Tema 3 Tectónica, la deformación de las rocas y - José Santiago Alvarez Gonzalez

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Geología 2º Bachillerato Deformación de las rocas y formación de las cordilleras 
 
1 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete 
UNIDAD 3. DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS Y FORMACIÓN DE CORDILLERAS 
 
 
1. TECTÓNICA. LA DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS. 
 
La Tectónica es la disciplina geológica que estudia las estructuras geológicas. Casi de forma indistinta 
se habla de Geodinámica Interna, que en realidad estudia el origen de esas estructuras. Otro 
sinónimo es el de Geología Estructural. 
 
Cualquier región de la Tierra está sometida a fuerzas que tienden a desplazar y distorsionar las rocas 
que la constituyen. Las fuerzas que actúan sobre un elemento de la materia pueden ser másicas 
(gravedad, magnetismo, etc.) si nacen dentro del material y esfuerzos o presiones dirigidas (fuerzas 
de superficie). 
 
1.1. Esfuerzo y deformación. 
 
Se denomina esfuerzo al conjunto de fuerzas que afectan a un cuerpo material y tienden a 
deformarlo. Está en relación directa con la fuerza e inversa con la superficie. Los esfuerzos tienden a 
producir en las rocas diferentes efectos: cambios de orientación, cambio de posición y cambio de 
forma. 
 
Se pueden distinguir tres tipos de esfuerzos: 
 
- Esfuerzos compresivos. Producidos por 
fuerzas que actúan convergentemente 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 o distensivos (tensión, estiramiento o tracción). Producidos por fuerzas 
divergentes que actúan en una misma dirección. Como consecuencia se produce un estiramiento 
de la corteza. 
 
1.2. Deformación de las rocas: fragilidad y ductilidad: 
 
Los materiales corticales con frecuencia aparecen plegados o fracturados. Esto sucede porque 
cuando la intensidad del esfuerzo es superior a la resistencia interna de los materiales, estos pueden 
comportarse de dos maneras diferentes: 
- Comportamiento frágil: si el cuerpo se rompe (origina fracturas). 
- Comportamiento dúctil: si el cuerpo se deforma (origina pliegues). 
 
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. 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. 
 
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Estas respuestas pueden verse afectadas por diversos factores: 
 
- Temperatura. En general aumenta el margen de elasticidad para muchas rocas, si bien en 
algunas, como las areniscas, no influye. 
- Presión confinante. El incremento de la presión de los materiales superiores disminuye el límite 
de elasticidad y aumenta el de rotura. 
- Proporción de fluidos. Una mayor proporción de fluidos en la roca facilita 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 competente (como el granito, la 
cuarcita y el gneis) que una roca incompetente 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. 
 
 
2. PRINCIPALES ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS: PLIEGUES Y FALLAS 
 
2.1. Deformaciones plásticas o pliegues. 
 
Las rocas pueden responder ante un esfuerzo de una manera plástica, 
deformándose, sin romperse, los cual dependerá de distintos factores 
como vimos (tipo de material, tiempo del esfuerzo, presión, 
temperatura…). Se denomina pliegue a un conjunto de estratos que 
han sufrido una deformación plástica que conlleva una transformación 
desde la disposición horizontal a una estructura plegada con inclinación 
variable. El plegamiento afecta especialmente a las rocas 
sedimentarias por ser más dúctiles. Los pliegues pueden ser micro o 
macropliegues, según se vean o no a simple vista. 
 
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 
(convergencia). 
 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. 
 
Los pliegues se clasifican según diversos criterios: la orientación de la 
superficie axial, su geometría, etcétera. A continuación se dan algunos 
ejemplos. 
 
Por el sentido de la curvatura: 
 
 Antiformes. Curvatura hacia arriba. 
 Sinformes: Curvatura hacia abajo. 
 Neutros. Curvatura hacia los lados. 
 
Elementos de un pliegue: 
Flancos: cada una de las superficies que 
forman el pliegue a ambos lados del plano 
axial. 
Charnela: la línea de unión de los dos flancos 
(línea de máxima curvatura del pliegue, 
donde cambia de pendiente). 
Plano o superficie axial: plano imaginario 
bisector del pliegue, formado por la unión de 
las charnelas de todos los estratos que 
forman el pliegue. Su alejamiento de la 
vertical indica la vergencia o inclinación del 
pliegue. 
Eje del pliegue: línea imaginaria formada por 
la intersección del plano axial con un plano 
horizontal. Su orientación geográfica indica la 
orientación del pliegue. El ángulo que forma 
con la charnela indica la inmersión del 
pliegue. 
Punto de inflexión: puntos donde los flancos 
cambian de cóncavo a convexo. 
Buzamiento: ángulo de inclinación del plano 
axial con respecto a un plano horizontal. 
Dirección o rumbo: orientación geográfica de 
la línea de intersección del plano axial con el 
plano horizontal 
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Por la disposición de los materiales más antiguos: 
 
 Anticlinal: el núcleo del pliegue es ocupado por el material más antiguo 
(estratos inferiores). 
 Sinclinal: el núcleo es ocupado por el material más moderno (estratos 
superiores). 
 Monoclinal o en rodilla. Sólo tienen un flanco. 
 
Normalmente los anticlinales suelen ser antiformes y los sinclinales sinformes. 
 
Por la orientación del plano axial. 
 
 Rectos: el plano axial es vertical. 
 Inclinados: el plano axial forma un ángulo con la vertical. 
 Tumbados o recumbentes: el plano axial es casi horizontal 
 
Generalmente los pliegues no se presentan aislados sino que se asocian unos con 
otros formando: 
 
 Asociaciones anticlinal-sinclinal. 
 Anticlinorio: sucesión de anti y sinclinales que forman una bóveda. 
 Sinclinorio: sucesión de anti y sinclinales que forman una cubeta. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2.2. Deformaciones frágiles: diaclasas y fallas. 
 
Son consecuencia del comportamiento frágil de los materiales. Se originan cuando los esfuerzos 
sobrepasan el límite de plasticidad de un material. El comportamiento frágil se manifiesta con la 
formación de fracturas. 
 
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 respuestaa 
movimientos mayores de la corteza. Tienen una extensión de milímetros, centímetros 
o incluso algunos metros Imagen de la derecha). 
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 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 litosférico. 
 
 
 
 
Existen tres tipos puros de fallas: normales, inversas y de dirección. 
 
 Normal o directa, si el bloque hundido apoya sobre el plano de falla. Es producida por fuerzas 
distensivas. Se originan cuando la componente mayor del esfuerzo es la vertical de modo que un 
bloque se desliza respeto al otro en el sentido del esfuerzo menor. 
 Inversa, si el bloque levantado apoya sobre el plano de falla. Es producida por fuerzas 
compresivas. Se originan cuando la componente menor del esfuerzo es la vertical de modo que 
el desplazamiento se hace “contra la gravedad”. No hay un deslizamiento sino un levantamiento 
de un bloque respecto al otro, “oprimido” el conjunto por el esfuerzo mayor. 
 De dirección, desgarre o transcurrentes, si la componente de desplazamiento se sitúa en la 
horizontal, debido a esfuerzos de cizalla. Se originan cuando el esfuerzo mayor está en el plano 
horizontal y también el esfuerzo mínimo (perpendiculares entre sí) por lo que un bloque se 
desplaza lateralmente respecto del otro. Un tipo especial son las fallas transformantes que 
limitan bloques litosféricos, que se mueven en sentido contrario y desplazan segmentos de otros 
tipos de límites de fosas o dorsales. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Elementos de una falla. 
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 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 estarán 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 volcánicas por lo 
que presentan un alto flujo térmico. 
 
 
2.3. Estructuras mixtas. 
 
Resultan de la combinación de pliegues y fallas. Entre ellas tenemos: 
 
 Pliegue falla. La ruptura de un pliegue tumbado, por 
cizalladura o estiramiento, 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. 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 desplazamiento notable del bloque cabalgante (en el rango 
de kilómetros). 
 
En este tipo de estructuras, los materiales que se desplazan (los superiores) se alejan de su origen, y 
por eso se dice que son alóctonos; los que permanecen en su posición original (los inferiores) se 
denominan autóctonos. Con frecuencia, la erosión puede eliminar parte del bloque cabalgante, 
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). 
 
 
 
 
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3. GRANDES ESTRUCTURAS GENERADAS POR FALLAS. 
 
Los esfuerzos necesarios para explicar el origen de las diferentes estructuras tectónicas son fáciles de 
justificar a la luz de la Tectónica de Placas. 
 
 
3.1. Grandes estructuras de fallas en zonas distensivas. 
 
 La distensión que se produce después de la actuación 
de enormes esfuerzos distensivos genera esfuerzos 
tensionales que provocan también la formación de 
fallas normales en estas zonas. Los principales tipos 
de estructuras distensivas son los graben o fosas 
tectónicas y los horst o pilares tectónicos. 
 
Una fosa alargada de este tipo con decenas de 
kilómetros de ancho y varios miles de kilómetros de 
longitud 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 
continental. El rift activo de áfrica está formado por 
una sucesión de estructuras tipo graben separadas por horts con una longitud de 6000 km. El 
ascenso de un penacho térmico desde el manto es el responsable del abombamiento de la corteza y 
de su estiramiento (ver punto 5.1 del tema 2). 
 
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. 
 
3.2. Grandes estructuras de fallas en zonas compresivas. 
 
La emigración de las enormes placas litosféricas y la colisión entre ellas justifican, en zonas de 
colisión, los enormes esfuerzos compresivos y de cizalla generen estructuras geológicas 
características. La compresión produce una gran variedad de fallas, fundamentalmente inversas, que 
pueden formar estructuras llamadas pop-up y pop-down. Los pop-up son sistemas de fallas inversas 
que forman estructuras similares a los horts, mientras que los pop-down son sistemas de fallas 
inversas que forman estructuras similares a los graben. 
 
No es descartable, sin embargo, que se originen otro tipo de 
fallas cono las de dirección o desgarre. Un caso especial sería 
el acortamiento de las cadenas montañosas debido a 
cabalgamientos y mantos de corrimiento. 
 
Algunas de las cordilleras más importantes del mundo como 
el Himalaya, los Alpes, las Rocosas o los Pirineos, entre otras, 
muestran mantos de corrimiento. 
 
 Las montañas Rocosas, ejemplo de cuña de cabalgamiento. 
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3.3. Grandes estructuras de fallas en zonas transcurrentes o de dirección. 
 
La Tectónica de Placas también explica el origen de las fallas transformantes, un tipo especial de 
fallas transcurrentes que pueden describirse como grandes fallas que atraviesan la litosfera y 
acomodan el movimiento de dos grandes placas litosféricas.Las dorsales oceánicas están 
atravesadas por numerosas fallas transformantes fruto de las enormes fuerzas distensivas que 
separan las placas que divergen (ver punto 5.1 del tema 2). Estas fallas también unen unas dorsales 
con otras. Otras fallas transformantes acomodan el desplazamiento entre placas sin que exista 
generación o destrucción de litosfera oceánica, como la falla de San Andrés (desplazamiento de la 
placa Pacífica respecto a la Norteamericana), que constituye los bordes pasivos. 
 
Los terremotos de California son causados por 
el movimiento de enormes bloques de corteza 
terrestre limitados por fallas transformantes. 
La placa del Pacífico se está moviendo al 
noroeste, raspando horizontalmente el borde 
de la placa Norteamericana, a una velocidad de 
50 milímetros 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 rápidamente (unos 33 
milímetros por año) y por esa razón son las 
responsables del alto riesgo sísmico del sur de 
California (causan aproximadamente la mitad 
de los temblores significativos en la región 
californiana). 
 
 
4. OROGÉNESIS: LA FORMACIÓN DE LA CORDILLERAS. 
 
La orogénesis es el proceso de formación/rejuvenecimiento de montañas y cordilleras debido a la 
deformación compresiva de la litosfera continental, produciéndose un engrosamiento cortical y 
sufriendo los materiales deformaciones tectónicas de carácter compresivo (pliegues, fallas, mantos 
de corrimiento, etc.). El problema de la interpretación de la orogénesis ha sido el problema teórico 
mayor de la Geología desde su origen. Se trata de explicar por qué, a pesar de la continuidad de los 
procesos de erosión, no deja de haber en la Tierra relieves elevados y abruptos. El desarrollo y 
aceptación de la teoría de la Tectónica de Placas ofreció un nuevo marco teórico para la comprensión 
de este enigma. 
 
4.1. Los orógenos. 
 
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, 
paradójicamente, es en estos bordes donde se genera la mayor parte de la corteza continental a 
En la imagen, modelo simplificado del sur de California mostrando 
el movimiento 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. 
 
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través de procesos de deformación cortical llamados orogénesis. 
 
El resultado de la orogénesis es la formación de un orógeno, representado por una cadena 
montañosa. En ocasiones, como resultado de la compresión, la orogénesis no crea montañas 
propiamente dichas, sino archipiélagos de islas que emergen del fondo marino. Pero un orógeno no 
es solo la montaña, sino todos los componentes de la colisión entre placas, incluida su estructura 
profunda, que penetra decenas o centenares de kilómetros en el subsuelo. 
 
Los principales componentes de un orógeno son: 
 
– Prisma de acreción o complejo 
subductivo. Sedimentos que 
tapizan el fondo del océano. Al 
subducir, la placa superior los 
raspa y los incorpora al orógeno. 
– Cadena montañosa o arco 
insular, depende de la 
modalidad del orógeno. 
– Plano de Benioff. Superficie 
formada por la alineación de los 
focos de los terremotos que se 
producen al subducir una placa. 
– Fosa oceánica o fosa de 
subducción. Fosa marina, paralela al límite de la placa, que se origina cuando esta subduce. 
 
 
Existen diferentes tipos de orógenos: 
 
 Orógenos de subducción. 
 
Se producen en los bordes convergentes, cuando una placa subduce por debajo de otra. También se 
llaman oroóenos térmicos por la importancia de los fenómenos magmáticos, incluidos los volcánicos, 
que se ponen en marcha como consecuencia de la fricción entre placas en el plano de Benioff. 
Podemos distinguir dos grandes modalidades: 
 
 Por subducción de un placa con litosfera oceánica bajo otra con litosfera continental: en este 
tipo de orógeno la placa oceánica subduce bajo la continental, menos densa, y se forman fosas 
oceánicas paralelas al borde continental, al pie del talud. La erosión del continente produce 
materiales depositados en la plataforma continental que luego llegan hasta las fosas, donde 
constituyen enormes espesores. Al tiempo, la fricción de ambas 
placas provoca un raspado de la placa subducente que arranca 
materiales y también se depositan junto a la fosa. Estos 
sedimentos plegados, fallados y sometidos a metamorfismo, 
junto con fragmentos de corteza, forman el denominado 
prisma de acreción. Por otro lado, el agua que contienen las 
rocas disminuye la temperatura de fusión al subducir la placa, 
provocando la fusión parcial del manto, dando lugar a magmas 
que, al ser menos densos, pueden salir a la superficie a través 
de las múltiples fracturas o fallas ocasionadas durante el 
choque de las placas o contribuir al engrosamiento de la 
corteza formando arcos volcánicos. 
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. 
 
Un ejemplo es la colisión de las placas de Nazca y 
Sudamericana que han dado lugar a la cordillera de los 
Andes. La placa de Nazca es la que subduce y el plano de 
subducción (plano de Benioff) presenta un buzamiento 
suave. En consecuencia el acoplamiento de las placas es 
grande y las enormes fuerzas compresivas que se generan 
abomban la litosfera oceánica y elevan el arco continental 
que se forma, produciéndose un levantamiento isostático del 
orógeno, que emerge adosándose al continente en forma de arco continental o cordillera 
perioceánica. Esto es debido a la baja densidad de las masas graníticas plutónicas que forman el 
núcleo de las cordilleras. Este orógeno también se conoce cono orógeno andino o marginal. 
 
 Por subducción de una placa con litosfera oceánica bajo otra también con litosfera oceánica: en 
este caso una placa oceánica subduce bajo la otra formando una fosa oceánica donde se 
acumulan sedimentos, aunque no muchos ya que está lejos del continente. 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 el agua provocaría, al subducir 
la placa, una fusión parcial de materiales del manto, originando magmas que pueden emerger 
por las grietas formadas y llegar a la superficie, dando lugar volcanes submarinos. Si la actividad 
se mantiene en el tiempo los volcanes llegarían a emerger 
originando un archipiélago de islas volcánicas –un arco 
insular– situadas paralelamente a la fosa oceánica. 
 
Un ejemplo es el choque de la placa Pacífica y la Filipina para 
formar las islas Marianas, donde se localiza la fosa de las 
Marianas, el punto más profundo de la corteza terrestre con 
casi 11.000 m. El ángulo de subducción es casi vertical 
(plano de Benioff con fuerte buzamiento) por lo que el 
acoplamiento entre placas es muy bajo y la placa que subduce no presenta abombamiento y el 
arco volcánico sin levantamiento. Los seísmos son frecuentes pero no muy intensos. El 
archipiélago de Japón es otro ejemplo de arco insular. Es este caso, por detrás del arco, la propia 
subducción puede desencadenar procesos generadores de litosfera oceánica, ampliandola 
cuenca continental lo que se conoce como extensión tras arco.. 
 
 
 Orógenos de colisión. 
 
También llamados orógenos mecánicos, ocurren cuando el movimiento convergente de dos placas 
tectónicas arrastra un fragmento de litosfera continental contra otro. Las fuerzas y movimientos 
predominantes son horizontales y de origen propiamente tectónico, con muy pequeña participación 
de procesos específicamente volcánicos o magmáticos. Para que la colisión pueda llegar a producirse 
es preciso primero que la subducción absorba la cuenca oceánica entre dos continentes, lo que 
implica que siempre hay una fase de orogénesis subductiva (térmica) antes de que se produzca la 
colisión. 
 
En este tipo de orógenos también podemos diferencias dos modalidades: 
 
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 Por colisión de una placa con litosfera continental con otra 
también con litosfera continental. Este tipo de orogenia se 
produce cuando dos placas continentales, separadas por un 
océano que no se expande, convergen al ser empujada una 
hacia la otra por la actividad de otra dorsal, subduciendo 
inicialmente una bajo la otra (borde continental activo). Los 
continentes pueden entrar en colisión, plegándose los 
materiales depositados en las fosas e interpenetrándose los 
dos bloques continentes, fenómeno denominado obducción. 
Entre ambos puede reconocerse una línea de sutura formada 
por ofiolitas, que son fragmentos de corteza oceánica que han 
sido obducidos o cabalgados en el proceso de colisión 
continental. En su base pueden aparecer peridotitas del 
manto. El vulcanismo es pobre pues la obducciòn no deja 
ascender los magmas. 
 
El proceso de formación de estos orógenos es muy complejo y 
consta de varia fases: 
a) Cierre paulatino de una cuenca oceánica bajo un borde 
continental activo. 
- Formación de un arco volcánico continental 
- Formación del complejo subductivo (prisma de acreción). 
- Incorporación del relieve submarino al complejo subductivo. 
b) Plegamiento y elevación de los materiales del complejo subductivo mediante fallas inversas 
y formación del orógeno. 
- Formación de mantos de corrimiento. 
- Obducción y cabalgamiento de la corteza oceánica sobre sedimentos del talud 
continental. 
- Hundimiento y formación de raíces montañosas (sobrecarga tectónica). 
 
El ejemplo más espectacular lo constituye la cordillera del Himalaya formada hace 10 m.a. 
cuando la placa India colisionó con el continente Euroasiático. Por eso estas cordilleras también 
se conocen como cordilleras intercontinentales. El brutal choca hizo que la placa India 
subduciera parcialmente debajo de Asia, originando una litosfera continental muy gruesa, lo que 
explica la gran elevación del Himalaya y de la meseta del Tibet. Otros orógenos de este tipo son 
los Alpes, Pirineos, Cárpatos, Urales…, siendo conocidos también 
como orógenos de tipo alpino. 
 
 Por colisión múltiple o de acrección: son geológicamente muy 
complejos, presentando características híbridas entre los de 
colisión y subducción, pues se producen por colisiones o 
microorogenias sin que cese la subducción. 
 
Se producen cuando, en la medida que una placa oceánica 
subduce, pequeños fragmentos de corteza que transporta (por 
ejemplo microcontinentes como Madagascar, islas o arcos 
insulares) son desprendidos al llegar al borde continental activo y 
empujados en láminas finas sobre el borde adyacente, 
aumentando la anchura del continente. Estos materiales 
“acrecionados” pueden ser cabalgados y desplazados tierra 
adentro por adición de otros fragmentos. Los geólogos llaman a 
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estos bloques de corteza acrecionados litosferoclastos o terranes, que son fragmentos de 
corteza cuya historia geológica es distinta de la de zonas colindantes. Ejemplos de ello los 
encontramos en las cordilleras de Alaska y la Columbia Británica y, en general, a lo largo de la 
costa noroeste de Norteamérica. 
 
 
5. PROCESOS INTRAPLACA 
 
La mayoría de los acontecimientos geológicos están ligados a las interacciones producidas en los 
bordes de las placas. Sin embargo hay algunos acontecimientos que tienen lugar en zonas muy 
alejadas de estos bordes y se explican perfectamente en el marco de la tectónica global. 
 
 
5.1. Puntos calientes (hot spots) o dorsales asísmicas. 
 
La existencia de islas volcánicas en zonas muy alejadas de los bordes 
de placa recibe, en muchos casos, una explicación satisfactoria gracias 
a la tomografía sísmica, que ha detectado penachos térmicos bajo 
ellas los cuales tienen su origen en la capa D´´ o límite núcleo-manto. 
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) y generan un vulcanismo independiente del que 
encontramos en los límites de las placas, el vulcanismo de punto 
caliente. Si la envergadura del penacho térmico fuera muy grande, la 
emisión de lavas sería tal que cubrirían áreas muy extensas, 
originándose mesetas basálticas. 
 
Comúnmente se admitía que los puntos calientes permanecían fijos 
mientras la placa suprayacente se movía, formándose una cadena 
lineal de islas volcánicas según fuese desplazándose la placa: las islas 
de mayor actividad volcánica serían las más modernas. Sin embargo, 
datos recientes sugieren que los penachos se «mecen», agitados por 
la convección en el manto. Esto explicaría por qué la cadena volcánica 
de Hawái no es enteramente lineal sino que, a partir del atolón de 
Midway, gira bruscamente y sigue en dirección norte a lo largo de las 
montañas submarinas del Emperador. 
 
¿Qué ocurre si una placa continental se sitúa sobre un penacho? La 
respuesta 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. 
 
 
5.2. Aulacógenos e impactógenos 
 
Los aluacógenos son estructuras localizadas en el interior de las placas litosféricas, aunque se 
originan en los bordes constructivos. Se trata de fosas limitadas por grandes fallas que debido a 
reajustes tectónicos pueden producir movimientos sísmicos. Pueden estar ocupadas por cursos 
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fluviales (curos bajo del Amazonas). 
 
Los impactógenos tienen relación con bordes destructivos. Son fallas a larga distancia producidas por 
colisión continental ya que los esfuerzos que acompañan a la orogénesis provocan una distensión 
paralela al orógeno. El resultado es que se forman fosas tectónicas o rifts perpendiculares a la 
dirección principal de colisión de las placas. Presentan vulcanismo basáltico y movimientos sísmicos 
asociados (lago Baikal, cuenca del Rin). 
 
 
6. EL CICLO DE WILSON 
 
Tuzo Wilson sintetizó toda la dinámica terrestre que acabamos de estudiar en el siguiente ciclo: 
comienza con la elevación, adelgazamiento y fragmentación de un supercontinente por la presencia 
de un punto caliente; las placas formadas se dispersan, separadas por un océano en crecimiento de 
tipo Atlántico (es decir, cuyas costas no coinciden con límites de placas); posteriormente se vuelven a 
reunir cuando el océano se transforma en uno de tipo Pacífico (en este caso sus bordes coinciden con 
límites de placas, enlos que se produce la suducción), hasta que colisionan. Durante el ciclo se crea y 
se destruye una cuenca oceánica, y deja como rastro una sutura (banda de rocas parcialmente 
oceánicas que quedan como indicios de la subducción) en el continente que se fragmentó. 
 
Actualmente, la mayor parte de los geólogos 
piensan que este ciclo da demasiada 
importancia a los continentes y no se produce 
en realidad (es demasiado teórico), y que los 
supercontinentes que idealmente se forman al 
final del ciclo de Wilson se vuelven pronto a 
fragmentar produciéndose agregaciones y 
disgregaciones continentales en distintos 
periodos de tiempo más o menos próximos. 
 
Además, no resuelve el problema de cómo se 
generan las corrientes convectivas o la 
existencia de puntos calientes. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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7. CONTINENTES Y ORÓGENOS DEL PASADO 
 
Durante el eón Proterozoico (2.500-542 Ma) se formaron varios supercontinentes que 
posteriormente se fragmentaron; en consecuencia, tuvieron lugar importantes orogenias, como la 
Huroniana, de características semejantes a las que ocurrirían posteriormente durante el Fanerozoico. 
Uno de los supercontinentes que se crearon, Rodinia, se fragmentó en tres grandes masas 
continentales que volverían a reunirse hace 600 Ma para dar lugar a otro supercontinente, Pannotia, 
cuya formación marca el final de este eón. 
 
El Paleozoico (542-251 Ma) comienza con la fragmentación de Pannotia en cuatro grandes 
continentes: Gondwana, Laurentia, Siberia y Báltica. Al final del Paleozoico estos cuatro continentes 
colisionaron y se unieron para dar lugar a un supercontinente, la Pangea, y a varios cinturones 
orogénicos como el Caledónico-Apalachiense (aflora, por ejemplo en Escocia, Irlanda, península 
Escandinava y, en Estados Unidos, forma los Apalaches) y el Hercínico o Varisco (que aflora, por 
ejemplo, en el Macizo Ibérico). 
 
Durante el Mesozoico (252-65 Ma) comenzó a disgregarse la Pangea y las masas continentales inician 
su desplazamiento hacia latitudes actuales. No se produjeron grandes movimientos orogénicos; por 
el contrario, los relieves hercínicos sufrieron una intensa erosión, debido a que el clima se hizo más 
árido, formándose depósitos característicos de gravas, arenas y arcillas rojas. 
 
En el Cenozoico (65 Ma hasta la actualidad) las masas continentales procedentes de la fragmentación 
de Pangea continúan su desplazamiento a sus actuales ubicaciones y colisionan dando origen a dos 
sistemas orogénicos: el conjunto Rocosas-Andes, que se extiende desde Alaska a la Patagonia y el 
sistema Pirineos- Atlas-Alpes-Himalaya en dirección este-oeste. 
 
Como la disposición de los continentes determina aspectos como el clima o la biodiversidad, 
entender cómo y por qué se forman los supercontinentes es importante para conocer la evolución de 
la vida en la Tierra. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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