
 
– Calor radiogénico. El manto terrestre es rico en isótopos radiactivos, en especial uranio-235 
(235U), uranio-238 (238U), torio-232 (232Th) y potasio-40 (40K). Su desintegración emite 
partículas alfa o electrones que interactúan con los átomos circundantes, liberando en el proceso 
calor que se transmite principalmente por convección. Se calcula que este mecanismo genera 
una energía total de unos 24 terawatt. 
 
En la corteza abundan minerales de baja densidad, aunque también contiene concentraciones 
significativas de minerales más pesados, como los compuestos de uranio que se localizan en 
rocas graníticas. La rigidez de esta capa hace que el calor que generan al desintegrarse se 
transmita por conducción, pero a un ritmo lento. Es decir, la corteza se comporta como un abrigo 
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de plumas en un día muy frío: su interior, en contacto con el cuerpo, permanece caliente, 
mientras que su exterior está muy frío; por tanto, el gradiente térmico más intenso se encuentra 
en el abrigo, no en el cuerpo de quien lo lleva. El alto gradiente geotérmico de la corteza indica 
precisamente que es un buen aislante. 
 
– Calor latente de cristalización. El núcleo cuenta con pocos isótopos radiactivos pero dispone de 
un segundo mecanismo de generación de calor: la lenta cristalización del hierro líquido del 
núcleo externo para formar el núcleo interno. En el núcleo externo el calor fluye por convección 
del metal fundido —proceso que genera, mediante un efecto de dinamo, el campo magnético del 
planeta—, pero al ser dos veces más denso que el manto, estas dos capas apenas se mezclan, y el 
calor se transmite de una a otra sobre todo por conducción. Se estima que el flujo de calor del 
núcleo al manto asciende a 5 o 10 terawatt. 
 
– Calor remanente. Los anteriores mecanismos generan menos calor que el que irradia el planeta 
hacia el espacio, así que una parte importante de dicho exceso debe ser un remanente del calor 
generado por el impacto con planetesimales en la historia temprana de la Tierra. 
 
El gradiente geotérmico en el manto es mucho menor que en la corteza, lo que significa que el 
mecanismo de transmisión de calor a su través es más eficaz que la conducción por la corteza. Este 
mecanismo, la convección, es posible pese a la solidez del manto —hecho avalado por su capacidad 
para transmitir las ondas sísmicas S— debido a que sus rocas se comportan plásticamente a largo 
plazo, como un líquido extremadamente viscoso. La situación es similar a la de muchos materiales, 
como algunos dulces de caramelo: si se golpean bruscamente se quiebran, aunque si se estiran 
lentamente terminan por deformarse (también el hielo de los glaciares, pese a ser sólido, puede 
deslizarse lentamente). 
 
La tomografía sísmica ha revelado que la convección en el manto es un proceso complejo, en el que 
rocas calentadas en contacto con el núcleo ascienden hacia la superficie en forma de penachos 
térmicos, perforando la litosfera, mientras que láminas frías y densas desgajadas de la litosfera 
retornan material hacia el manto profundo. La tensión generada en la litosfera la fragmenta, 
dividiéndola en un mosaico de placas litosféricas que cambian continuamente de posición, tamaño y 
forma. 
 
En virtud de lo anterior, el modelo más aceptado actualmente al concordar con las imágenes del 
manto obtenidas por tomografía sísmica plantea una convección difusa que afectaría a todo el 
manto. Sus características serían: 
 
1) El flujo descendente estaría formado por litosfera oceánica que al alejarse de la dorsal envejece y 
se enfría, aumentando su densidad e introduciéndose en las zonas de subducción. Al hacerlo tira 
de la placa y provoca su movimiento. En parte como respuesta a la tensión generada por la 
subducción, la litosfera se fractura siguiendo alineaciones conocidas como dorsales oceánicas. 
Las altas presiones y temperaturas producen en la placa que subduce dos efectos: deshidratación 
y fusión parcial, conformando un magma que, debido a su baja densidad, tiende a ascender de 
nuevo. A menudo esta litosfera oceánica subducente se acumula a una profundidad de 600-700 
m (límite entre el manto superior e inferior) ya que aún es menos densa que el manto inferior. 
Pero debido al aumento de presión los minerales que componen la litosfera subducida adquieren 
una estructura más densa (el olivino setransforma en espinela y, conforme aumenta la presión, 
en perovskita, como también hemos estudiado) y ésta acaba por hundirse formando cascadas 
subductivas para terminar en un “cementerio” de litosfera oceánica antigua en el límite núcleo-
manto o nivel D´´. Allí se acumularían estos restos “fríos” y rígidos procedentes del hundimiento 
de la litosfera. 
Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 
 
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2) El flujo ascendente estaría formado por penachos térmicos (roca caliente) que ascenderían 
desde el nivel D´´ de manera que, al disminuir la presión, la postperosvskita de su interior se 
transforma en perovskita, menos densa por lo que, al aumentar su volumen, se produce un 
ascenso más rápido y caótico. Al llegar a unos 600-700 km la perovskita se transforma en 
espinela y el penacho frena su ascenso, acumulándosey provocando en la superficie elevaciones 
llamadas domos térmicos. El flujo de material ascendente que alimenta el penacho puede 
obligarle a emitir penachos secundarios los cuales, a unos 100 km de profundidad, con la 
disminución de la presión y del punto de fusión de los materiales, originan magmas que 
alimentan zonas volcánicas llamadas puntos calientes, contribuyendo a la fragmentación de la 
litosfera. Sin embargo, estos penachos no alimentan los bordes constructivos de las placas o 
dorsales oceánicas, salvo si contienen un punto caliente, como Islandia. 
 
3) Las placas litosféricas serían desplazadas por dos procesos físicos consecuencia de los procesos 
anteriores y que se superponen: el tirón causado por la densificación y hundimiento de la placa 
subducida, y el deslizamiento gravitacional desde las elevadas dorsales hasta las zonas de 
subducción. En este modelo, las dorsales oceánicas no son el origen del movimiento de las 
placas, sino la consecuencia del mismo. Por tanto, serían el calor interno terrestre y la gravedad 
los responsables del movimiento de las placas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Geología 2º Bachillerato Tectónica de placas, una teoría global 
 
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7. IMPORTANCIA Y CONSECUENCIAS DE LA TECTÓNICA DE PLACAS 
 
La Tierra es un sistema complejo en el que interactúan las geosfera, la atmósfera, la hidrosfera y la 
biosfera. La Tectónica de Placas nos permite entender cómo se producen estas interacciones. 
 
El clima terrestre depende en gran parte con la distribución de los continentes y océanos, lo que a su 
vez depende de la distribución de las placas tectónica. El desplazamiento de los continentes influye 
en las corrientes marinas como la llamada cinta transportadora oceánica, una corriente fundamental 
para el reparto del calor en la Tierra. Por otro lado, la emisión por parte de volcanes de CO2 ha 
producido cambios climáticos e influido en el llamado efecto invernadero. Sin embargo, su 
incorporación al ciclo de las rocas para originar rocas calizas ha compensado esta circunstancia. 
 
Los procesos de magmatismo, metamorfismo y la distribución de cuencas sedimentarias están 
ligadas a la dinámica de las placas litosféricas. 
 
 Los movimientos de las placas junto a la fuerza de la gravedad dan lugar a tres regímenes tectónicos 
distintos: convergentes, divergentes y transformantes, como hemos visto y ampliaremos en el tema 
siguiente. 
 
La cantidad de agua de los océanos y el hielo situado sobre los continentes vienen determinados por 
el clima, la disposición de los continentes y las corrientes marinas que, en definitiva, están 
condicionados por la tectónica de placas. 
 
La dinámica interna de la Tierra influyen en las condiciones ambientales en las que de desarrolla l 
vida, contribuyendo a su adaptación, extinción y especiación. 
 
 
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