TEMA 69

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© Antonio Abrisqueta García, 1999 Temario Específico – Tema 69
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TEMAS DE FÍSICA Y QUÍMICA
(Oposiciones de Enseñanza Secundaria)
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TEMA 69
EL ORIGEN DE LA TIERRA. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA
TIERRA. LAS TEORÍAS OROGÉNICAS. LA DERIVA CONTINENTAL. INTER-
PRETACIÓN GLOBAL DE LOS FENÓMENOS GEOLÓGICOS A LA LUZ DE
LAS TEORÍAS DE LA TECTÓNICA DE PLACAS.
Esquema
1. Introducción.
2. El origen de la Tierra.
2.1. Teorías catastróficas.
2.1.1. Teoría planetesimal o mareal.
2.2. Teorías nebulares.
2.2.1. Teoría de Laplace.
2.2.2. Teoría de Ter Haar.
2.2.3. Teoría de Hoyle-Alfvén.
3. Estructura y composición de la Tierra.
3.1. Métodos de investigación.
3.1.1. Métodos gravimétricos.
3.1.2. Métodos magnéticos.
3.1.3. Métodos sísmicos.
3.1.3.1. Ondas sísmicas.
3.1.3.2. Discontinuidades.
3.2. Interpretación de los datos obtenidos.
3.2.1. Modelo estructural.
3.2.2. Modelo geológico.
3.2.3. Modelo dinámico.
4. Las teorías orogénicas.
4.1. Teorías fijistas o verticalistas
4.2. Teorías movilistas u horizontalistas.
5. La deriva continental
6. La tectónica de placas.
6.1. Antecedentes históricos.
6.2. Supuestos básicos de la teoría de la tectónica de placas.
6.3. Origen del movimiento de las placas.
7. Interpretación global de los fenómenos geológicos
7.1. Esquema global de la evolución cortical.
7.2. Interpretación de los fenómenos geológicos.
7.2.1. Geosinclinales.
7.2.2. Orógenos.
7.2.3. Procesos interplaca.
7.2.4. Fenómenos asociados a la tectónica de placas.
7.2.4.1. Seísmos.
7.2.4.2. Vulcanismo-Magmatismo.
7.2.4.3. Metamorfismo.
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TEMA 69
EL ORIGEN DE LA TIERRA. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA
TIERRA. LAS TEORÍAS OROGÉNICAS. LA DERIVA CONTINENTAL. INTER-
PRETACIÓN GLOBAL DE LOS FENÓMENOS GEOLÓGICOS A LA LUZ DE
LAS TEORÍAS DE LA TECTÓNICA DE PLACAS.
1. INTRODUCCIÓN
El Sistema Solar es un conjunto de astros situados, excéntricamente en uno de los
brazos espirales de nuestra galaxia, la Vía Láctea. Se compone de una estrella principal,
el Sol y 9 ó 10 planetas (el 10º seria el pequeño Riga), además de 30.000 ó más asteroi-
des, 100.000 millones de cometas, meteoritos, polvo y gas atómico y molecular. A pesar
de este elevado número de cuerpos, y de que casi toda la masa (99'86%) esté concentra-
da en el Sol, la Tierra que es el 3º planeta de los llamados interiores o terrestres, es es-
pecialmente importante por ser el único del sistema solar que contiene vida.
2. EL ORIGEN DE LA TIERRA
El origen del planeta Tierra está estrechamente ligado al origen del Sistema Solar.
Existen muchas teorías para explicar este origen y pueden ser agrupadas en dos tipos:
2.1. Teorías catastróficas.
Explican el origen del sistema solar a partir de consideraciones que están basadas
en catástrofes cósmicas.
2.1.1. Teoría planetesimal o mareal.
Propuesta por Charberlain y Moulton, indicaba que hace millones de años una es-
trella pasó a muy corta distancia del Sol produciéndose en la superficie de ambos astros
importantes movimientos de materia debido a la atracción gravitatoria que cada uno
ejerce sobre el otro. Estas alteraciones se convertirían en gigantescas mareas que provo-
caron enormes flechas o chorros de gas a elevadas temperaturas, similares a las protube-
rancias que hoy se observan en el Sol, pero de dimensiones mucho mayores. Algunas de
estas flechas pudieron escapar del Sol siguiendo a la estrella intrusa y cuando la estrella
se alejó, la materia desgajada quedaría libre de su influencia y volvería a ser atrapada
por el Sol, quedando girando a su alrededor en órbitas elípticas de gran excentricidad.
Posteriormente por enfriamiento se formaron partículas sólidas (planetesimales) que
fueron concentrándose, por atracción gravitacional, en cuerpos individuales que crecían
por recogida de planetesimales de su zona de influencia. Las órbitas, excéntricas en
principio, se hicieron más circulares como consecuencia del rozamiento con la nube
gaseosa no condensada.
El fallo en esta teoría se encuentra en las propias dimensiones del Sistema Solar.
Para que esta atracción se hubiese producido, la separación entre el Sol y la otra estrella
debería haber sido de 1 radio solar y los planetas resultantes deberían estar dentro de
esta distancia (es decir, muy próximos al Sol), cosa que obviamente no sucede.
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2.2. Teorías nebulares.
2.2.1. Teoría de Laplace.
Los sistemas planetarios, según las teorías nebulares, deben su origen a la con-
centración por acreción gravitatoria de la materia inicialmente dispersa por una explo-
sión estelar y con lento movimiento de rotación, en forma de planetesimales o meteori-
tos. Las fuerzas gravitatorias, cada vez mayores, por mayor densidad en la masa, produ-
cen contracción de ésta, aumento de la velocidad de rotación y achatamiento de la zona
comprimida. El acúmulo material en el centro favoreció la formación de un núcleo o
protosol que giraría a gran velocidad favoreciendo el desplazamiento centrífugo del
resto de la nube con posterior formación de anillos independientes que giraban en torno
al protosol. Parones y acelerones de la rotación del protosol explicarían la formación de
sucesivos anillos. La condensación de estos anillos por acreción gravitatoria de su mate-
ria daría lugar al nacimiento de los planetas.
La Tierra, como los demás planetas, se formó pues por acreción y coalescencia de
materia dispersa a temperaturas (varios cientos de grados) inferiores a las que poste-
riormente se alcanzó por la concentración de materia. La acreción de materia dispersa
en un cuerpo cada vez más denso y sólido produjo rotación de incipiente planeta como
consecuencia de la conservación del momento angular.
En la formación del planeta Tierra por el mecanismo de acreción que hemos des-
crito hay dos factores que condicionan su historia y su evolución dinámica posterior. En
primer lugar, la cantidad de masa que en él está acumulada, pues esta masa crea un
campo gravitatorio que condiciona la presión interna. En segundo lugar la naturaleza y
composición de esta masa, pues otra fuente energética propia de la Tierra es su calor
interno, que procede en parte por la energía liberada en la desintegración de isótopos
radiactivos (originados en la explosión estelar y presentes en las nebulosas de acreción)
que aún no han desaparecido desde la formación de la Tierra. Esta cantidad y calidad de
masa condicionó y sigue condicionando los fenómenos geológicos que se desarrollaron
hasta configurar el planeta tal como es.
La dificultad de esta teoría radica en la localización del momento angular del sis-
tema. Según esta teoría, debería estar casi todo localizado en el Sol. Sin embargo las
medidas actuales revelan que el 98% del momento angular total del Sistema Solar, co-
rresponde a los planetas y sólo el 2% al Sol.
2.2.2. Teoría de Ter Haar.
Supone la acumulación de materia interestelar alrededor del Sol por gravitación,
que evolucionaría, como ya se ha dicho, formando un disco, pudiéndose distinguir zo-
nas por la velocidad de giro de las partículas (mayor cuanto más cerca del centro del
disco). Esto determinó la formación de remolinos y contrarremolinos que acapararon
todo el material circundante. Al condensarse se formaron partículas sólidas que por
choque formaron asteroides y luego planetas. La atracción gravitatoria del Sol, determi-
nó que los materiales más pesados quedaran en las zonas más próximas a él (planetas
interiores o terrestres: Mercurio, Venus, La Tierra y Marte) y los más ligeros (formados
a base de He, H, O, N, etc.) quedaran más alejados del Sol y al ser un material más
abundante, formaron grandes planetas exteriores (Júpiter, Saturno, Urano, Neptuno).
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2.2.3. Teoría de Hoyle-Alfvén.
Se basa en la teoría de Laplace, pero considerando que las partículas de la nube
gaseosa estaban ionizadas lo que explicaría la existencia de un campo magnético. Cuan-
do la nebulosa expulsó un anillo de materia por efecto de la fuerza centrífuga generando
el primer disco gaseoso, las líneas de fuerza de dicho campo frenarían el giro del proto-
sol y acelerarían la rotación del anillo. De este modo tratan de explicar la transferencia
del momento angular desde el protosol a los planetas, que era la cuestión que quedaba
pendiente en la teoría de Laplace.
Esta teoría permite mantener la tesis de un origen conjunto para el Sol y su cortejo
de planetas explicando a su vez el proceso de transferencia de momento angular desde
las regiones centrales del disco a las periféricas así como el hecho de que los anillos
desprendidos del protosol llegaran a distancias tan alejadas del centro como Neptuno.
3. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA
Nuestro planeta, a pesar de ser el lugar donde habitamos, es un gran desconocido,
pues sólo hemos explorado su superficie mientras que del interior, sabemos poco, y
nuestros conocimientos directos no alcanzan los 10 Km de profundidad y de manera
puntual. Los conocimientos indirectos del interior de la Tierra proceden de observacio-
nes de hechos geológicos (volcanes, terremotos, estudio de rocas) e investigaciones de
hechos provocados (ondas sísmicas, observaciones por satélites, etc.).
La Tierra es un planeta vivo y heterogéneo y posee una estructura de capas (zona-
ción) de lo que se tienen evidencias externas directas: atmósfera, hidrosfera y litosfera; e
indirectas cuando nos referimos a las capas profundas de la corteza. La investigación del
interior del planeta, para determinar su estructura y composición química, se basa en
datos indirectos obtenidos por métodos diversos, que pasamos a considerar:
3.1. Métodos de investigación.
Los datos en los que basamos nuestros modelos sobre la composición y estructura
de la Tierra, se basan en tres fuentes principales:
1. Geología: Aporta datos directos de las capas superficiales y datos indirectos
(principalmente de materiales volcánicos) de las capas profundas.
2. Astronomía: Aporta datos sobre la composición de los meteoritos.
3. Geofísica: Aporta los datos más valiosos. Dependiendo de la variable elegida,
estos métodos serán gravimétricos, magnéticos, sísmicos, etc.
3.1.1. Métodos gravimétricos.
Los métodos gravimétricos permiten medir anomalías de la gravedad, es decir, la
diferencia entre el valor teórico y el hallado en el lugar por el gravímetro. El campo
gravitatorio se manifiesta en la superficie por una fuerza que produce una aceleración
media de 978’049 cm/s2 (gal), pero este valor varía con respecto a la latitud y a la altitud
del lugar respeto al nivel del mar. El valor teórico calculado para un punto es:
G=978’049(1+0’0052884.sen2θ −0’0000059.sen22θ)
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siendo θ la latitud del punto considerado. Este valor teórica calculado en un punto difie-
re del valor medido experimentalmente por el gravímetro y estas diferencias (anoma-
lías) pueden ser positivas o negativas. Estas anomalías pueden deberse variadas cir-
cunstancias como masas irregulares en el subsuelo, atracción de una masa rocosa o
montaña, depósitos líquidos o gaseosos próximos, etc.
3.1.2. Métodos magnéticos.
Los métodos magnéticos son empleados fundamentalmente para la investigación
de recursos minerales, sobre todo los materiales susceptibles de influenciar o modificar
el campo magnético terrestre (magnetita). No se han empleado para el estudio de la es-
tructura general de la Tierra hasta estas últimas décadas, en que el conocimiento de las
propiedades paleomagnéticas de la corteza submarina se ha revelado de gran importan-
cia para comprender la estructura de la corteza y sus relaciones con la corteza subya-
cente. Ampliaremos estos conocimientos en la Tectónica de placas.
3.1.3. Métodos sísmicos.
Los métodos de prospección sísmica (reflexión y refracción) se basan en el estu-
dio de las diferencias en las propiedades elásticas de las rocas que condicionan la velo-
cidad y dirección de la onda sísmica.
3.1.3.1. Ondas sísmicas.
Un seísmo es una súbita liberación de la energía acumulada en las deformaciones
de las rocas. La liberación de esta energía constituye las ondas sísmicas que se propagan
concéntricamente a partir del foco o hipocentro del seísmo o terremoto. La trayectoria
(rayo) es rectilínea salvo que en el medio ocurran cambios significativos en la estructu-
ra, composición y/o estado.
Las ondas originadas por una perturbación natural o por una explosión artificial se
clasifican según la manera en que oscilan las partículas con respecto a la dirección de
propagación de la onda. Así tenemos:
a) Ondas longitudinales o de compre-
sión, (P), en que las partículas oscilan en la
misma dirección en que se propaga la onda,
comprimiendo y dilatando alternativamente
la roca, son las primeras en llegar al sismó-
grafo y atraviesan todo tipo de materiales. Su
velocidad viene expresada por:
δ
µ 34+= kvP FIG. 1
siendo k el módulo de compresibilidad de las rocas, µ, el módulo de rigidez y δ la den-
sidad del material que atraviesa la onda.
b) Ondas secundarias o transversales (S) producen en las partículas oscilaciones
perpendiculares a la dirección de propagación de la onda y producen deformaciones
laterales en las rocas. No se propagan por los medios fluidos, sólo en los medios rígidos.
La velocidad de propagación es:
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δ
µ=Sv
El comportamiento de las ondas S depende directamente de la elasticidad del medio y se
le llama por ello, ondas de cizalladura.
c) Ondas superficiales (L): No se propagan, como las otras, hacia el centro de la
Tierra, sino hacia la superficie por lo que no sirven para los fines que perseguimos de
investigación de la corteza interior terrestre. Son de gran amplitud y muy lentas por lo
que son las últimas en alcanzar los sismógrafos y provocan las catástrofes superficiales
en los terremotos de gran intensidad.
3.1.3.2. Discontinuidades:
Cuando estudiamos la propagación de las ondas P y S con la profundidad, vemos
que la velocidad aumenta con ésta, pero presentando, a ciertas profundidades cambios
bruscos en dicho aumento, por lo que la gráfica de propagación es una línea quebrada.
Cada cambio brusco se denomina discontinuidad, siendo las principales:
1. Discontinuidad de Mohorovicic: Sobre
los 30 Km de profundidad en los continentes y
sobre 17 Km en los océanos.
2.- Discontinuidad de Gutenberg: Sobre
los 2.900 km de profundidad. A partir de aquí,
las ondas S no se propagan en los materiales
plásticos o fundidos.
Existen además otras 3 discontinuidades
menos importantes que son: la discontinuidad de
Conrad: su existencia y significado ha sido muy
 
 FIG. 2
discutido y se encontraría sobre los 17 km, la discontinuidad de Repetti: sobre los 700-
1000 km y la discontinuidad de Wiechert: sobre los 5000 km. Además de estas discon-
tinuidades, las ondas sísmicas proporcionan otro dato de interés: entre los 100 y 200 km
de profundidad, la velocidad de propagación se hace mínima y se explica por la existen-
cia de materiales fluidos o plásticos.
La discontinuidad de Mohorovicic separa la corte-
za del manto y fue descubierta por este sismólogo en
1910 estudiando un terremoto de Croacia el año ante-
rior. La discontinuidad de Gutenberg, que separa el
manto del núcleo externo, fue descubierta en 1906 por
Oldhan.
En 1963, el investigador Bullen, basándose en los
datos sismológicos disponibles subdividió el interior de
la Tierra en siete zonasconcéntricas como se ilustra en
la fig.3. Partiendo del esquema estructura de Bullen, los
estudios geofísicos obtenidos por explosiones artificiales
provocadas han permitido confirmar considerablemente
este modelo, poniendo en evidencia que cada zona varía
lateralmente y en profundidad y que el planeta no posee
zonación concéntrica regular sino irregular. FIG. 3
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3.2. Interpretación de los datos obtenidos.
De los estudios sismológicos y geológicos, se han establecidos varios modelos de
la configuración interna de la Tierra.
3.2.1. Modelo estructural.
Las dos discontinuidades sísmicas principales permiten considerar tres capas que
se han denominado corteza, manto y núcleo.
La discontinuidad de Conrad permitió diferenciar una corteza superficial (sial) y
otra profunda (sima). La corteza continental tendría ambas capas pero la oceánica solo
la segunda. Como hemos señalado, hoy se discute el significado de esta discontinuidad,
por dos razones: 1ª. No siempre se detecta y 2ª se ha comprobado por prospección di-
recta la no diferenciación entre una corteza granítica (sial) y otra basáltica (sima). La
discontinuidad de Repetti permite distinguir un manto superior y otro inferior. La dis-
continuidad de Wiechert o Lehman permite diferenciar un núcleo externo y un núcleo
interno o semilla.
3.2.2. Modelo geológico.
Sabiendo las velocidades de propagación de las ondas P y S en las distintas capas,
y por comparación a las obtenidas en los experimentos de laboratorio, se establece este
modelo del interior de la Tierra:
Continental: granito basaltosCORTEZA Rocas silíceas
Oceánica: basaltos
MANTO SUPERIOR De olivino y piroxenos (peridotitas)
MANTO DE TRANSICION De olivino, piroxenos y piropo (granate).Situado entre 200 y los 700-1000 Km
MANTO INFERIOR De silicatos y óxidos pesados: stishovita (SiO 6)
NÚCLEO
De Fe, Ni y S (o Si), distinguiéndose una zona
superior fundida, una inferior sólida y una in-
termedia o de transición.
3.2.3. Modelo dinámico.
Se basa fundamentalmente en la zona de baja velocidad que se ha encontrado en
el Manto a partir de los 100-200 km y hasta los 700-1000 km. Así se distinguen las si-
guientes capas:
- Litosfera. Hasta los 100-200 km. Comprende tanto la corteza, en sus dos partes supe-
rior e inferior (correspondientes a la antigua división de sial-sima) mas una parte
del manto superior, hasta la llamada capa de baja velocidad o astenosfera.
- Astenosfera. Capa de baja velocidad de las ondas sísmicas, situada entre los 100-200,
hasta los 700-1000 km. Comprende parte del manto superior hasta la discontinui-
dad de Repetti que la separa del manto inferior.
- Mesosfera. Comprende el manto inferior hasta la discontinuidad de Gutenberg situa-
da a unos 2900 km.
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- Endosfera: comprende la zona del núcleo tanto externo como interno hasta el centro
de la Tierra.
CUADRO RESUMEN DE LOS MODELOS
Profun-
didad
Modelo
Estructural Discontinuidades
Modelo
Geológico
Modelo
Dinámico
CORTEZA Silícea
Olivino y Piro-
xeno
Litosfera
MANTO
SUPERIOR Olivino, Piroxe-
no y Piropo Astenosfera
MANTO
INFERIOR
Silicatos y
Óxidos pesados Mesosfera
Fundido FeNÚCLEO
EXTERNO Transición Ni
 0
17-30
100-200
700-1000
 2900
 (¿) 4000
 5000
 6371
NÚCLEO
INTERNO
Discontinuidad
de Mohorovicic
Baja velocidad
Discontinuidad
de Repetti
Discontinuidad
De Gutenberg
Discontinuidad
de Wiechert
Centro Tierra Sólido S
Endosfera
4. LAS TEORIAS OROGÉNICAS
Una cuestión importante en la Geología es el origen de las presiones radiales y
tangenciales que han provocado la deformación (diastrofismo) de la corteza terrestre
dando lugar a los pliegues y fracturas observadas en las rocas y a las montañas y cordi-
lleras observadas en la corteza. Los orógenos (núcleos o zonas continentales inestables
por lo que están destinados a formar macizos montañosos, hasta consolidarse como nú-
cleos estables o cratones) son el resultado de fenómenos termodinámicos y mecánicos
de movimientos verticales donde su importancia relativa ha sido ido ampliamente deba-
tida.
Al estudiar a escala global, la distribución de las rocas sedimentarias intensamente
deformadas para originar cordilleras de plegamientos u orógenos, se observa su disposi-
ción en extensos cinturones situados, bien en el borde de los continentes o en zonas in-
termedias de dos masas continentales. En estas zonas orogénicas se han producido im-
portantes contracciones de la superficie, para lo que admitimos la existencia de fuerzas
opuestas de componente horizontal de extraordinaria intensidad.
El mecanismo mediante el que se desarrollan estas fuerzas de compresión, ha sido
objeto de numerosas teorías denominadas orogénicas, algunas de las cuales han pasado
al ostracismo. En los años 50, se citaban hasta 16 teorías que podían agruparse en 2
grandes corrientes: fijistas y movilistas.
4.1. Teorías fijistas o verticalistas.
En ellas se supone que el movimiento vertical de la superficie precede a los fenó-
menos termodinámicos del interior de la corteza. Entre ellas, señalaremos:
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A. Hipótesis del Geosinclinal (Hall-1857). En una depresión del terreno se acu-
mulan sedimentos cuyo peso produce subsidencia (hundimiento). Estas cuencas, llama-
das geosinclinales, se dividirían en una zona interna (Eugeosinclinal) de sedimentos
potentes, y otra externa (Miogeosinclinal) de sedimentos más ligeros. Hall, supone que
la propia subsidencia del material sedimentado es el origen de las intensas fuerzas de
plegamiento y de la actividad volcánica.
 FIG. 4
En 1875 se modifica esta idea con la hipótesis de Dana, que establece que el ori-
gen de las fuerzas orogénicas de plegamiento se debe a la contracción terrestre por en-
friamiento.
B. Hipótesis de la Undación (Haarmann-1930). El geosinclinal se produce por un
déficit de sial, causado por corrientes de materiales bajo la corteza. La disminución de
presión consiguiente hace que se eleven isostáticamente los materiales continentales.
Bajo el sinclinal se acumulan rocas ígneas ácidas y ligeras que constituyen el llamado
astenolito y su levantamiento isostático origina una elevación del geosinclinal, en cuyas
laderas se produce el deslizamiento y consiguiente plegamiento. La repetición del pro-
ceso hacia los márgenes del geosinclinal termina por generar la cordillera. Esta hipóte-
sis, sin embargo, no da ninguna explicación de cómo se produciría el descenso de pre-
sión.
4.2. Teorías Movilistas u Horizontalistas.
Estas teorías están basadas en la movilidad horizontal de las masas continentales y
podemos destacar las siguientes hipótesis:
C. Hipótesis de Wegener. El geofísico alemán Wegener desarrolló en 1910-20 la
teoría de la deriva continental, basada en la movilidad continental como un fenómeno
autónomo que se realiza de este a oeste y en dirección al ecuador. Por su importancia
como teoría orogénica plenamente aceptada, la desarrollaremos ampliamente en el
apartado 5.
D. Hipótesis conveccionista. Las fuerzas horizontales tienen su origen en corrien-
tes convectivas del manto. Estas corrientes convectivas girarían en el manto como rodi-
llos bien en el mismo o en sentido opuesto y las zonas más periféricas de estas corrien-
tes producirían fuerzas de fricción horizontales sobre la corteza externa dando lugar a su
arrugamiento y generando las cordilleras.
E. Tectónica de placas. En esta hipótesis se considera a la litosfera formada por
placas que tienen su origen y nacimiento en las dorsales oceánicas (bordes constructivos
ya que en ellas se alimentan del magma) y desaparecerían en las zonas de subducción
(bordes destructivos). La tectónica de placas será desarrolladacon más detalle en el
apartado 6.
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5. LA DERIVA CONTINENTAL
En 1620, Francis Bacon se da cuenta del parecido entre las costas de ambas orillas
del Atlántico pero se supone que el Atlántico se ha producido por el hundimiento de la
mítica Atlántida, pues la geología de esta época estaba dominada por las ideas catastro-
fistas. Pero en el siglo XIX, Suess, pone en evidencia la unión, en el pasado, de América
del Sur, Africa, India y Australia, en un continente único llamado Gondwana.
En 1912, Wegener, partiendo de
la semejanza de las líneas de costa
entre los continentes actuales, espe-
cialmente en las tierras a ambos lados
del océano Atlántico, estableció que,
durante el Paleozoico superior, existía
un gran supercontinente, Pangea, que
empezó a dividirse y durante el Jurási-
co se dividió en un gran continente,
Gondwana, al Sur y otro, Laurasia, al
Norte, dejando entre ambos la grieta
central de la Mesógea. En el Cretáci-
co, Laurasia se separó de América del
Sur, originándose el Atlántico Sur.
También se separan Africa, India y
Australia, con lo que desaparece Gon-
dwana. Durante el Cuaternario, Lau-
rasia se divide en. América del Norte 
FIG. 5
y Eurasia. A esta última se unirá la India, mientras que América se une mediante el
puente de América Central.
Según Wegener los fragmentos de la corteza continental flotarían sobre los mate-
riales que actualmente consideramos como el manto superior, provocando plegamien-
tos en el frente de choque de los continentes que se desplazan. Estos movimientos se
deben a la flotabilidad de los continentes sobre las capas profundas más densas, y a la
fuerza de inercia por la rotación de la Tierra.
Las pruebas aportadas por este autor se basan en estudios geofísicos y topográfi-
cos y podemos considerar las siguientes:
a) La complementariedad de las costas atlánticas no es sólo aparente sino real.
Aunque actualmente no encajen las líneas de costa (encajarían hace 180 millones de
años), habría que ajustar los bordes de las plataformas continentales, en vez de las cos-
tas, en cuyo caso el acoplamiento es mucho más exacto. La coincidencia entre las for-
maciones geológicas y entre los ejes de plegamiento anteriores a la separación de ambos
continentes es sorprendente.
b) La presencia de sedimentos consolidados de origen glacial demuestra que exis-
tieron glaciares donde ahora no existen, concretamente en Sudamérica, Africa, Indostán
y Australia y estas regiones forman un bloque bien definido en la hipótesis de Wegener.
Esto no puede explicarse por cambios en la inclinación del eje de rotación con respecto
a la eclíptica, por las consecuencias catastróficas que se hubiesen producido y de las que
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no ha quedado ninguna señal. Por ello la única explicación es la deriva de los continen-
tes como postula Wegener.
c) La flora y la fauna durante el carbonífero superior, determinada por el estudio
de los fósiles, son muy semejantes en Sudamérica, África austral, India y Australia, zo-
nas que están hoy muy separadas entre sí. Durante esta misma época, los resto de fauna
y flora fósil de América del Norte, Eurasia y África del Norte, acreditan que existían
grandes semejanzas entre los seres vivos de todas estas regiones. Sin embargo al com-
parar flora y fauna fósiles entre los sectores Norte y Sur, existen pocas semejanzas a
pesar de existir en la actualidad una fácil comunicación entre ambos.
Las consecuencias que se derivan, según Wegener, es que el movimiento de los
continentes produciría en ellos un efecto de proa y otro de popa. En la proa, por roza-
mientos y fricciones de los continentes, se producirían plegamientos. Así lo demuestran
las cordilleras del margen pacifico de América pues el desplazamiento del continente
americano es hacia el Oeste y la cordillera del Himalaya pues el desplazamiento de Eu-
rasia es hacia el Ecuador. En la popa irían quedando unos arcos de islas como trozos
continentales que han quedado rezagados en el desplazamiento.
Entre los problemas que presenta la hipótesis de Wegener destacamos que la fuer-
za de rotación terrestre no parece suficiente para explicar el movimiento de los conti-
nentes. Además, no se ha probado la diferenciación de la corteza en sial y sima como
admitía Wegener; y no explica por qué no aparece el efecto popa, de islas residuales, en
América del Norte, por ejemplo.
6. LA TECTÓNICA DE PLACAS.
6.1. Antecedentes históricos.
La dinámica superficial de la Tierra ha sido explicada por teorías verticalistas que
ponían énfasis en procesos de elevación y hundimiento, o por teorías horizontalistas,
que ponían énfasis en grandes desplazamientos geográficos. Hasta mitad de este siglo
dominaba una teoría fijista, el contraccionismo, que suponían fijos a los continentes y
las fuerzas que esculpían el relieve eran la erosión y la contracción de la Tierra al en-
friarse. A partir de 1960, el fijismo es sustituido por la teoría movilista de la Tectónica
de placas.
Las ideas de Wegener sobre las traslaciones de los continentes cayeron en el olvi-
do hasta 1950. En esta década se revitalizan por las aportaciones de los estudios paleo-
magnéticos y por la exploración de los fondos oceánicos. El paleomagnetismo puso de
manifiesto la variación de la posición de los continentes respecto a los polos magnéticos
terrestres considerados fijos. La exploración oceánica permitió a Hess y Dietz proponer
la expansión de los fondos oceánicos a partir de los dorsales, apoyándose en una línea
de despegue isoterma que separa la litosfera de la astenosfera. El exceso de litosfera se
perdería en las fosas oceánicas.
Estas ideas se confirmaron al observar las anomalías magnéticas oceánicas que
confirmaron una apertura del océano Atlántico de 1'5 cm/año y al observar la distribu-
ción de los seísmos. Las observaciones desde satélites han precisado esta expansión por
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medición de láser y a partir de estos datos, se publicaron una serie de trabajos que se
consideran el origen de la teoría de la Tectónica de placas o Tectónica global.
6.2. Supuestos básicos de la teoría de la tectónica de placas.
Las placas están delimitadas por las dorsales oceánicas, las zonas de subducción y
las fallas transformantes. Así, las placas litosféricas son, en realidad, casquetes esféricos
que pueden moverse entre sí a lo largo de una o varias de estas líneas de contacto. Po-
demos establecer los supuestos básicos en que se apoya la teoría:
1. La litosfera es rígida y se mueve sobre la astenosfera que es plástica.
2. La Litosfera esta dividida en placas, que se crean en las dorsales oceánicas y se
destruyen por subducción en las fosas.
3. Los limites entre 2 placas pueden ser constructivos (dorsal), destructivos (fosas) y
pasivos (fallas transformantes).
3.1. En los límites constructivos (dorsales oceánicas) se crea nueva placa oceáni-
ca por acreción, al incorporarse en el eje de las dorsales los materiales lávicos
procedentes del manto.
3.2. Los límites destructivos corresponden a zonas de margen continental activo,
con fosas marinas y arcos de islas. La placa es consumida a lo largo de los
planos por subducción.
3.3. Los límites pasivos corresponden a deslizamientos horizontales de una placa
con otra a lo largo de fallas transformantes, sin que se produzcan creación ni
destrucción de litosfera.
4. Existen 8 grandes placas (Africana, Eurasiática, Norteamericana, Sudamericana,
Pacifica, Antártida, Indoaustraliana y la de Nazca) y varias placas pequeñas (Cuz-
co, Filipinas, Arábiga, Juan de Fuca, etc).
FIG. 6
Con el Ciclo de Wilson se pretende explicar la dinámica cortical de una forma
global. Podemos esquematizarlo enlas siguientes fases:
a. Fragmentación de un continente y formación de una dorsal.
b. Separación de los dos bloques formándose un océano de tipo Atlántico.
c. Formación de zonas de subducción (océano tipo Pacifico).
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d. Cesa la expansión oceánica y los continentes vuelven a aproximarse.
e. Colisión de ambos continentes y sutura entre ambos.
Por lo tanto, globalmente existe un aporte de materiales del manto a través de las
fisuras continentales y estos materiales formarán corteza continental en la zona de sub-
ducción.
6.3. Origen del movimiento de las placas.
El movimiento de las placas es debido a corrientes convectivas del manto como
consecuencia del calentamiento en las proximidades del núcleo y del enfriamiento cerca
de la litosfera y también como consecuencia de la subducción que produce enfriamiento
del manto al introducirse en él la litosfera
fría. Esto produce una célula convectiva
en la que el flujo caliente ascendente es
difuso. Además, y coincidiendo con el
flujo ascendente de la convección del
núcleo, el manto se puede ver atravesado
por un flujo caliente ascendente (pluma)
que se manifiesta en la litosfera como un
punto caliente. FIG. 7
Estas corrientes producen el movimiento de las placas por dos razones: a) Gravi-
tatorio (desde las altas dorsales a las bajas zonas de subducción. b) Arrastre (al aumen-
tar la densidad de la zona subducida por el aumento de la presión). A estas fuerzas se
opone la resistencia por choque, entre la placa que subduce y la suprayacente y por ro-
zamiento de la litosfera con la astenosfera.
7. INTERPRETACIÓN GLOBAL DE LOS FENÓMENOS GEOLÓGICOS
Uno de los problemas más complejo de la Geología es el de la interpretación glo-
bal o a gran escala, de la evolución de la corteza terrestre, mediante la lectura de los
datos registrados en las rocas. Los datos empleados o indicadores, son de muy variado
tipo, así tenemos datos litológicos, como son las estructuras derivadas de la composi-
ción y movimiento de las rocas, tenemos también datos geoquímicos, como es la pre-
sencia o ausencia de determinado mineral formado en condiciones críticas, tenemos
datos paleobiológicos, como asociaciones de fauna y flora o hábitat de un determinado
organismo.
Todos estos datos han de ser interpretados en el marco de una teoría orogénica
única, motor de todos los fenómenos modeladores de la estructura de la corteza, para
que puedan obtenerse resultados en el conocimiento de distribución de tierras y mares,
climas, fenómenos corticales, etc. cuya integración nos dará el registro histórico del
planeta.
7.1. Esquema global de la evolución cortical.
Esta interpretación será tanto más difícil cuanto más nos alejemos en el tiempo,
del suceso considerado, debido a las modificaciones sufridas en ese periodo de tiempo,
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fundamentalmente por motivos tectónicos y petrológicos que afectan a la región. Los
fenómenos geológicos los situamos en tres etapas diferenciadas en lo que respecta a
nuestro conocimiento sobre la evolución cortical:
1. Tiempos arcaicos. Desde la formación el origen de la Tierra a 2500 millones de
años de antigüedad.
2. El Proterozoico desde 2500 a 600 millones de años y
3. El Fanerozoico, comprende desde 600 millones de años a nuestros días.
Es este último periodo el mejor conocido de la evolución cortical. Muchas de las
incógnitas existentes hace 40 años han sido satisfactoriamente resueltas aplicando las
ideas de la Tectónica de placas y la expansión del suelo oceánico con el consecuente
desplazamiento continental. Subdividiremos este periodo en varias unidades:
A) Pangea I. La agrupación de dos protocontinentes determinó la formación de
un único supercontinente que evolucionando durante 400 millones de anos se fragmenta
entre el Cámbrico y el Silúrico para unirse de nuevo en el, ya mejor conocido supercon-
tinente Pangea II (Pangea), que se estabiliza hacia finales del Mesozoico.
En este periodo, transición de Pangea I a II, se produce intensa sedimentación de
tipo detrítico, aparecen sedimentos carbonatados, relacionados con la aparición de fósi-
les con exoesqueleto calcáreo donde abundan trilobites, moluscos y braquiópodos. Pos-
teriormente predomina la sedimentación química y bioquímica sobre los detríticos, se
generan intensas cantidades de rocas ígneas y se inicia la colisión de los continentes
austral y septentrional produciéndose la orogenia hercínica. (350 millones años).
B) Pangea II. Se completa la reunificación de todas las masas continentales y
se desarrolla la orogenia uraliana que afecta a los Urales y a Norteamérica. Africa y
Norteamérica se separan, el clima de Europa se hace árido, se extingue la flora carboní-
fera, desaparecen gran parte de animales y plantas existentes durante el Paleozoico, apa-
recen reptiles, mamíferos y coníferas.
Durante el Jurásico, de 180-130 millones de años, se escinde Pangea II en Gond-
wana y Laurasia, se abre entre ambos el mar de Tethys (Mediterráneo), se inicia la fo r-
mación de los orógenos Andes-Rocosas y sistema Alpino. Aparecen las aves, se desa-
rrollan los grandes reptiles y las angiospermas. Al final del periodo es clara la separa-
ción de África y América del Norte, el rápido emigrar del Indostán separado de Gond-
wana y aparecen las primeras grietas entre África y América del Sur iniciándose la
apertura del océano Atlántico y cerrándose el mar de Tethys.
Durante el Cretácico (125-75 millones de años), se aceleran los movimientos y
fracturas iniciados en el Jurásico, se triplica la velocidad, se fragmenta totalmente Lau-
rasia y Gondwana, produciéndose grandes cantidades de rocas ígneas, en todo el frente
de desplazamiento americano (Andes-Rocosas) y grandes cantidades de depósitos quí-
micos (calizas) en mares someros. Se produce la transgresión cenomanense (100 millo-
nes de años) que inunda más del 40% de la superficie continental.
(Una transgresión es el resultado del avance del mar respecto al continente, pro-
vocado por un aumento de producción de corteza en la dorsal oceánica y una regresión
es el resultado del retroceso del mar respecto al continente, provocado por un desplaza-
miento de la dorsal hacia un borde de subducción.)
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Durante el Cenozoico (75 millones de años) se completa la emigración continental
hasta el estado actual, colisionando India con Eurasia ·(35 millones de años) producien-
do el Himalaya por la presión sobre los sedimentos depositados en el antiguo Tethys
oriental. Se inicia la rotación de África sobre Europa originando importantes cadenas
montañosas.
Se produce el enfriamiento general del planeta, se inicia la presente estacionalidad
y la propagación y dispersión de los mamíferos. En el mioceno se completa la colisión
de Eurasia y África, que aún continúa, generándose los Alpes, las cadenas alpinas y
circumpacíficas.
Este panorama global de la evolución cortical ha sido posible a la luz de las teo-
rías de la deriva continental y la tectónica de placas, no obstante, a nivel más local,
ciertos fenómenos geológicos deben ser explicados por estas mismas teorías.
7.2. Interpretación de los fenómenos geológicos.
7.2.1. Geosinclinales
Un geosinclinal en su concepción clásica (Hall y Dana) era una depresión en don-
de se acumulaban sedimentos que por su peso se iban hundiendo (subsidencia) y acaba-
ban plegándose. Actualmente se definen como zonas alargadas y deprimidas paralelas a
las líneas de costa donde se acumulan sedimentos, es decir, son cuencas sedimentarias
que terminan por convertirse en cadenas de montañas. En el margen de cada continente,
los sedimentos se acumulan constituyendo el geosinclinal; miogeoclinal sobre la plata-forma continental y eugeoclinal en la base del talud continental, del glacis continental y
del suelo oceánico. Hoy en día, en relación con la tectónica global, podemos distinguir
varios tipos de ellos:
- Tipo atlántico: o de bordes pasivos en
los que el hundimiento se explica por el au-
mento de la densidad de la corteza oceánica por
enfriamiento al alejarse de la dorsal. (Fig.8.1).
- Tipo pacífico: o de zona de subducción,
formado por la propia fosa de subducción. Los
sedimentos acumulados están sometidos a
compresión por lo que forman prismas (pris-
mas de acreción). Otro geosinclinal que se
forma en esta zona es el relacionado con el arco
volcánico, dando un geosinclinal antearco y
otro transarco. (Fig. 8.2).
- Tipo euroasiático: Surge por el choque
entre dos continentes que elevan una cordillera
(ej: Himalaya). A ambos lados de la cordillera
se forman sendas cuencas sedimentarias. (Fig.
8.3).
 
 FIG. 8
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- Tipo africano: Son hundimientos producidos en zonas donde se ha iniciado una
nueva zona constructiva.
7.2.2. Orógenos.
Se llaman orógenos a las deformaciones compresivas de los sedimentos de un
geosinclinal, que dan lugar a un plegamiento. Se producen en los núcleos continentales
de marcada inestabilidad y que terminan deformándose dando lugar a los macizos
montañosos, que terminarán a su vez por consolidarse, estabilizándose como cratones.
Podemos considerar varios tipos de orógenos que dependerán de la zona y de los
movimientos de las placas:
- Tipo pacífico: Pueden dar lugar a
dos subtipos: (a) Tipo Andino, donde se
produce una subducción, con inclinación
muy suave, por choque de ambas placas,
como ocurre en la cordillera de los Andes
y (b) Tipo Pacífico, donde la subducción
se produce con una fuerte inclinación, por
distensión entre ambas placas que chocan.
(Fig.9)
 FIG. 9
- Tipo euroasiático. Es un orógeno de coli-
sión y se debe al choque de dos continentes, lo
que da origen a una larga hilera de cordilleras,
por ejemplo, la línea Atlas-Pirineos-Alpes-
Montes Zagros-Himalaya). La aproximación de
un continente, llamado postpaís (África, por
ejemplo) sobre el otro continente, llamado ante-
país, (Europa, por ejemplo) comprimen sedi-
mentos acumulados en el geosinclinal interpuesto
(el Mediterráneo) acumulados durante la era Me-
sozoica y determina la formación de pliegues que
emergen formando islas y finalmente los pliegues
quedan volcados sobre el continente empujado.
 FIG. 10
- Tipo mixto o de Acreción: Son producidos por una subducción muy prolongada
o a una colisión oblicua o tangencial como ocurre en las cordilleras del Oeste de Améri-
ca del Norte.
7.2.3. Procesos Interplaca.
Consideraremos independientemente los procesos interplacas en el fondo del
océano y en los continentes secos.
Interplacas oceánicas: Observando el fondo oceánico se ven distintas formas de
relieve que pueden explicarse por la tectónica global. El primer accidente a destacar son
las dorsales (cordilleras oceánicas fragmentadas en bloques por fallas transformantes o
de desgarre, en cuyo centro se observa un valle, normalmente formado por tres zonas:
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una zona central llamada neovolcánica, comunicada con el manto, dos zonas laterales
llamadas zonas de grietas y finalmente dos zonas más periféricas, simétricas con el
centro llamadas graderío tectónico con acumulación de los materiales emanados del
magma. Estas zonas centrales de las dorsales constituyen las zonas de formación de las
placas tectónicas. Fig.
 FIG. 11
Las mesetas, montes, guyots, islas y dorsales asísmicas, se explican por la teoría
de los puntos calientes o por la del control tectónico. El punto caliente puede producir
un acúmulo de material fundido bajo la litosfera que produciría en ella una elevación o
meseta. Si parte de este magma sale a la superficie litosférica se formarán volcanes
submarinos o islas volcánicas. La erosión de una isla volcánica asimétrica produce un
guyots. Pero como el punto caliente es fijo pero la placa se desplaza alejándose de la
dorsal, se forma, en realidad, un archipiélago o una cadena de montes volcánicos sub-
marinos alineados, siendo los más viejos los más alejados de la dorsal. Si el flujo de
magma es copioso se forma una dorsal asísmica o meseta alargada.
Otros archipiélagos, como el de las Islas Canarias, no respetan esta cronología,
por lo que no pueden explicarse por la teoría del punto caliente y se recurre a la del
control tectónico: existencia de líneas de fractura por las que aflora el magma. En el
caso de las Islas Canarias, las fracturas se originan por las distensiones producidas tras
el choque de placas que levantó el Atlas.
Interplacas continentales. El fenómeno más importante en las interplacas conti-
nentales es la fracturación de éstas, que dará lugar a la formación de un nuevo océano.
Mckenzie y White lo explican por la penetración de un punto caliente en el continente y
su relación con una zona de adelgazamiento de la litosfera.
7.2.4. Fenómenos asociados a la tectónica de placas.
Señalaremos como más importantes los seísmos, el volcanismo-magmatismo y el
metamorfismo.
7.2.4.1. Seísmos.
Un seísmo o terremoto, es una liberación súbita y violenta de la energía potencial
almacenada como consecuencia de la deformación elástica en las rocas, allí donde gran-
des masas rocosas que se hallan en contacto a través de una falla, se desplazan intermi-
tentemente una frente a otra mediante el mecanismo de la fricción por salto brusco y
deslizamiento.
Si representamos en el mapa mundial las zonas de gran actividad sísmica, descu-
briremos un cinturón circumpacífico de actividad intensa que coincide con zonas de
subducción del margen de las placas Pacifica, de Nazca y de Cocos. Un segundo cintu-
rón mediterráneo-himalayo-indonésico que corresponde a zonas de subducción y a zo-
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nas de colisión entre las placas Eurasiática y las placas Africana y Australo-India. Un
tercer cinturón discurre por el Atlántico, Índico y Pacifico Sur, y corresponde a los bor-
des expansivos de placas y a fallas transformantes.
Los seísmos de los bordes expansivos y fallas transformantes son someros (menos
de 55 km de profundidad) y de intensidad moderada y baja. El profesor Syker, de la
Universidad de Colombia, mapeó los hipocentros en la dorsal mesoatlántica demostran-
do que las fallas transversales eran transformantes pues los epicentros acababan donde
éstas y no se prolongaban por las cicatrices, y el primer movimiento, (impulso inicial
que antecede a las ondas P), coincide con el de la falla.
En las zonas de subducción encontramos seísmos de foco somero (en ambas pla-
cas), de foco medio (bajo el complejo subductivo) y de foco profundo (bajo la placa
suprayacente), llamada zona de Wadati-Benioff. Estos seísmos profundos (batiseísmos)
cuyo foco se localiza sobre los 600-700 km de profundidad, representaban un gran pro-
blema. ¿A esas profundidades las rocas no estarían demasiado plásticas para poder ori-
ginar un terremoto? La laja subcionada descendente hacia en interior del manto, es lo
suficientemente fría y rígida como lo demuestra el flujo térmico, las isotermas y el au-
mento de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas (una roca más fría da lugar
a una velocidad mayor en las ondas). Estos seísmos pueden ser de tensión o bien, de
compresión. La tensión (someros e intermedios) se debe al estiramiento por la gravedad.
La compresión, se debe a la resistencia que ofrece el manto inferior (más denso que la
astenosfera), al avance de la laja descendente (focos intermedios y profundos).
En el cinturónMediterráneo-Himalaya, con zonas de subducción, fallas transfo r-
mantes y colisión de placas, encontramos los tres tipos de seísmos (en 1954 se describió
un seísmo profundo en el Mar de Alborán, en el Sur de España).
7.2.4.2. Vulcanismo-Magmatismo.
El magma puede considerarse como una mezcla muy compleja de silicatos fundi-
dos a temperaturas elevadas, entre 700º y 1000ºC, con una proporción considerable de
agua y otros compuestos, volátiles a las presiones ordinarias, pero a las grandes presio-
nes del interior de la corteza terrestre pueden permanecer incorporadas al sistema en
fusión. Los componentes volátiles del magma tienen importancia porque fluidifican el
magma y permiten que permanezca fluida incluso a temperaturas relativamente bajas y
además, al desprenderse tumultuosamente de los magmas facilitan su elevación durante
las erupciones volcánicas.
Cuando un magma, originado en el interior de la litosfera, se pone en comunica-
ción con la superficie, a través de una zona de fractura, asciende por las grietas hasta la
superficie y se solidifica en las proximidades del punto de emisión, originando por su
acumulación, un volcán. La emisión de magma es intermitente o irregular y cada episo-
dio de emisión contribuye al desarrollo del volcán mientras que en los periodos de des-
canso entre dos erupciones, los agentes geológicos externos erosionan el volcán a las
formas características que conocemos.
Al enfriarse el magma se produce la cristalización de sus componentes minerales
siguiendo un orden que no siempre está de acuerdo con la escala de puntos de fusión de
los minerales componentes considerados aisladamente. Existe, pues un margen de tem-
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peratura en el que se produce la cristalización del magma y en cada instante los cristales
formados son diferentes, realizándose, en realidad una cristalización fraccionada.
El orden de cristalización para los materiales ferro-magnesianos (máficos) es el
siguiente: olivino → piroxenos → anfíboles → biotita
para los materiales leucocratos (granitos y aplitas), es el siguiente:
Plagioclasas (cálcicas, sódicas) → ortosa → moscovita. → cuarzo
pero no hay que suponer que existan siempre en la roca todos los minerales, pues en
muchas ocasiones, los minerales primeramente cristalizados a elevadas temperaturas
son inestables a temperaturas más bajas y reaccionando con el magma pueden desapare-
cer para producir otros distintos. Por ejemplo, en magmas ricos en Fe y Mg se forma
olivino pero a temperatura más baja y con suficiente sílice se forma un piroxeno, que a
su vez, con suficiente agua se transforma en un anfibol.
El magma se manifiesta en la superficie cortical como intrusiones y como volca-
nes. La actividad ígnea se distribuye predominantemente en los bordes activos de las
placas. En los bordes expansivos se produce magma máfico, como el basalto, bajo el
cual cristaliza el gabro. Los basaltos forman la mayor parte de los conos volcánicos de
las islas oceánicas y también abundan en las regiones continentales y proceden en am-
bos casos, de la fusión de los materiales que forman las capas profundas del manto su-
perior que afloran al exterior al disminuir la presión al fisurarse la corteza.
Casi todos los volcanes, tanto los antiguos como los recientes, están circunscritos
dentro de los continentes y casi siempre en regiones montañosas. La zona que presenta
un volcanismo más acentuado es la de las costas del océano Pacífico: los Andes, Cen-
troamérica, montañas Rocosas, Alaska, islas Aleutianas y Kuriles, Japón, Filipinas, In-
donesia, Nueva Guinea y Nueva Zelanda, lo que se ha denominado el cinturón de fuego
del Pacífico. Otra zona importante de vulcanismo es el Mediterráneo, que comprende
los volcanes activos italianos, las zonas del sureste de España (Cabo de Gata, Olot),
Marruecos, Argelia y Grecia.
Todas estas zonas experimentaron intensos plegamientos durante las fases orogé-
nicas alpinas, por lo que poseen elevada sismicidad. Pero existen otras regiones volcá-
nicas, en zonas de tensión de los bloques continentales donde hay grandes fracturas que
limitan fosas tectónicas, como el Kilimanjaro (Kenia) en África oriental y otros impor-
tantes macizos montañosos africanos con gigantescos volcanes activos.
En las áreas oceánicas, existen también conjuntos volcánicos aislados, como las
islas Canarias, Azores, Madeira y Cabo Verde, en el océano Atlántico, las islas Hawai y
Juan Fernández, en el océano Pacífico. La mayoría de las islas volcánicas se deben a
puntos calientes en la corteza oceánica. Bajo los continentes, los puntos calientes dan
lugar a regiones volcánicas (Yellowstone) o a basaltos de meseta (Deccan, India).
7.2.4.3. Metamorfismo.
Se llama metamorfismo al proceso por el que se producen ciertas modificaciones
en la composición mineralógica y en la estructura de las rocas como consecuencia de
cambios de presión y temperatura que experimentan cuando alcanzan niveles profundos
de la corteza terrestre. También influye en el metamorfismo de las rocas la presencia de
fluidos, las presiones dirigidas o de origen tectónico. Esto ocurre cuando se depositan en
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un geosinclinal espesores considerables de sedimentos rocosos y por el proceso de sub-
sidencia pueden alcanzar hasta 20 Km de profundidad. A estas profundidades la roca es
sometida a considerables presiones y altas temperaturas que la metamorfizan, como se
comprueba en las zonas profundas de geosinclinales que han aflorado en la parte central
de los macizos montañosos y se descubren por erosión.
El metamorfismo puede ser debido a presión orogénica que actúa en una dirección
determinada (metamorfismo dinámico) o puede ser debido a una elevación de tempera-
tura ocasionada por intrusión de magma (metamorfismo de contacto). El caso más gene-
ral, el metamorfismo en las partes más profundas del geosinclinal afecta a extensas
áreas de la corteza (metamorfismo regional) por deberse al efecto combinado de la pre-
sión y la temperatura.
El metamorfismo de contacto se produce cuando el magma se eleva hacia la su-
perficie de la corteza a través de zonas fracturadas, se produce un contraste térmico muy
fuerte entre el magma y las rocas adyacentes más frías. En las zonas de contacto se pro-
ducen transformaciones notables de la composición de las rocas sedimentarias que pro-
ducen una aureola metamórfica alrededor de la masa magmática y cuyo tamaño depen-
de del gradiente térmico. Por la rapidez del proceso, las rocas sedimentarias no han sido
profundamente transformadas conservando rasgos de la estructura original. El metamor-
fismo de contacto suele producirse en granitos de los niveles altos de los orógenos y
relacionado con puntos calientes.
El metamorfismo hidrotermal es parecido al de contacto pero es el agua la que
aporta elementos químicos nuevos (metamorfismo aloquímico). El más importante es el
ligado a las dorsales: agua marina que circula por griegas y surgen (chimeneas) calien-
tes. A pesar de su carácter local, debido al desplazamiento de las placas y al proceso
ininterrumpido, es el metamorfismo más extenso.
El metamorfismo regional es, sin embargo, el más conocido y está relacionado
con zonas de subducción o de colisión. Se desarrolla en forma progresiva desde zonas
superficiales a las más profundas de los geosinclinales, a medida que aumentan presión
y temperatura. Al ser un proceso gradual, las rocas metamórficas resultantes forman
“series” en las que las transformaciones aumentan gradualmente. Estas series se estu-
dian en las zonas axiales de los macizos montañosos donde la acción conjunta de eleva-
ción isostática y erosión dejan al descubierto las zonas profundas del geosinclinal.
Zonas de metamorfismo. El proceso de metamorfismo avanza en profundidad, por
ello pueden distinguirse variaszonas que reciben diversos nombres según su situación:
Epizona (superficial): bajas presiones y temperaturas.
Mesozona (media): presiones y temperaturas moderadas y
Catazona (profunda): altas presiones y temperaturas.
Otro criterio de clasificación zonal de las rocas metamórficas, más exacto, se apo-
ya en el hecho de que a medida que avanza el proceso metamórfico, algunos minerales
van desapareciendo porque resultan inestables, apareciendo otros nuevos que son esta-
bles en las condiciones reinantes en las zonas profundas. Dentro de una serie, se llama
zona al espacio ocupado por las rocas donde aparece un determinado mineral, designado
como mineral índice de esa zona. Por ejemplo, en una serie estratigráfica de sedimentos
arcillosos, los minerales de arcilla son estables sólo en superficie y desaparecen pronto
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siendo sustituidos por moscovita y clorita, con pérdida de agua e incorporación de K+,
Fe+2 y Mg+2 que sustituyen parcialmente al Al+3 del caolín. A más profundidad, la clo-
rita se transforma en biotita perdiendo agua y Aluminio e incorporando Hierro y en una
fase más avanzada, la moscovita se transforma en ortosa perdiendo agua y gran parte de
la alúmina.
En las rocas metamórficas existen estructuras muy manifiestas, debido a que du-
rante el proceso de metamorfismo, actúan presiones unilaterales de origen tectónico,
que deforman las rocas y dan lugar a que sus componentes queden orientados de forma
definida de acuerdo con las presiones deformantes.
Entre las principales rocas metamórficas hemos de destacar, en orden creciente de
grado de metamorfismo, las pizarras (arcillosas y calcáreas), pizarras bituminosas, es-
quistos, micacitas y gneis, que son las rocas de más intenso metamorfismo.
BIBLIOGRAFIA RECOMENDADA
ANGUITA y SERRANO. Procesos Geológicos Internos. Ediciones Rueda. 1991.
MADRID.
ANGUITA. Origen e historia de la Tierra. Edición Rueda. 1988. MADRID.
AUBOUIN-BROUSSE-LEHMAN. Tratado de Geología. Editorial Omega. 1980.
BARCELONA.
MELENDEZ y FUSTER. Geología. Editorial Paraninfo. 1977. MADRID.
STRAHLER. Geología física. Ediciones Omega. 1987. BARCELONA.
Artículos de EL MUNDO CIENTÍFICO:
 La edad de la Tierra, núm. 85
 Enigma en el manto terrestre, núm 95
 El núcleo terrestre, núm. 116
 El nacimiento de la corteza oceánica, núm. 1
 Los márgenes continentales pasivos, núm. 17
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Tratamiento Didáctico
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OBJETIVOS
Conocer el nacimiento y evolución de la Tierra a la luz de las teorías admitidas.
Conocer las teorías en vigor sobre la orogenia terrestre, la deriva continental y la
tectónica de placas y relacionarlas con los fenómenos orogénicos observados en el pla-
neta para explicar su origen y evolución.
UBICACIÓN
Este tema puede ubicarse en el currículo general de Geología de 2º de bachillerato. A
un nivel de iniciación puede incluirse en los programas de las Ciencias de la Naturaleza
de 3º y 4º curso de E.S.O.
TEMPORALIZACION
La exposición del tema puede realizarse en 6 horas de clase excluidas las observa-
ciones de campo. Pueden dedicarse algún día a visitar paisajes debidamente escogidos
relacionados con el tema y próximos al centro.
METODOLOGIA
Explicación ordenada, mediante esquemas, gráficos y proyecciones, de las diferentes
partes del tema, especialmente los fenómenos de subducción, movimientos de placas,
funcionamiento y tipos de volcanes, etc., ayudándose con vídeos educativos adecuados
y otros medios audiovisuales.
CONTENIDOS MINIMOS
Distintas teorías sobre el origen de la Tierra.
Cómo se investiga en la Tierra.
Modelos de la estructura de la Tierra.
Concepto de orogenia.
Ideas sobre las teorías orogénicas.
La deriva continental
La estructura de placas
Causa de los movimientos de las placas.
El movimiento de las placas como explicación de los fenómenos geológicos.
Geosinclinales y sus clases.
Orógenos y sus tipos.
Ideas de los procesos interplacas.
Terremotos y su origen.
El magma. Los volcanes.
Ideas sobre el metamorfismo de las rocas.
MATERIALES Y RECURSOS DIDACTICOS
Apuntes de clase, que serán complementados con libros de consulta y revistas cientí-
ficas con artículos sobre Geología y Geofísica.
Transparencias para retroproyector sobre elementos gráficos del tema, dibujos sobre
movimientos de los continentes, deriva continental, volcanes, terremotos, geosinclina-
les, fallas, etc.
Vídeos educativos de series sobre la naturaleza.
EVALUACIÓN
Ejercicio escrito con preguntas básicas relacionadas con el tema, teorías del origen
del planeta, configuración de la corteza, etc., y preguntas relacionadas con las visitas de
campo realizadas para la observación in situ de elementos naturales, etc.
Prueba escrita de opción múltiple, con preguntas de varias respuestas.