2BACH_05-Dinámica de la geosfera - José Santiago Alvarez Gonzalez

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UNIDAD 
 
 
 
 
Las manifestaciones del calor interno en la superficie terrestre, tales como 
las emisiones volcánicas, la emisión de flujo térmico en unas 
determinadas zonas de la corteza, así como la localización del 90 % de los 
focos de terremotos en dichas regiones y la distribución y origen de los 
cinturones orogénicos, eran fenómenos inconexos hasta mediados del 
siglo XX. La Geología como ciencia necesitaba una teoría que relacionara 
estos fenómenos geológicos y esta fue la teoría de la Tectónica de placas 
o más correctamente, Tectónica global. 
 
Esta teoría, que se comenzó a elaborar a partir del estudio de los fondos 
oceánicos, proporciona un esquema dinámico de la evolución terrestre 
desde hace 180 millones de años. Posteriores estudios la han enriquecido 
en datos y, en consecuencia, han permitido conocer la dinámica terrestre. 
Este enorme desarrollo se ha producido gracias a los avances científicos y 
tecnológicos que han sentado las bases de la nueva Geología. 
 
 
 
Dinámica de la geosfera 
 
ÍNDICE 
 
1. Estructura interna del planeta ............................................ 48 
2. Antecedentes de la tectónica de placas .......................... 50 
La deriva continental ..................................................... 61 
La isostasia ............................................................................ 63 
Paleomagnetismo fósil en los continentes ............................ 64 
La expansión de los fondos oceánicos ...................................... 65 
3. El calor interno de la Tierra ................................................. 66 
Fuentes del calor interno ...................................................... 66 
La convección en el manto .................................................... 67 
4. Placas litosféricas ............................................................... 68 
5. Interacciones entre placas .................................................. 69 
Bordes convergentes ............................................................. 69 
Bordes divergentes ............................................................... 74 
Bordes transformantes ......................................................... 76 
El interior de las placas litosféricas ....................................... 77 
6. Deformación de los materiales corticales ........................... 78 
Tipo de deformaciones .......................................................... 79 
7. Tectónica de placas en la península Ibérica ........................ 83 
Riesgo sísmico en España ...................................................... 84 
Vulcanismo en la península Ibérica ....................................... 85 
8. Las islas Canarias ................................................................ 86 
Características geológicas de las islas Canarias ..................... 86 
Origen de las islas Canarias ................................................... 87 
9. Solucionario ....................................................................... 89 
10. Glosario ............................................................................. 91 
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Unidad 5 Dinámica de la geosfera Estructura de la geosfera 
Departamento de Biología y Geología 48 
 Estructura de la geosfera 
Los datos obtenidos combinando los métodos permiten dividir a la 
parte sólida de la Tierra —la geosfera— en capas, según dos criterios: 
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Unidad 5 Dinámica de la geosfera Estructura de la geosfera 
Departamento de Biología y Geología 4
 Criterio geoquímico. Establece tres capas que difie-
ren en su composición química: 
– Corteza, a base de silicatos de elementos ligeros. 
– Manto, formado por silicatos de elementos pesa-
dos. Abarca el 82 % del volumen terrestre. 
– Núcleo, de composición esencialmente metálica. 
 Criterio dinámico. Distingue cinco capas según sus 
propiedades físicas y comportamiento mecánico: 
– Litosfera, rígida, constituida por la corteza y parte 
del manto (manto superior litosférico). 
– Manto superior sublitosférico y manto inferior. 
– Núcleo externo y núcleo interno.
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera 
Antecedentes de la tectónica de 
placas
 
Departamento de Biología y Geología 0 
 Antecedentes de 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. 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 
A pesar de ello, hubo notables aportaciones a la 
ciencia como la del científico y geógrafo francés 
Antonio Snider-Pellegrini (1802-1885) que pro-
puso que todos los continentes estuvieron conec-
tados durante el periodo Pensilvánico (Carbonífe-
ro superior). Basó su teoría en el hecho de que 
en Europa y en Estados Unidos se habían halla-
do fósiles de plantas, que eran idénticos, y en la 
presencia de especies animales que se encontra-
ban en todos los continentes. La explicación que 
propuso Snider fue todos estos seres vivos habi-
taron en épocas pretéritas en un supercontinente 
que posteriormente se fragmentó a causa del dilu-
vio bíblico. 
 En 1906, el geólogo italiano Federico Sacco 
(1864-1948), planteó formalmente que los frag-
mentos dispersos de los continentes separados en 
la actualidad podían agruparse como las piezas de 
un rompecabezas para formar un supercontinen-
te. Sacco llegó incluso a establecer algunas corre-
laciones geológicas entre distintos continentes. 
Pero quizá la contribución más notable fue la del 
geólogo americano Frank Bursley Taylor (1860-
1938) que en 1908 expuso a la Sociedad Geológica de América una hipótesis 
en aquel entonces, sorprendente: que la captura de la Luna por la Tierra 
causó la aparición de una fuerza mareal causante del aumento de la veloci-
dad de rotación del planeta. La conjunción de ambas fuerzas, mareal y rota-
cional, provocó el empuje de los continentes desde el polo Norte hacia el 
ecuador. Como consecuencia de este desplazamiento de las masas continen-
tales en dirección sur se habrían producido sucesivas orogenias. 
La hipótesis de Taylor se basó en sus estudios de las cadenas montañosas de 
los Andes, las Montañas Rocosas, los Alpes y el Himalaya. Su teoría fue ig-
norada por muchos científicos de su época y rechazada por otros. 
Teoría de la contracción 
Durante siglos los geólogos admitie-
ron que se producían desplazamien-
tos verticales de la corteza, basándo-
se especialmente en el estudio del re-
lieve continental. Según pensaban, la 
capa externa de la Tierra se iría arru-
gando, de forma similar a lo que su-
cede con una manzana, debido al en-
friamiento progresivo del planeta por 
pérdida del calor primordial de for-
mación. De esta manera, se origina-
rían las montañas, en tanto que las 
zonas más hundidas se inundarían de 
agua dandolugar a los mares y océa-
nos. Por lo tanto, son los desplaza-
mientos verticales los que producirían 
la inundación de los continentes que 
quedarían así sumergidos. 
 
Mapas de Snider que represen-
tan su versión de cómo el con-
tinente americano y el conti-
nente africano podrían haber 
estado juntos en el pasado. 
Mapa de los desplazamientos cor-
ticales según Taylor. 
 ACTIVIDADES 
1. Propón un argumento en contra de la teoría de la contracción. 
2. El catastrofismo proponía que la Tierra y la vida fueron creadas, según el Génesis, hacía unos 6000 años y que su estado 
actual lo determinan esa creación y los efectos de algunas catástrofes de origen divino, como el diluvio universal. ¿Cómo 
contribuyeron los fósiles a desbancar esta teoría que perduró hasta finales del siglo XVIII? 
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Unidad 5 Dinámica de la geosfera 
Antecedentes de la tectónica de 
placas
 
Departamento de Biología y Geología 1 
La deriva continental 
Las ideas de Frank Bursley Taylor sobre la deriva continental fueron desa-
rrolladas 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. 
Como acabamos de leer, la deriva continental fue un concepto anteriormen-
te desarrollado por numerosos autores, sin embargo, Alfred Wegener tuvo 
el mérito de dar una mayor coherencia y profundidad a esta teoría aportan-
do una gran cantidad de argumentos. 
Argumentos a favor de la deriva continental 
Se pueden agrupar en función de su campo de estudio: 
Argumentos geográficos 
Se observa una coincidencia entre los límites continentales de algunos con-
tinentes, a nivel de plataforma continental. Esto es especialmente evidente 
entre Sudamérica y África. 
Este hecho se explica, según Wegener, suponiendo que hace 200 millones 
de años existía un único continente llamado Pangea que se fue fragmen-
tando y sus piezas se fueron alejando unas de otras hasta ocupar su configu-
ración actual. 
 
Argumentos geológicos 
Si se unen los continentes en uno solo, se puede ver que los tipos de rocas, 
la cronología de las mismas y las cadenas montañosas principales tendrían 
continuidad física, es decir, formarían una franja que recorrería varios conti-
nentes. Por tanto, se puede deducir que estas formaciones geológicas y cor-
dilleras se generaron cuando todos los continentes estaban reunidos y que 
después se separaron. 
 ACTIVIDADES 
3. En la imagen superior, se ha representado la evolución de las masas continentales en distintos momentos de la historia de 
la Tierra. Averigua, de la forma más aproximada posible, qué era y/o periodo se ha esquematizado en cada imagen. 
 
 
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Antecedentes de la tectónica de 
placas
 
Departamento de Biología y Geología 2 
Argumentos paleontológicos. 
 El examen de la distribución geográfica de los fósiles y de la fauna y flora 
actuales muestra que determinadas especies están distribuidas en regiones 
específicas, limitadas por barreras de dispersión. Entre estos organismos 
se encuentran algunos terrestres, co-
mo reptiles o plantas, incapaces de 
haber atravesado océanos. Por ejem-
plo, en los tiempos de Wegener la 
distribución de una especie de gaste-
rópodo terrestre (Helix pomatia) esta-
ba restringida a la porción occidental 
de Europa y la parte oriental de 
América del Norte. El océano apare-
cía como un obstáculo insuperable 
para su dispersión, por lo que se de-
dujo que esta especie tuvo su origen y 
dispersión en un supercontinente que 
posteriormente se fragmentó. 
Argumentos paleoclimáticos 
Una de las pruebas litológicas más impresionantes en favor de la deriva con-
tinental se refiere a la distribución de depósitos de tillitas permocarbonífe-
ras hallados en zonas cálidas de Sudamérica, África, Australia e India penin-
sular. La presencia de estas rocas, formadas a partir de morrenas (sedimen-
tos glaciares), indican que en el permocarbonífero tuvo lugar una glaciación 
que afectó a las regiones anteriormente mencionadas. 
Wegener se percató de que si reunía en un supercontinente todas las zonas 
que presentaban depósitos de tillitas, y situaba uno de los polos geográficos 
en el sur de África, todas las regiones que habían pasado por la glaciación 
permocarbonífera estarían ubicarían alrededor de ese polo. 
Por otro lado, depósitos permocarboníferos generados en condiciones de 
clima caluroso (por ejemplo, de carbón) se encuentran en regiones frías de 
Norteamérica, Europa y Asia. 
Argumentos geodésicos 
Los estudios geodésicos se basaron en las mediciones de distancias efec-
tuadas entre distintos puntos de la Tierra en diferentes momentos. 
Especialmente interesantes fueron los trabajos realizados en dos islas de 
Groenlandia (Bear y Sabine) en sendas expediciones que tuvieron lugar en 
1823 y 1873, respectivamente. A raíz de estos estudios, se calculó que estas 
islas se desplazaban a unas velocidades de entre 11 y 21 m/año. Se realiza-
ron otras mediciones en diferentes lugares del planeta y se obtuvieron velo-
cidades de desplazamiento entre 0’3 y 36 m/año. Actualmente se sabe que 
estas velocidades que estaban fuertemente afectadas por errores de medida 
(unos dos órdenes de magnitud). 
En los argumentos geodésicos tuvieron gran importancia los conceptos de 
isostasia y subsidencia. 
 Puentes intercontinentales 
Antes de la elaboración de la teoría 
de la deriva continental las evidencias 
biológica y paleontológica de la anti-
gua conexión entre los continentes 
eran explicadas por la llamada teoría 
de los puentes intercontinentales. 
De acuerdo con esa teoría, en el pa-
sado los océanos estaban unidos por 
masas de tierra que emergían y facili-
taban la dispersión de las especies. 
Posteriormente estos puentes se su-
mergieron. 
 
 
 
 
 
 
 
En la imagen superior, dos de los hi-
potéticos puentes intercontinentales 
que se establecieron a un lado y a 
otro del Atlántico sur: 
 – Archatlantis, que iba de las Anti-
llas al norte de África. 
– Archhelenis, se extendía desde 
Brasil al sur de África. 
 
 
 
 
Mapa de distribución de fósiles, basado en los 
originales de Snider-Pellegrini y Wegener. 
Reconstrucción de Gondwana en el Permo-Triásico, 
donde se aprecian las áreas afectadas por la glacia-
ción (en blanco). Las flechas rojas indican el sentido 
del movimiento de los hielos. 
 ACTIVIDADES 
4. El concepto de puentes intercontinentales se desarrolló principalmente para el cuaternario, periodo en el cual se produje-
ron varias glaciaciones claramente reconocibles. ¿Qué relación guardarían las glaciaciones con la formación de puentes in-
tercontinentales? 
 
 
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Antecedentes de la tectónica de 
placas
 
Departamento de Biología y Geología 3 
La isostasia 
En su búsqueda de un razonamiento lógico para su hipótesis de la deriva 
continental, Wegener aplicó el concepto de isostasia del astrónomo inglés 
Airy (1801-1892), y propuso que los fragmentos de Pangea, formados por 
materiales graníticos ligeros (el sial, con una densidad de 2,8 g/cm3), "flota-
rían" sobre materiales basálticos subyacentes, más densos y fluidos (el sima, 
con una densidad de 3.3 g/cm3), que constituirían el piso oceánico. Así, 
como los icebergs flotan en el agua, los fragmentos de Pangea, formados 
por sial, estarían en equilibrio isostático sobre el sima sobre el que se des-
plazarían. 
La isostasia es la situación de equilibrio —equilibrio isostático— por 
la que el peso ejercido sobre la base del manto es el mismo en cualquier 
zona de la Tierra. 
Según Wegener, los fragmentos continentales se moverían desde los polos al 
ecuador a causa de la fuerza centrífuga de la Tierra, del efecto de las mareas 
y de la fuerza de migración de los polos. 
El mecanismo de compensación isostática 
El peso de unbloque de corteza que flotara en el manto sería igual al peso 
del fluido que desaloja; la fracción del bloque de corteza que estaría «sumer-
gida» en el manto equivaldría a la relación entre las densidades de la corteza 
y del manto. De este modo, toda columna de material formada por un blo-
que de corteza más el manto situado debajo tendría el mismo peso, tanto si hu-
biese un océano en su superficie como si hubiese una montaña. 
¿Qué ocurriría si situamos un bloque de corteza sobre otro? Obviamente, 
que el conjunto tendería a hundirse, de modo que parte del bloque de corte-
za ligera reemplazaría a parte del manto más denso y se restaurase el equili-
brio isostático. 
Modelos de compensación isostática 
Dado que las densidades del interior 
terrestre no son conocidas, fueron 
desarrollados de manera casi simul-
tánea dos modelos para explicar có-
mo tiene lugar la compensación isos-
tática: 
1 Modelo de George Airy. Asumía 
una densidad constante, lo cual im-
plica una profundidad de compen-
sación variable (2,8 g/cm3 en el 
ejemplo). 
2 Modelo de Henry Pratt (1809-
1871). Proponía una profundidad 
de compensación constante, como 
consecuencia, las variaciones de la 
topografía están asociadas a cam-
bios laterales en la densidad (en la 
imagen entre 2,6 y 3 g/cm3). 
 
3. Más recientemente se ha propues-
to el modelo flexural del geofísico 
holandés Felix Andries Vening-
Meinesz (1887-1966). En este mo-
delo la compensación no tendría 
carácter local, sino regional: una 
carga grande, como una cordillera, 
no hundiría tan solo el bloque de 
corteza situado inmediatamente 
debajo, sino que combaría la litos-
fera y redistribuiría el peso por una 
extensa zona; de ahí que también 
se denomine modelo de flexión li-
tosférica. Bajo la litosfera, las rocas 
del manto son más plásticas (¡pero 
sólidas!), y se mueven como la pas-
ta de dientes cuando se aprieta el 
tubo: presionadas por las regiones 
litosféricas que descienden, tende-
rán a rellenar los «huecos» dejados 
por las zonas que se elevan. 
 
 
 
 
En la imagen vemos que si cepillamos el bloque de madera 1 este pierde peso y volumen y, por tan-
to, se eleva; si depositamos sobre el bloque 2 las virutas de madera que hemos obtenido al cepillar 
el bloque 1, aumentamos el peso y el volumen del bloque 2 y, por lo tanto, este se hunde. De esta 
manera se reestablece el equilibrio isostático. 
 ACTIVIDADES 
5. Teniendo en cuenta el mecanismo de compensación isostática, razona la improbabilidad de la existencia de los puentes in-
tercontinentales hundidos. 
6. Aplicando el concepto de isostasia, razona por qué la corteza continental es más gruesa que la oceánica. 
7. ¿Qué ocurrirá si la erosión eliminara el primer km3 de roca en los bloques naranjas de las imágenes de la izquierda? 
 
 
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Antecedentes de la tectónica de 
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Paleomagnetismo fósil en los continentes 
A partir de la década de los cincuenta del pasado siglo, el estudio del paleo-
magnetismo en minerales de rocas continentales comienza a aportar datos 
contundentes a favor del desplazamiento de los continentes. 
Los minerales ferromagnéticos se orientan según el campo magnético te-
rrestre existente en el momento de su formación. Los minerales orientados 
por un campo igual el actual (polaridad normal) refuerzan su intensidad 
magnética (anomalía positiva). Los minerales formados en periodos de re-
versión magnética presentan una magnetización opuesta (polaridad inver-
sa) y, en consecuencia, poseen una intensidad magnética disminuida (ano-
malía negativa). 
Los minerales magnéticos de las lavas y sedimentos en formación adquieren 
una orientación definida por dos valores: 
 Declinación magnética. Es el ángulo que forma la aguja magnética, 
orientada hacia el polo norte magnético, con el polo norte geográfico. 
Por convención, la declinación tiene valor positivo si el norte magnético 
se encuentra al este del norte geográfico, y negativa si se ubica al oeste. 
 Inclinación magnética. Es el ángulo que forma la aguja magnética, co-
locada en un determinado lugar, con el plano horizontal. En los polos, 
las agujas magnéticas se disponen perpendicularmente a la superficie te-
rrestre, en el ecuador la inclinación es cero. 
Conociendo la declinación e inclinación magnética de los minerales de una 
masa rocosa podemos calcular la latitud y longitud del polo magnético en el 
momento de su formación y también deducir la situación geográfica en la 
que se encontraba el continente cuando se formó esa roca. A partir de este 
tipo de datos se ha confirmado la traslación de los continentes. 
En la imagen superior, variación de la declinación 
magnética en dos momentos distintos (I y II). La 
flecha discontinua señala el polo norte geográfico 
En la imagen inferior, variación de la inclinación 
magnética en dos momentos diferentes (I y II). 
Deriva polar 
Aunque se sabe que los polos magné-
ticos se mueven, los estudios indican 
que las posiciones medias de los po-
los magnéticos se corresponden es-
trechamente con las posiciones de los 
polos geográficos. Esto hecho es con-
sistente con nuestro conocimiento 
del campo magnético de la Tierra. 
A la variación aparente de la posición 
del eje magnético terrestre y de los 
polos magnéticos durante la historia 
del planeta se denomina deriva polar. 
Analizando la polarización magnética 
de las rocas en las proximidades de 
los polos Norte y Sur geográficos, es 
posible trazar una curva de la deriva 
polar aparente y describir el despla-
zamiento de los continentes. 
 ACTIVIDADES 
8. Los estudios de paleomagnetismo indican que las posiciones medias de los polos magnéticos se corresponden estrecha-
mente con las posiciones de los polos geográficos, y estos apenas presentan migración. ¿A qué es debido, por tanto, la de-
riva aparente de los polos magnéticos? 
9. Observa la imagen superior e indica cuándo comenzaron a separarse los fragmentos continentales norteamericano y euro-
peo. A partir de este dato, averigua en qué era y periodo comenzó esta separación. 
Los movimientos de un grupo de masas continentales, al realizarse sobre una superficie esféri-
ca, son rotaciones con respecto a un nuevo eje, llamado polo de Euler, situado en la propia es-
fera (teorema de rotación de Euler). Este eje no coincide ni con el geográfico ni con el magné-
tico sino que está definido por las rotaciones de las masas terrestres. 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera 
Antecedentes de la tectónica de 
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Departamento de Biología y Geología 5 
Expansión de los fondos oceánicos 
Desde la segunda guerra mundial se han venido estudiando los fondos sub-
marinos. Equipos de ecosondas, transportados por barcos, han obtenido 
mapas topográficos muy completos de los fondos marinos: 
 
También se recogieron muestras de los fondos marinos y se analizaron sus 
campos magnéticos. 
Todos estos estudios condujeron a una serie de conclusiones: 
 A lo largo de los océanos hay una largas cordilleras submarinas, deno-
minadas dorsales, que, a veces, emergen dando lugar a islas volcánicas. 
 La corteza oceánica es más densa que la continental. Las edades de las 
rocas disminuyen hacia el centro de las dorsales. Las rocas cercanas a las 
dorsales son muy jóvenes, de no más de 200 millones de años. Por el 
contrario, las rocas continentales puede llegar a ser muy antiguas (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). 
 En la zona central de las dorsales solo aparecen, y escasamente, sedi-
mentos modernos; en las zonas marginales, sin embargo, hay sedimen-
tos antiguos y modernos. 
 Las dorsales son zonas de alto flujo térmico, acompañado generalmente 
de un vulcanismo intenso y de seísmos someros; en tanto que las zonas 
más deprimidas del fondo oceánico, las denominadas fosas oceánicas, 
tienen un bajoflujo térmico y los terremotos son más intensos. 
 A ambos lados de las dorsales oceánicas se localizan franjas de rocas 
que presentan alternativamente magnetización normal e invertida. 
Todos estos hallazgos ayudaron a establecer la idea de que el fondo del 
océano se está extendiendo hacia sus extremos, las fracturas centrales de las 
dorsales oceánicas son zonas de ascenso de magmas basálticos, que se soli-
difican en ellas, formando nuevos bloques de corteza, que son desplazados 
sucesivamente hacia los márgenes de las dorsales. En tanto que en las fosas 
oceánicas, junto a los arcos de islas o cordilleras jóvenes, deben producirse 
la destrucción de la corteza oceánica. 
El geólogo Harry Hess realizó una serie de per-
foraciones del fondo del océano Atlántico a 
bordo del buque de investigación Glomar Cha-
llenger, y comprovó que las rocas situadas a 
ambos lados de la dorsal centro Atlántica pre-
sentaban idénticas características. Estos datos 
le hicieron especular que la zona central de la 
cordillera submarina (dorsal) emanaba magma 
y que el material recién formado se separa late-
ralmente a ambos lados de la dorsal. 
Principales regiones y estructuras de los fondos marinos. 
La presión del magma ascendente produce la fractu-
ración de la corteza, la salida de magma y el despla-
zamiento a ambos lados de la fractura de la corteza 
recién formada. Al salir el magma, la lava se enfría y 
origina nuevos minerales orientados según el campo 
magnético de ese momento (representado mediante 
flechas). En la imagen, podemos observar que se han 
formado bandas de polaridad normal (en amarillo) e 
inversa (rosa). 
Las rocas más jóvenes son las que se acaban de for-
mar y son precisamente aquellas que se localizan jun-
to a las dorsales. Cuanta más antigua sea la distancia 
de las rocas a la dorsal, mayor es la edad de las rocas, 
ya que van siendo empujadas por las rocas en forma-
ción. 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera El calor interno de la Tierra 
Departamento de Biología y Geología 6 
 calor interno de la Tierra 
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, va-
ría 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 vuel-
ve a subir al cruzar la frontera con el núcleo. 
Fuentes del calor interno 
Se estima que la energía térmica de la Tierra asciende a 1031 julios, y pierde 
44,2 terawatt (billones de julios por segundo) por radiación al espacio. 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 pota-
sio-40 (40K). Su desintegración emite partículas alfa o electrones que in-
teractúan con los átomos circundantes, liberando en el proceso calor que 
se transmite principalmente por convección. Se calcula que este meca-
nismo genera una energía total de unos 24 terawatt. 
En la corteza abundan minerales de baja densidad, aunque también con-
tiene 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 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 abri-
go, 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 ca-
lor: la lenta cristalización del hierro líquido del núcleo externo para for-
mar 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 primordial. 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. 
Esquema del perfil térmico de la Tierra. La geo-
terma (línea azul) muestra cuál es la temperatu-
ra real del planeta según la profundidad. Las lí-
neas rojas indican cuál es el punto de fusión de 
los materiales que hay a distintas profundidades. 
La transmisión de calor puede ocurrir por: 
– Conducción, al poner en contacto dos cuerpos 
a diferente temperatura. 
– Convección, debida a que las porciones más 
calientes del fluido son menos densas y suben, 
enfriándose en superficie y bajando de nuevo. 
– Radiación, esto es, por emisión de ondas elec-
tromagnéticas (infrarrojas y visibles). 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera El calor interno de la Tierra 
Departamento de Biología y Geología 7 
La convección en el manto 
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 plás-
ticamente a largo plazo, como un líquido extremadamente viscoso. La si-
tuación es similar a la de muchos materiales, como algunos dulces de cara-
melo: si se golpean bruscamente se quiebran, aunque si se estiran lentamen-
te terminan por deformarse. También el hielo de los glaciares, pese a ser só-
lido, puede deslizarse lentamente o el vidrio de una ventana. 
La tomografía sísmica ha revelado que la convección en el manto es un pro-
ceso complejo, en el que rocas calentadas en contacto con el núcleo ascien-
den hacia la superficie en forma de penachos térmicos, perforando la litos-
fera, mientras que láminas frías y densas desgajadas de la litosfera retornan 
material hacia el manto profundo. La tensión generada en la litosfera la frag-
menta, dividiéndola en un mosaico de placas litosféricas que cambian con-
tinuamente de posición, tamaño y forma. 
Perfil del manto en sección transversal a lo largo 
del Pacífico, obtenido mediante tomografía sís-
mica. A partir de él pueden inferirse los movi-
mientos de convección. Puede apreciarse el ca-
rácter caótico de los mismos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera Placas litosféricas 
Departamento de Biología y Geología 8 
 Placas litosféricas 
Las placas que resultan de la fragmentación de la litosfera varían mucho en 
extensión, desde unos pocos centenares de kilómetros a miles. Al incluir 
tanto corteza oceánica como continental, su espesor es asimismo muy va-
riable, desde menos de 15 kilómetros en la litosfera oceánica más joven has-
ta 200 kilómetros o más en las regiones más antiguas de la litosfera conti-
nental. La teoría que explica los movimientos a gran escala de las placas se 
conoce como tectónica de placas porque, aunque la litosfera es esencial-
mente rígida, las interaccionesentre diferentes placas forman montañas y 
otras deformaciones de la corteza cuyo conjunto se llama tectónica. 
¿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 pla-
neta a lo largo de muchos años. Se pueden definir así unos cinturones sís-
micos que circundan el globo y que delimitan entre 14 y 15 placas principa-
les y en torno a 60 placas de menor calibre a las que se conoce como micro-
placas. Estos cinturones son los límites o bordes de placa, los sitios donde 
se concentra la mayor parte de la actividad geológica interna. 
 ACTIVIDADES 
10. En el mapa puede verse que se detectan focos sísmicos hasta profundidades de unos 700 kilómetros (en realidad, 660), pe-
ro no más allá. ¿A qué puede deberse este cese de la sismicidad a partir de dicha profundidad? 
Mapa de la Tierra en el que se muestra la locali-
zación de los focos sísmicos de todos aquellos 
terremotos de magnitud igual o superior a 5 que 
ocurrieron entre 2000 y 2008. Los colores indi-
can la profundidad de cada hipocentro. 
La distribución de los focos sísmicos delimita pa-
tentemente siete placas primarias, que abarcan 
el grueso de los continentes y el océano Pacífico, 
y algo menos claramente otras tantas placas se-
cundarias de menor extensión; a menudo se in-
cluye entre estas últimas a la placa India, que, en 
realidad, es parte de la Indoaustraliana. Se reco-
nocen también microplacas incluidas en las pla-
cas principales llamadas placas terciarias. 
Placas primarias Placas secundarias 
1. Norteamericana 8. de Juan de Fuca 
2. Suramericana 9. Caribeña 
3. Eurasiática 10. de Cocos 
4. Africana 11. de Nazca 
5. Indoaustraliana 12. de Scotia 
6. Pacífica 13. Arábiga 
7. Antártica 14. Filipina 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera Interacciones entre placas 
Departamento de Biología y Geología 9 
 Interacciones entre placas 
Impulsadas por las corrientes de convección del manto, las placas litosféri-
cas nacen en unas regiones, mueren en otras y las rocas que las componen 
se deslizan a modo de cintas transportadoras desde su cuna hasta su cemen-
terio. En el proceso, una placa puede crecer, romperse, deformarse, despla-
zarse o rotar; al hacerlo, interactúa con las placas vecinas a través de tres ti-
pos de bordes: convergentes, divergentes y transformantes. 
Bordes convergentes 
Los bordes convergentes son contactos entre placas que se aproximan entre 
sí; es decir, convergen. A veces reciben el nombre de bordes destructivos 
porque, como resultado de la convergencia, la litosfera oceánica de una de 
las placas puede subducir en el manto y destruirse, aunque, paradójicamen-
te, es en estos bordes donde se genera la mayor parte de la corteza continen-
tal a través de procesos de deformación cortical llamados orogénesis. 
La convergencia lleva asociada una serie de rasgos características como son: 
Subducción 
La configuración más habitual de un borde de placa convergente se da entre 
dos placas litosféricas adyacentes, una de ellas oceánica y de elevada densi-
dad y la otra más ligera, bien porque está formada por corteza continental 
bien porque incluye corteza oceánica más joven. En este contexto, los mo-
delos analíticos muestran que: 
 La tensión que soporta la base de la placa más densa puede combarla 
por debajo de la más ligera, que, en consecuencia, cabalga sobre la pri-
mera. Al aumentar la presión de carga sobre el borde de la placa densa, 
esta se hunde. 
 A una profundidad de 80-120 kilómetros, las altas presiones transfor-
man el principal componente de la corteza oceánica, el basalto, en una 
roca metamórfica más densa llamada eclogita, que arrastra la placa ha-
cia el interior del manto 
Este proceso se llama subducción El ángulo que forma la placa en sub-
ducción con la superficie terrestre se denomina ángulo de subducción. 
En función de este ángulo podemos distinguir: 
– Subducción subhorizontal (<30°). La placa que subduce lo hace hori-
zontalmente o casi horizontalmente. El bloque litósferico subducido 
puede extenderse en forma subhorizontal por cientos, y hasta más de 
mil kilómetros, por debajo de la placa no subducida. La subducción 
subhorizontal se ha propuesto como la causa de la falta de volcanismo 
en ciertas zonas de subducción como el Norte Chico de Chile y en Perú. 
Un ejemplo de subducción horizontal 
La dorsal de Juan Fernández es una 
dorsal asísmica orientada en direc-
ción este-oeste y ubicada en la placa 
de Nazca, frente a las costas de Chile. 
Sus elevaciones más altas correspon-
den al archipiélago Juan Fernández. 
 
 
 
 
 
 
Actualmente la dorsal de Juan Fer-
nández está siendo subducida bajo la 
placa Sudamericana, en las costas de 
la región de Valparaíso, en Chile cen-
tral. El punto de subducción de la 
dorsal de Juan Fernández bajo Améri-
ca del Sur ha ido migrando del norte 
al sur del continente desde hace 18 
millones de años coincidiendo con 
una supresión de actividad volcánica 
en las zonas afectadas. La supresión 
del volcanismo se atribuye a la re-
ducción del ángulo de subducción de 
la placa de Nazca que se cree que la 
dorsal ha provocado. 
 
 
 
 
 
 
 ACTIVIDADES 
11. Uno de los factores principales de los que depende el ángulo de subducción es la densidad de la litosfera oceánica y esta a 
su vez está muy relacionada con la edad de la corteza oceánica. ¿Podrías explicar esta relación? 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera Interacciones entre placas 
Departamento de Biología y Geología 0 
– Subducción subvertical (>70°): ocurre en zonas de subducción donde 
la litosfera oceánica es más antigua y densa. Actualmente, la zona de 
subducción más inclinada es la de las islas Marianas bajo la fosa de las 
Marianas que es la más profunda de la Tierra. La corteza oceánica que 
es subducida en la fosa de las Marianas es la más antigua de la Tierra 
(sin contar las ofiolitas que veremos más adelante). 
El ángulo de subducción determina las características de la zona de subduc-
ción lo que a su vez va a condicionar el volcanismo, la orogénesis y los 
seísmos asociados a la zona de subducción. 
Sismicidad 
Las tensiones generadas en la placa que subduce forman microgrietas que 
pueden unirse y crear una falla. Este es el origen de los seísmos someros, 
así llamados porque se generan hasta una profundidad de 70 kilómetros. 
Más hacia el interior las altas presiones impiden la apertura de microgrietas, 
pese a lo cual se detectan seísmos a profundidades de hasta 660 kilómetros. 
Sus hipocentros definen un plano inclinado, generalmente entre 25° y 45°, 
denominado zona de Wadati-Benioff que marca, con bastante precisión, 
el perfil de la placa litosférica descendente. 
Se piensa que el mecanismo desencadenante de los seísmos de profundi-
dad intermedia (hasta 410 kilómetros) es la deshidratación de serpentina 
—un olivino hidratado existente en la placa que subduce— provocada por 
las altas presiones y temperaturas reinantes: el agua liberada contrarresta la 
presión y permite abrir microgrietas. 
En cuanto a los seísmos de foco profundo (hasta 660 kilómetros), su gé-
nesis está relacionada con la transformación de olivino en su fase densa 
espinela, proceso que ocurre a lo largo de microfisuras que se enlazan para 
formar fallas. 
 Vulcanismo 
La liberación de agua desde la placa que subduce tiene un efecto adicional: 
reduce el punto de fusión de las peridotitas calientes del manto lo suficien-
te como para provocar su fusión parcial. Se forman así magmas enriqueci-
dos en agua y volátiles, de menor densidad, que ascienden e intruyen la pla-
ca cabalgante. 
La mayoría de estos magmas cristalizan en profundidad y forman plutones: 
grandes masas subterráneas de rocas comogranitos, dioritas y granodiori-
tas. Algunos magmas, en cambio, pierden los minerales pesados ricos en 
hierro cuando estos cristalizan y se separan del fluido, por lo que se tornan 
ligeros y alcanzan la superficie en forma de lava o de productos volcáni-
cos de explosión, como cenizas y pumita. 
La zona de Wadati-Benioff nos señala de forma 
muy ajustada el camino de la placa subducente. A 
partir de los datos, se puede calcular el ángulo de 
subducción que sería aquel que forma el plano de 
Wadati-Benioff con la superficie terrestre. 
Diagrama simplificado de equilibrio de fases de la 
transición olivino-espinela. Las líneas azules mues-
tran la fracción de espinela expresada en porcen-
tajes, de 1 % y del 99 %. Las líneas negras gruesas 
representan geotermas (relaciones temperatura-
profundidad) características de los bloques (frío y 
cálido) que subducen y del manto. 
12. ¿Por qué la subducción de bloques litósfericos a grandes profundidades es necesaria para producir volcanismo de subduc-
ción? 
 ACTIVIDADES 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera Interacciones entre placas 
Departamento de Biología y Geología 1 
Orogénesis 
La actividad volcánica, el emplazamiento de plutones en profundidad y la 
acumulación de sedimentos procedentes de la placa en subducción aumen-
tan el volumen de la corteza que cubre la placa cabalgante, formando oró-
genos característicos llamados arcos volcánicos; hay dos tipos de arcos: 
 Arcos oceánicos. Si la placa suprayacente está constituida por litosfera 
oceánica, el arco volcánico consistirá en un arco de islas volcánicas para-
lelo a la zona de subducción. Ejemplos de tales formaciones son las Pe-
queñas Antillas, las islas Salomón o el arco de Izu-Bonin-Marianas. 
 Arcos continentales. Cuando la placa cabalgante está formada por li-
tosfera continental, se forma una cordillera volcánica en el margen del 
continente que recibe el nombre de orógeno marginal u orógeno an-
dino, en referencia a su ejemplo clásico: la cordillera de los Andes. Otro 
ejemplo es la cordillera de las Cascadas (costa oeste de Norteamérica). 
En ocasiones un arco volcánico puede tener características mixtas (oceáni-
cas y continentales) debido a que parte de la placa que subduce lo hace bajo 
un continente, y otra parte bajo la litosfera oceánica adyacente. Un ejemplo 
es el arco que abarca las islas Kuriles y el sur de la península de Kamchatca. 
Otros rasgos característicos de las zonas de subducción 
 Fosa oceánica. Marca el inicio de la inflexión de la placa que subduce. 
Es una larga y angosta depresión del fondo oceánico paralela al arco 
volcánico que, típicamente, se extiende hasta profundidades de 3 o 4 ki-
lómetros. Una excepción está representada por la fosa de las Marianas, 
uno de cuyos puntos, el abismo Challenger, alcanza los 10 916 metros de 
profundidad. Cuanto más lejos de la dorsal. Más profundo está el fondo. 
Profundidad y edad se pueden relacionar estadísticamente por la si-
guiente ecuación: 
P = 2,5 + √t/3 ; siendo P = profundidad en km y T = edad en m. a. 
A menudo las fosas no se observan por hallarse cubiertas de una gruesa 
capa de sedimentos. 
 Prisma de acreción o complejo subductivo. Se corresponde con el 
apilamiento de sedimentos y fragmentos de corteza oceánica que la pla-
ca cabalgante, como si fuera un buldócer, raspa a la placa que subduce. 
También incorpora cenizas y fragmentos rocosos arrojados por el arco 
volcánico y sedimentos erosionados de estos relieves elevados. 
Vista en perspectiva de la fosa de Puerto Rico 
(color púrpura), la parte más profunda del océa-
no Atlántico y del mar del Caribe. 
La fosa de Puerto Rico se localiza en el límite de 
dos placas tectónicas: la placa del Caribe que se 
mueve hacia el este y la placa Norteamericana 
que se desplaza hacia el oeste. La placa Norte-
americana subducciona la placa del Caribe en el 
sureste de la fosa. 
En la imagen inferior, podemos ver el mapa tec-
tónico y sísmico del área de la fosa de Puerto Ri-
co. Las flechas indican la dirección del movimien-
to de las placas. Los puntos señalan la profundi-
dad del evento, y el tamaño, su magnitud. 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera Interacciones entre placas 
Departamento de Biología y Geología 2 
Todos estos materiales pueden plegarse y fracturarse, y en ocasiones al-
canzan tales grosores que sobresalen por encima del nivel del mar. Son 
ejemplos la isla de Barbados, en el extremo sur de la fosa de Puerto Ri-
co, y buena parte de los Apeninos. 
 Cuenca de antearco. A medida que crece, el prisma de acreción tiende 
a actuar como barrera frente a los aportes sedimentarios procedentes del 
arco volcánico, que, en consecuencia, comienzan a acumularse entre 
ambas estructuras. Se forman así capas de sedimentos y rocas sedimen-
tarias poco o nada deformadas que a veces pueden alcanzar varios kiló-
metros de espesor. 
 Zona de trasarco o retroarco. Detrás del arco volcánico la placa cabal-
gante puede sufrir extensión o compresión, o bien comportarse con 
bastante pasividad. El que ocurra una cosa u otra está, según parece, en 
relación con el fenómeno conocido como retroceso de la fosa oceáni-
ca; esto es, el movimiento de la misma hacia atrás, en dirección a la pla-
ca que subduce, a medida que ésta se hunde verticalmente justo por de-
trás de la región por la que se dobla (su «rodilla», podríamos decir) al in-
troducirse en el manto. 
– Si la placa cabalgante se desplaza hacia la fosa a una velocidad ma-
yor que la de retirada de la misma, la placa que subduce actuará co-
mo un «muro» que resiste el movimiento de la placa superior. Como 
consecuencia, en la placa cabalgante se establecerá un régimen 
compresivo: la corteza se engrosará y se acortará tras el arco volcá-
nico, y los esfuerzos se propagarán hacia el interior del continente 
o antepaís, formándose cinturones plegados y fracturados como 
los que se observan tras los Andes. 
– Si la placa cabalgante no avanza hacia la fosa en retroceso o no lo 
hace a suficiente velocidad como para alcanzarla, se establecerá un 
régimen distensivo: la litosfera y la corteza tras el arco se estirarán 
y se adelgazarán, formándose depresiones como la del mar Egeo. Si 
esta extensión trasarco continúa hasta que la litosfera se fracture, 
aflorarán rocas basálticas calientes que se fundirán por descompre-
sión, formándose nueva corteza oceánica. Habrá nacido un mar 
marginal. Así, el mar del Japón se formó cuando la extensión 
trasarco separó de Asia un fragmento de corteza continental —el 
archipiélago Japonés— que migró tras la fosa en retirada. 
Obducción y acreción 
La convergencia entre una placa oceánica y una continental conduce, an-
dando el tiempo, a la llegada a la zona de subducción de montes submarinos 
creados en puntos calientes, arcos de islas o microcontinentes —como la 
actual isla de Madagascar—, que se transportan adosados a las llanuras abi-
sales de la placa oceánica. 
 Cuando la placa oceánica contiene elevaciones submarinas, en general 
estas estructuras subducen junto con la placa oceánica. En ocasiones, 
sin embargo, las tensiones existentes en una fosa oceánica con régimen 
compresivo arrancan fragmentos de la litosfera oceánica que subduce. 
Tales fragmentos pueden llegar a cabalgar sobre el borde continental o, 
al menos, quedar incluidos dentro del prisma de acreción. Este proceso, 
complementario a la subducción, recibe el nombre de obducción. 
En los fragmentos emplazados por obducción se apreciará, lógicamente, 
una secuencia estratigráfica que se corresponderá con la estructura de la 
La subducción subvertical está asociada a la forma-
ción de la zona de trasarco, provocando la migración 
de corteza de los arcos volcánicos y de fragmentos 
de corteza continental dejando atrás mar marginal. 
Además del mar de Japón, otro ejemplo sería el mar 
de Tasmania en Nueva Zelanda. 
La imagen muestra la depresión central, delimitada 
por una línea de puntos blancos, que separa el bloque 
de San Rafael o antepaís de la cordillerade los Andes. 
Fotografía de la Nasa obtenida por satélite. 
Esquema que muestra cómo una isla anclada 
al fondo oceánico no llega a subducir sino 
que es agregada al continente, proceso de-
nominado acreción continental. 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera Interacciones entre placas 
Departamento de Biología y Geología 3 
litosfera oceánica: sedimentos marinos, lavas almohadilladas y diques 
basálticos, gabros y, por último, peridotitas del manto. Estas asociacio-
nes de rocas se conocen como ofiolitas. 
 Los arcos insulares o las pequeñas masas continentales que llegan con la 
placa oceánica contienen rocas ígneas «ligeras» que se resisten a la sub-
ducción. En estas condiciones, tales estructuras serán progresivamente 
empujadas hacia el continente hasta colisionar. El choque ocasiona la 
sutura entre ambas masas y deformaciones corticales. Como la subduc-
ción no cesa, pueden llegar más fragmentos de corteza que se apilan su-
cesivamente en el continente, que de esta manera crece lateralmente. 
Este proceso, conocido como acreción continental, es la causa de que 
algunas regiones —como la costa oeste de Norteamérica— estén for-
madas por un mosaico de retazos litosféricos o terrenos (terranes) de 
procedencias muy alejadas e historias geológicas muy diferentes, limita-
dos por fallas que marcan la zona de sutura. Tal acontecimiento tuvo 
lugar, posiblemente, con fragmentos de la placa Farallón, ya desapareci-
da por subducción subhorizontal, y que actualmente se cree que forma 
parte de algunas zonas situadas al sur de las montañas Rocosas. 
Colisión continental 
Si la placa que subduce bajo un continente transporta asimismo otro conti-
nente, la colisión entre ambos resulta inevitable, ya que la corteza continen-
tal es demasiado ligera como para experimentar una subducción apreciable. 
El resultado es el cierre de la cuenca oceánica que existía entre ellos y la 
sutura de ambos continentes. Si este proceso afecta simultáneamente a to-
dos o casi todos los continentes de la Tierra se forma un supercontinente. 
La colisión entre continentes no es un suceso instantáneo. Por ejemplo, la 
colisión de las placas India, Arábiga y Africana contra la placa Eurasiática 
comenzó hace unos 50 millones de años y continúa activa en la actualidad 
 En realidad, el proceso comienza mucho antes que la colisión propia-
mente dicha, cuando la subducción enfrenta a un margen continental 
activo en la placa cabalgante, en el que se ha desarrollado un orógeno 
andino y su correspondiente prisma de acreción, y a un margen con-
tinental pasivo en la placa que subduce. Este tipo de margen, típico de 
las costas atlánticas, acumula enormes espesores de sedimentos. 
 Al producirse la colisión, las rocas sedimentarias de ambos márgenes y 
las de la cuenca oceánica que los separaba son comprimidas y empuja-
das, en su mayor parte, sobre uno de los dos continentes. Junto a ellas 
se emplazan numerosas ofiolitas, pinzadas entre las placas en colisión 
 La imbricación y el apilamiento afecta no solo a los sedimentos, sino 
también a la parte rígida de la corteza, denominado zócalo o basamen-
to. Todos estos materiales pueden desplazarse hasta centenares de ki-
lómetros en forma de escamas subhorizontales, de 10 a 20 kilómetros 
de grosor, que cabalgan unas sobre otras hacia el continente de la placa 
en subducción, induciendo con su peso una flexión de la corteza conti-
nental. 
 Se originan así cadenas montañosas caracterizadas por una corteza acor-
tada, pero cuyo grosor casi se ha duplicado y desarrolla raíces profun-
das. Son ejemplos de estas cordilleras, llamadas orógenos de colisión, 
el Himalaya, los Alpes, los Pirineos o los Apalaches. 
 
 
En la parte superior, es-
quema que muestra los 
múltiples orígenes de los 
terrenos de la zona este de 
los Estados Unidos. 
 
En el lateral, esquema de la 
estructura de la corteza 
oceánica deducida a partir 
del estudio de las ofiolitas. 
. 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera Interacciones entre placas 
Departamento de Biología y Geología 4 
Bordes divergentes 
Los bordes divergentes reciben su nombre del proceso de separación o di-
vergencia 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 oceánica y originando grandes 
elevaciones submarinas o dorsales. Por tal razón, los bordes divergentes se 
llaman también bordes constructivos. 
 Rifting 
La separación entre dos placas a lo largo de un borde divergente comienza 
por regla general cuando la litosfera continental sufre un proceso de exten-
sión y adelgazamiento. Se desarrollan fallas que se extienden a lo largo de 
decenas o centenares de kilómetros, y los bloques limitados por ellas sufren 
una subsidencia diferencial. Esto es, se hunden a diferentes profundida-
des y, a menudo, basculan. 
 Una fosa alargada de este tipo recibe el nombre de rift («grieta»), en refe-
rencia al valle del Rift de África Oriental. La formación de un rift y, por ex-
tensión, 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. Suele admitirse como el mecanismo cuantitativa-
mente 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 Nor-
teamericana, se hallan en movimiento pese a no estar subduciendo por 
ninguno de sus bordes. Muchos investigadores piensan que en estos ca-
sos se halla involucrado un mecanismo alternativo en el que un penacho 
térmico calienta la base de la corteza continental, volviéndola más plás-
tica y menos densa. La región calentada sube como una masa de bizco-
cho en un horno, creando un abombamiento llamado domo térmico. 
El penacho genera tensiones en la corteza que, a causa de la curvatura 
del domo, se resuelven en tres planos de fractura que forman ángulos de 
unos 120°, como cuando un pollo rompe el cascarón del huevo. De es-
tos, así llamados, puntos triples existen numerosos ejemplos; el más 
conocido es el triángulo de Afar, en la confluencia del mar Rojo, el gol-
fo de Adén y el rift de África Oriental. 
Apertura de cuencas oceánicas 
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 sedi-
mentos 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. 
Esquema de la formación de un abombamiento 
cortical (domo térmico) por la presencia de un 
penacho térmico y posterior formación de un 
punto triple constituido por tres rifts distancia-
dos unos 120°. 
Triángulo de Afar. Las líneas blancas continuas 
indican rift oceánicos y las líneas blancas discon-
tinuas, la apertura de un rift continental. 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera Interacciones entre placas 
Departamento de Biología y Geología 5 
 Al separarse la litosfera se produce la descompresión del manto y sus 
rocas se funden parcialmente. Se forman magmas basálticos que as-
cienden por las fracturas de la corteza, originando diques y coladas de 
lava en la nueva cuenca, y dando lugar a una cordillera submarina lla-
mada dorsal mesoceánica. 
 Los márgenes de los nuevos continentes se vuelven tectónicamente 
inactivos al alejarse de la dorsal: se han convertido en márgenes pasi-
vos. Al subsidir, se acumulan en ellos sedimentos que conforman ex-
tensas plataformas continentales y sus correspondientes taludes.En la práctica, sin embargo, esto solo ocurre en dos de las tres «ramas» de 
un punto triple. Los rifts tienen ritmos de expansión diferentes, lo que gene-
ra desequilibrios que suelen traducirse en la inactivación de uno de ellos. 
Son ejemplos de tales «rifts abortados» o aulacógenos la fosa del Río Bra-
vo, el mar del Norte y el cauce del curso bajo del Amazonas. 
Dorsales mesoceánicas 
Las dorsales mesoceánicas 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. 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 que emiten lavas almohadilladas. En ocasiones hay también 
chimeneas hidrotermales, que emiten agua caliente cargada de meta-
les que sustentan comunidades biológicas complejas. 
 Una zona de grietas y fallas 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 
volcanismo es episódico. La mayor parte del magma se almacena en cámaras 
magmáticas, aunque una parte se inyecta en las fisuras de la corteza y forma 
diques de basalto o es expulsado en forma de lavas almohadilladas. 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 en-
fría en contacto con el agua y se vuelve más densa, por lo que subside y faci-
lita la acumulación de espesores crecientes de sedimentos. 
 ACTIVIDADES 
13. Aproximadamente, ¿a qué profundidad se localizará una corteza oceánica que se formó hace 100 millones de años? 
14. Indica qué placas confluyen en el triángulo de Afar. 
15. Cuando se encuentra un afloramiento de ofiolitas se considera que marca la sutura de la colisión entre dos continentes y 
del cierre de la cuenca oceánica que los separaba. ¿Por qué? 
16. ¿Cómo se podría saber si un determinado rift es un impactógeno o un aulacógeno? 
17. ¿Por qué la descompresión del manto origina la fusión parcial de las rocas? 
18. Al aumentar la cantidad de sedimentos en una cuenca, se produce la subsidencia de la misma. Relaciona este hecho con el 
mecanismo de compensación isostática. 
En la imagen inferior, formación de un rift. 
En las imágenes superiores, detalle de la formación de 
pequeños edificios volcánicos y fotografía de una chi-
menea hidrotermal. 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera Interacciones entre placas 
Departamento de Biología y Geología 6 
Bordes transformantes 
En los bordes transformantes una placa se desliza paralelamente a otra a lo 
largo de fallas verticales o subverticales. Como no existe actividad creadora 
ni destructora de litosfera, a veces se designan como bordes pasivos, pese a 
presentar una importante actividad tectónica y sísmica. Estas fallas trans-
formantes pueden ser de dos tipos: oceánicas y continentales. 
 Fallas transformantes oceánicas. Las dorsales mesoceánicas, 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 co-
nectados 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. 
La falla transformante se prolonga más allá de las crestas de la dorsal en 
forma de fosas alargadas bordeadas por escarpes muy abruptos, cono-
cidas como zonas de fractura. A lo largo de ellas las dos porciones ad-
yacentes de la corteza oceánica se deslizan en el mismo sentido, por lo 
que no hay fricción ni se generan terremotos. 
 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 An-
drés, la falla Alpina de Nueva Zelanda o la falla del mar Muerto. 
El último ejemplo sirve para ilustrar la complejidad de las fallas transfor-
mantes continentales frente a sus contrapartidas oceánicas. Este sistema 
transformante conecta el borde de placa divergente del mar Rojo con el 
borde convergente de los montes Tauro, en Turquía. 
– A veces una falla se inflexiona hacia el oeste y conecta con otra falla 
paralela, dejando entre ambas un espacio que experimenta esfuerzos 
distensivos. Se forman así cuencas de estiramiento (pull-apart basins), 
como el mar Muerto, el mar de Galilea y el golfo de Acaba. 
– Si la falla se inflexiona hacia el este, el resultado es el opuesto: esfuer-
zos compresivos que originan un abanico de bloques elevados (push-
up), como el haz de pliegues de Jabal ar Ruwāq, en Siria. 
 
Fallas transformantes y zonas de fractura en una 
dorsal mesoceánica. 
Cuencas de estiramiento en el sistema de fallas 
transformantes del mar Muerto. 
Los terremotos de California son causados por el movimiento de enor-
mes bloques de corteza terrestre limitados por fallas transformantes. 
La placa del Pacífico se está moviendo al noroeste, raspando horizontal-
mente el borde de la placa Norteamericana, a una velocidad de 50 milí-
metros por año. 
En la imagen podemos ver la falla de San Andrés (en rojo) y algunas fallas 
paralelas –San Jacinto, Elsinore– y otras perpendiculares –Sierra Madre y 
Garlock–, todas ellas marcadas con líneas rosas. 
Las fallas de San Andrés, San Jacinto, Elsinore e Imperial (paralela a las 
anteriores aunque no está representada en la imagen) se desplazan rápi-
damente (unos 33 milímetros por año) y por esa razón son las responsa-
bles del alto riesgo sísmico del sur de California (causan aproximadamen-
te la mitad de los temblores significativos en la región californiana). 
En la imagen, modelo simplificado del sur de California mostrando el mo-
vimiento de las placas del Pacífico y Norteamérica (flechas azules), y el 
gran recodo que forma la falla de San Andrés donde las placas se juntan y 
confluyen otras fallas. 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera Interacciones entre placas 
Departamento de Biología y Geología 7 
El interior de las placas litosféricas 
La mayor parte de la actividad geológica interna —esto es, la promovida por 
el calor emitido por la Tierra— tiene lugar en los bordes de placa. Pero hay 
dos excepciones importantes a esta regla: 
Propagación de esfuerzos tectónicos 
Las colisiones continentales se prolongan durante muchos millones de años, 
y en este tiempo los esfuerzos generados pueden transmitirse hacia zonas 
muy alejadas del orógeno. Por ejemplo, los esfuerzos que crearon a los Piri-
neos al chocar las placas Ibérica y Eurasiática se propagaron hacia el sur gra-
cias al empuje de la placa Africana, y formaron la Cordillera Ibérica. 
En otras ocasiones los esfuerzos transmitidos dan lugar a una situación dis-
tensiva, no compresiva, análoga al intento de aplastar un globo entre las ma-
nos: el globo se alarga perpendicularmente a la dirección en la que apreta-
mos. De igual forma, los esfuerzos que acompañan a la orogénesis provocan 
una distensión paralela al orógeno, a favor de la cual se generan rifts en di-
rección perpendicular. Estas formaciones, en las que se generan magmas 
por la descompresión causada al fragmentarse la litosfera, se llaman impac-
tógenos y acaban siendo cuencas de sedimentación. Son ejemplos conoci-
dos el valle del Rin y el lago Baikal. 
Puntos calientes 
La existencia de islas volcánicas en zonas muy alejadas de los bordes de pla-
ca recibe, en muchos casos, una explicación satisfactoria gracias a latomo-
grafía sísmica, que ha detectado penachos térmicos bajo ellas. Las rocas 
calientes pero sólidas del penacho se funden parcialmente al llegar a algunas 
decenas de kilómetros de la superficie, originando magmas basálticos. Las 
regiones donde ocurre esto se llaman puntos calientes (hot spots). 
Comúnmente se admitía que los puntos calientes permanecían fijos mientras 
la placa suprayacente se movía, formándose una cadena lineal de islas vol-
cánicas según fuese desplazándose la placa: las islas de mayor actividad vol-
cánica serían las más modernas. Sin embargo, datos recientes sugieren que 
los penachos se «mecen», agitados por la convección en el manto. Esto ex-
plicaría por qué la cadena volcánica de Hawái no es enteramente lineal. 
¿Qué ocurre si una placa continental se sitúa sobre un penacho? La respues-
ta depende del grosor de la litosfera y de la magnitud de la anomalía térmica. 
A veces llegan a fundir la corteza continental y originan plutones denomina-
dos granitos anorogénicos. Las riolitas de la caldera de Yellowstone son el 
equivalente volcánico de estos granitos anorogénicos. 
Modelo de vulcanismo de punto caliente. Inicial-
mente, la «cabeza» del penacho ascendente pro-
duce coladas basálticas, como los traps del De-
cán. Más adelante, la «cola» del penacho genera 
volúmenes menores de lava que originan una ca-
dena de islas volcánicas, como Hawái. 
 ACTIVIDADES 
19. En algunos orógenos se han emplazado rocas típicas de la corteza continental a las que se designa como UHP (ultra-high 
pressure, «presión ultra alta») porque incluyen minerales, como la coesita, que solo pueden haberse formado a las presiones 
reinantes a profundidades de entre 90 y 140 kilómetros, propias ya del manto. ¿Cómo se puede explicar este hallazgo? 
20. Observa el esquema que representa el vulcanismo del punto caliente e indica en qué orden se han formado las tres islas 
que aparecen en la imagen inferior. ¿Por qué se han formado en este orden? 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera 
Deformación de los materiales 
corticales
 
Departamento de Biología y Geología 8 
 Deformación de los materiales 
corticales 
Los materiales corticales con frecuencia aparecen plegados o fracturados. 
Esto sucede sobre todo en rocas duras como las cuarcitas o las calizas. Sin 
embargo, en otras ocasiones, difícilmente se pueden apreciar fallas o capas 
plegadas, sino masas informes, como ocurre con las arcillas o las sales. 
Al aplicar sobre los materiales corticales un campo de esfuerzos durante un 
determinado periodo de tiempo se obtiene una respuesta que puede ser: 
 Elástica. Si cesando el esfuerzo la forma inicial se recupera. 
 Plástica. Si tras aplicar el esfuerzo no se recupera la forma. En este caso, 
las fuerzas de cohesión mantienen la unidad del bloque deformado. 
 Viscosa. Los materiales se comportan como un fluido. Las fuerzas de 
cohesión son superadas y se produce la separación de los componentes. 
Estas respuestas pueden verse afectadas por diversos factores: 
– Temperatura. En general aumenta el margen de elasticidad para mu-
chas rocas, si bien en algunas, como las areniscas, no influye. 
– Presión confinante. El incremento de la presión de los materiales su-
periores disminuye el límite de elasticidad y aumenta el de rotura. 
– Proporción de fluidos. Una mayor proporción de fluidos en la roca fa-
cilita la deformación con pequeños esfuerzos, pero también disminuye 
el límite de rotura, al crear otras presiones internas en las rocas, opuestas 
a la confinante. 
– Tipo de roca. La respuesta será diferente en el caso de una roca com-
petente (como el granito, la cuarcita y el gneis) que una roca incompe-
tente como las arcillas o las sales) aunque estén sometidas a los mismos 
esfuerzos y en las mismas condiciones. 
– Tiempo durante el cual se aplica el esfuerzo. 
Se pueden distinguir tres tipos de esfuerzos: 
 Esfuerzos compresivos. Producidos por fuerzas que actúan conver-
gentemente en una misma dirección. Como consecuencia se produce un 
acortamiento de la corteza. 
 Esfuerzos de cizalla. Originados por fuerzas paralelas que actúan en 
sentidos opuestos. 
 Esfuerzos tensionales (tensión, estiramiento o tracción). Producidos 
por fuerzas divergentes que actúan en una misma dirección. Como con-
secuencia se produce un estiramiento de la corteza. 
Diagrama de esfuerzo-deformación. Se pue-
de observar las deformaciones que se pro-
ducen según se va incrementando el esfuer-
zo la deformación puede ser elástica, plásti-
ca y fractura. 
Diagrama de esfuerzo-deformación para el basalto. 
En la gráfica podemos observar el comportamiento 
de la roca (deformación = extensión) cuando está 
sometida a una presión de confinamiento de 5 kilo-
bares y sometiéndola a distintas temperaturas. 
 ACTIVIDADES 
21. Haz una interpretación de la gráfica esfuerzo-deformación. 
22. Además de disminuir el límite de elasticidad y aumentar el de rotura, qué otras consecuencias tiene el incremento de la 
presión confinante. ¿Guardará relación con la proporción de fluidos? Razona la respuesta. 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera 
Deformación de los materiales 
corticales
 
Departamento de Biología y Geología 9 
Tipos de deformaciones 
Las respuestas que se producen al aplicar un esfuerzo son diversas: 
Deformaciones plásticas o pliegues 
El comportamiento plástico se manifiesta con la formación de pliegues. 
Un pliegue es la disposición doblada o flexionada de unas capas o super-
ficie geológica que previamente presentaban otra orientación espacial. 
El plegamiento afecta especialmente a las rocas sedimentarias por ser más 
dúctiles y, como consecuencia de este proceso, los estratos —o los planos 
de esquistosidad en el caso de rocas metamórficas— quedan curvados 
formando ondulaciones alargadas y más o menos paralelas entre sí. 
Los pliegues se clasifican según diversos criterios: la orientación de la super-
ficie axial, su geometría, etcétera. A continuación se dan algunos ejemplos: 
 
Los pliegues convexos hacia arriba se denominan antiformes; en los plie-
gues sinformes, los pliegues son convexos hacia abajo. Si tenemos en cuen-
ta la edad relativa de los materiales plegados, podemos hablar de anticlinal 
si los materiales más antiguos se localizan en la parte interna del pliegue y 
sinclinal si son los materiales más jóvenes. 
Los pliegues se originan por esfuerzos de compresión efectuados sobre 
las rocas, pero sin que se supere el límite de rotura. Por lo general se ubican 
en los bordes de las placas tectónicas y obedecen a dos tipos de fuerzas: 
 Laterales, originados por la propia interacción de las placas (conver-
gencia). 
 Verticales, como resultado del levantamiento debido al fenómeno de 
subducción a lo largo de una zona de subducción más o menos amplia y 
alargada, en la que se levantan las cordilleras o relieves de plegamiento. 
En la imagen superior, elementos de un pliegue. 
En el pliegue se pueden medir los siguientes pa-
rámetros: 
Vergencia: dirección hacia la que se inclina el 
plano axial de un anticlinal no recto. 
Inmersión o cabeceo: ángulo que forman una lí-
nea de charnela y con el plano horizontal. 
Dirección: ángulo formado entre un eje del plie-
gue y la dirección norte-sur. 
Buzamiento: ángulo que forman las superficies 
de cada flanco con la horizontal (tomando siem-
pre la máxima pendiente para cada punto). 
Símbolos de pliegues frecuentes en los mapas geo-
lógicos. 
 ACTIVIDADES 
23. Clasifica los pliegues I y II sabiendo que el estrato A es más antiguo y F es el 
 más moderno. 
 
 
 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera 
Deformación de los materiales 
corticales
 
Departamento de Biología y Geología 0 
Deformaciones frágiles 
Cuando las rocas se encuentran en condiciones de altas presiones de confi-
namiento y temperaturas bajas se comportan frágilmente. El comportamien-
to frágil se manifiesta con la formación de fracturas. 
Las fracturas son superficie a lo largo de las cuales lossedimentos y las 
rocas se fragmentan debido a la pérdida de cohesión. 
Las fracturas se clasifican en función de los desplazamientos relativos que se 
producen durante la deformación. Hay dos tipos básicos: 
Diaclasas 
Son fracturas a lo largo de las cuales no se ha producido un desplazamiento 
aparente. Se generan principalmente por esfuerzos tensionales y de cizalla, 
en respuesta a movimientos mayores de la corteza. Tienen una extensión de 
milímetros, centímetros o incluso algunos metros. 
Normalmente no se forman de manera aislada, sino que en una masa rocosa 
se puede generar grupos de diaclasas y/o sistemas de diaclasas. Los grupos 
de diaclasas son estructuras paralelas o subparalelas. En los sistemas las 
diaclasas se cortan entre sí en ángulos definidos y tienen una cierta simetría. 
Algunas diaclasas muestran un relleno (secundario) de calcita, cuarzo… 
Fallas 
Son discontinuidades mecánicas en las que se ha producido un movimiento 
relativo entre los bloques paralelos al plano de fractura; por esa razón, se 
llaman fracturas de cizalla. Las fallas se localizan en la parte superior de la 
corteza, aunque algunas pueden atravesar la corteza y pasar al manto litosfé-
rico. Generalmente las fallas no se localizan de forma aislada, sino que se 
agrupan formando familias de fallas —conjunto de fallas presentes en un 
afloramiento o en un sector concreto y que exhiben orientaciones simila-
res— o sistemas de fallas —conjunto de fallas formadas bajo un mismo 
campo de esfuerzos, es decir, están relacionadas genéticamente—. 
Cuando se produce una falla, que la roca involucrada se rompe y los mate-
riales situados en la zona de rotura son triturados — proceso llamado cata-
clasis— generando distintos tipos de materiales. Como consecuencia de la 
deformación mecánica se forman los siguientes materiales y estructuras: 
 Panizo (harina de falla). Constituido por sedimentos finos, general-
mente arcilla, que se forman al desplazarse los bloques a lo largo del 
plano de falla y pulverizar parte de la roca. 
 Brecha de falla. Roca formada por la fuerte fricción del deslizamiento 
de los dos labios de una falla. La presión engendrada ha triturado la ro-
ca, cuyos fragmentos mayores han quedado después unidos por los se-
dimentos más finos. Hay dos tipos principales: las cataclasitas (rocas 
fragmentadas) y las milonitas (rocas fragmentadas y deformadas). 
 Espejo de falla. Es una superficie pulida y estriada (finas incisiones) 
que se forma como resultado de la fricción producida por el bloque que 
se ha desplazado sobre el plano de falla. 
Grupo de diaclasas intersecándose en un ángulo 
menor a 90 grados. 
Imagen superior, elementos de una falla. 
Imagen inferior, algunos tipos de fallas; las fle-
chas naranjas indican el sentido de los esfuerzos 
sobre el terreno y las flechas negras, la dirección 
del desplazamiento de los bloques. 
 
24. Muchos acuíferos están localizados en zonas de fallas. Da una explicación a este hecho. 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera 
Deformación de los materiales 
corticales
 
Departamento de Biología y Geología 1 
Asociaciones de fallas 
 Los horst, también denominados macizos o pilares tectónicos, están 
constituidos por una zona elevada limitada por dos fallas normales o 
por una serie de fallas normales; en este último caso, las vertientes esta-
rán constituidos por una secuencia de niveles escalonados. Los macizos 
tectónicos están asociadas a las llamadas fosas tectónicas. 
 Los graben o fosas tectónicas son largas depresiones que presentan 
en sus márgenes sucesivas fallas o fracturas escalonadas, los macizos 
tectónicos, que a veces alcanzan una notable inclinación (del orden del 
60 %). Las fosas forman valles que pueden medir decenas de kilómetros 
de ancho y varios miles de kilómetros de longitud, como el valle del Rift 
en África, y se rellenan con sedimentos que pueden alcanzar cientos de 
metros de espesor. En esta zona es frecuente las manifestaciones volcá-
nicas por lo que presentan un alto flujo térmico. 
Estructuras mixtas 
Resultan de la combinación de pliegues y fallas. Entre ellas tenemos: 
 Pliegue falla. La ruptura de un pliegue tumbado, por cizalladura o es-
tiramiento, origina un pliegue-falla (pliegue tumbado y fallado) en que 
uno de los flancos monta sobre el otro. 
 Cabalgamiento. Se produce cuando las presiones laterales desplazan 
estratos o capas más antiguas sobre otras más modernas. El contacto 
entre ambas unidades tiene lugar en un plano más o menos inclinado 
denominado plano de cabalgamiento. A la zona de contacto anómalo 
se denomina frente de cabalgamiento. El desplazamiento en los 
cabalgamientos es pequeño y la característica más apreciable es que se 
duplica la serie de estratificación. 
 Mantos de corrimiento. Su origen es similar al de los cabalgamientos. 
La principal diferencia radica en que en estos se produce un desplaza-
miento notable del bloque cabalgante (en el rango de kilómetros). 
En este tipo de estructuras, los materiales que se desplazan (los superio-
res) se alejan de su origen, y por eso se dice que son alóctonos; los que 
permanecen en su posición original (los inferiores) se denominan autóc-
tonos. Con frecuencia, la erosión puede eliminar parte del bloque cabal-
gante, creando una ventana tectónica cuando el bloque de base solo se 
expone en un área relativamente pequeña. La erosión también puede 
eliminar la mayor parte del bloque cabalgante, dejando solo restos de 
materiales aloctonos formando islas tectónicas o klippen (en singular 
klippe). 
 
Esquema de un pliegue-falla. 
En la imagen se puede observar un pequeño cabal-
gamiento; obsérvese que unos estratos se sobrepo-
nen a otros. Las líneas amarillas indican los límites 
de algunos de los estratos. 
Klippe cerca de Nowy Targ, al sur de Polonia. 
 
 
Unidad 5 Dinámica de la geosfera 
Deformación de los materiales 
corticales
 
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Deformaciones en estado fluido 
Son deformaciones producidas en materiales que fluyen con mayor o menor 
viscosidad. En ellas no se distinguen elementos estructurales ni tampoco 
implican un acortamiento del terreno. 
Se producen sobre todo en rocas sedimentarias como sales, yesos o arcillas, 
aunque también se pueden formar en lugares donde se produce la fusión 
parcial de rocas; tal es el caso de los plutones graníticos. 
Se originan porque los materiales menos densos, intercalados en estratos 
más densos, tienden a ascender lentamente levantando el terreno y forman-
do domos al acumularse en las charnelas de los anticlinales al aflorar en la 
superficie, dando lugar a diapiros. Estas estructuras pueden adquirir forma 
de cilindro, seta o gota y suelen ser de gran tamaño (de cientos de metros a 
3 km de diámetro en sección horizontal). El proceso de formación de un 
diapiro, denominado diapirismo, es muy lento, medible en millones de 
años. 
Existen riesgos geológicos asociados a la formación de diapiros, principal-
mente relacionados con el movimiento ascensional y los procesos de disolu-
ción de sales y yesos; todos ellos generan inestabilidad en el terreno. 
Estilos tectónicos 
Las diferentes estructuras (fallas, pliegues, fracturas, cabalgamientos) carac-
terizan y diferencian las cadenas montañosas entre sí, dando lugar a lo que 
se denominan estilos tectónicos. Los más destacados son: 
Germánico 
En el estilo germánico predominan las deformaciones frágiles, tanto fallas 
normales como inversas, y la ausencia de pliegues. Los materiales tectónicos 
de base son afectados tanto por fuerzas de compresión como de distensión, 
lo que da lugar a fallas inversas, escamas tectónicas, y fosas y macizos tec-
tónicos. En las depresiones pueden acumularse sedimentos de cobertera 
(formando sinclinales) y los anticlinales que cubrían los otros bloques son 
rápidamente erosionados. El sistema Central presenta esta estructura. 
Jurásico 
En el estilo jurásico (de la región de Jura, Francia) predomina la sucesión de 
pliegues