Ud 2.b. DINÁMICA TERRESTRE

LA DINÁMICA TERRESTRE
PLACAS LITOSFÉRICAS
La litosfera es la capa más externa de la Tierra y está formada por la corteza y la parte
más externa del manto superior. Tiene un comportamiento rígido y elástico.
Cuando la litosfera tiene corteza continental se denomina litosfera continental, cuando
tiene corteza oceánica, se habla de litosfera oceánica. La litosfera continental tiene espesores
de 100-300 km y la oceánica de 70-100 km.
La litosfera no es una capa continua, sino que se halla fragmentada en placas
litosféricas. Estas placas se delimitan por franjas inestables, y sus bordes con gran actividad
sísmica y magmática. Las placas pueden ser continentales si tienen litosfera continental,
oceánicas si tienen litosfera oceánica o mixtas si tiene los dos tipos de litosfera.
Las principales placas litosféricas son:
AFRICANA; EURASIÁTICA; NORTEAMERICANA; SUDAMERICANA; ANTÁRTICA;
INDOAUSTRALIANA; NAZCA y otras de menor dimensión como la de COCOS; ARÁBIGA; SCOTIA;
CARIBE Y FILIPINA.
Las placas no son estáticas sino que se mueven unas con respecto a otras. Estos
movimientos pueden ser de separación, de acercamiento y de deslizamiento.
CAUSAS DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS
La Tierra es una máquina térmica movida por el transporte de calor generado por las
diferencias de temperatura internas. La mayor fuente de calor está en el núcleo terrestre
(restos del calor primigenio).
El calor del interior de la Tierra se propaga pro tres procesos: conducción, convección y
radiación. La convección es la forma más eficaz de transportar el calor en el interior de la
Tierra. La convección es la transmisión de calor que implica el movimiento de materia.
La convección térmica de los materiales del manto es el mecanismo que permite y
explica el movimiento de las placas.
Las placas litosféricas, de comportamiento rígido y de menor densidad que el manto,
se moverían inducidas por los movimientos convectivos de éste.
La convección origina corrientes convectivas. Estas corrientes cíclicas de materiales son
semejantes a las que se producen en un líquido cuando se calienta: las partes más cercanas a
la fuente de calor se calientan más, pierden densidad y ascienden, mientras que las partes más
frías, al ser más densas, descienden.
Aunque la convección en el manto se acepta en la comunidad científica, hay dudas
sobre la manera en que ocurre. Hay dos modelos clásicos de convección para el manto: un
modelo en el que las corrientes convectivas ocupan todo el manto y otro en el que las células
convectivas están estratificadas, formando dos niveles de capas.
Los últimos modelos de tomografía sísmica computerizada muestran un tercer
modelo. Revelan que el transporte de calor se realiza a lo largo de todo el manto, y que las
placas litosféricas oceánicas también son una parte activa en este proceso. La litosfera
continental al ser menos densa, opone resistencia al hundimiento y no se introduce en el
manto; por lo tanto no participa en el transporte convectivo de calor y materia en la Tierra
mediante el arrastre-empuje de las propias placas.
Se ha evidenciado que las placas oceánicas subducen y pueden llegar hasta la capa D”.
El descenso de la litosfera oceánica a través del manto está favorecido por dos procesos físicos
que ocurren en las placas que subducen: la densificación progresiva de los materiales y el
propio descenso por gravedad debido a las diferencias de altura entre las dorsales y las zonas
de subducción. Los restos de las placas que llegan a la capa D” se mueven a lo largo de esta
capa y recogen el calor que proviene del interior del núcleo; una vez sobrecalentada ascienden
en forma de penachos térmicos hacia la superficie, y se cierra el circuito convectivo. Algunas
veces no llegan a la superficie y se quedan atrapadas en el manto.
BORDES DE PLACAS Y SUS MOVIMIENTOS
Según los movimientos relativos de las placas se distinguen límites divergentes,
convergentes y de falla trasformante.
1. LÍMITES DIVERGENTES:
En ellos se produce la separación de las placas por estar sometidas a fuerzas distensivas.
Los límites divergentes son los rift valley continentales y las dorsales oceánicas.
En las dorsales oceánicas se separan dos placas de corteza oceánica. La divergencia de las
placas produce fusión de los materiales del manto por descompresión. El ascenso del magma
produce un abombamiento térmico del fondo oceánico, que da lugar a esta zona elevada del
océano. Por el eje de la dorsal asciende y sale el magma, que al solidificar forma litosfera
oceánica. Por tanto, son los lugares donde se construye litosfera con corteza oceánica, y por
eso se les denomina bordes constructivos de placa. La litosfera oceánica aumenta la superficie
del suelo oceánico y se produce la expansión de los fondos oceánicos.
2. LIMITES CONVERGENTES
En los límites convergentes se produce el choque o colisión de dos placas litosféricas por
estar sometidas a fuerzas compresivas. Según la naturaleza de las placas que chocan, aparecen
los límites de subducción y de obducción.
A. LIMITES CONVERGENTES DE SUBDUCCIÓN. En los límites de subducción, dos placas
litosféricas chocan: la más densa se hunde o subduce con respecto a la menos densa, y
da lugar a las zonas de subducción. La subducción genera las fosas oceánicas. En estos
bordes se destruye la litosfera oceánica formada en las dorsales. Este tipo de límites
coincide con las márgenes continentales activas.
Hay dos tipos de límites convergentes de subducción: los que se forman por el choque
de una placa de litosfera continental con una de litosfera oceánica y los que se forman
por el choque de dos placas de litosfera oceánica.

Choque de una placa de litosfera oceánica con una de litosfera continental. En
este tipo de colisión la placa oceánica subduce o se hunde debajo de la continental
hacia el manto. La placa continental es menos densa y más gruesa que la oceánica,
y su baja densidad no le permite introducirse en el manto. El desplazamiento de
una placa con respecto a la otra no es continuo, sino que se produce a saltos como
consecuencia de los cuales se generan terremotos. Cuando la placa que se hunde
alcanza profundidades de 100 a 150 km, comienza su fusión parcial, junto con
parte del manto suprayacente, y se genera magmatismo que da lugar a volcanismo
en superficie.
En estos límites se forman orógenos de borde continental o tipo Andes. Estos
orógenos se extienden de forma lineal a lo largo de miles de kilómetros. Esta
situación geológica está representada en la zona de los Andes, donde la placa de
Nazca subduce con respecto a la placa sudamericana.

Choque de una placa de litosfera oceánica con otra de litosfera oceánica. Cuando
convergen dos placas de litosfera oceánica, la más densa subduce bajo la otra. Al
igual que sucede en el caso anterior, la placa que subduce comienza su fusión
parcial a profundidades de entre 100 y 150 km, y se genera actividad magmática.
Este magmatismo forma volcanes, que emergen como cadenas de islas en forma
de arco y que se denominan arco de islas volcánicas. El archipiélago de Filipinas es
un ejemplo de arco de islas volcánicas. Este tipo de límite representado en el
borde oeste de la placa pacífica.
B. LIMITES CONVERGENTES DE OBDUCCIÓN Se producen cuando colisionan dos placas de
litosfera continental. Al tener ambas la misma densidad, y una densidad inferior a la
del manto, en el choque no subduce ninguna de ellas, y se produce la obducción. La
obducción o colisión continental implica la elevación y engrosamiento de la zona de
choque por el apilamiento de los materiales sedimentados en las cuencas
sedimentarias que había entre ambas placas. Se forman así las cordilleras de colisión
continental u orógenos tipo Himalaya.
Esta situación geológica está representada en los Himalayas. Su formación comenzó
hace 50 millones de años, cuando la India chocó con la placa Euroasiática. Esta colisión
prosigue. En España tanto las cordilleras Béticas como los Pirineos son orógenos de
colisión. Como resultado de la obducción ha habido momentos en la historia geológica
en los que todos los continentes han estado unidos, formando un macro-continente
que se denomina Pangea.
3. LIMITES DE FALLA TRANSFORMANTE
En estos bordes, dos placas litosféricas se deslizan una respecto a la otra, sin producir ni
destruir litosfera, por lo que también se los conoce como límites pasivos. Se caracterizan por
fallas que desplazan horizontalmente las placas. Estas fallas se llaman fallas transformantes.
Este tipo de límite corta y conecta otros bordes de placas, y gracias a ellos es posible el
movimiento relativo de las diferentes placas. Las fallas transformantes más abundantes son las
que cortan a las dorsales. Un ejemplo de este tipo de límite está representado en la falla
transformante de San Andrés, en California.
FENOMENOS ASOCIADOS A LOS MOVIMIENTOS DE PLACA:
Penachos térmicos son materiales calientes que se originan en la capa D” y por diferencia de
densidad y temperatura ascienden por el manto. Si el conocimiento de la capa D” es correcto,
entonces juega un doble papel muy importante en el comportamiento dinámico y térmico de
la Tierra. Por una parte, es la fuente de los materiales calientes que atraviesa el manto, y que
acaban generando puntos calientes. Por otra parte, influye en la pérdida de calor interno del
planeta al enviar material caliente a la superficie.
Los puntos calientes son áreas de la superficie terrestre que registran un elevado flujo térmico
y , donde se produce actividad volcánica. Su origen está relacionado con los penachos
térmicos. Los puntos calientes son muy importantes en la tectónica de placas. Representan el
inicio de la fracturación y del movimiento de las placas. Aparecen en los continentes y en los
océanos.
Los puntos calientes continentales son la causa de la fragmentación de los continentes. La
fragmentación se origina por el abombamiento y posterior fracturación de la litosfera
continental debido al empuje del penacho térmico en el punto caliente y se generan riftvalleys continentales. Si la fractura evoluciona, con el tiempo puede llegar a formarse una
dorsal como veremos en el ciclo de Wilson. Ejemplos de puntos calientes continentales son la
zona del Afar, en Etiopía, y Yellowstone en Estados Unidos.
Los puntos calientes oceánicos forman cadenas de islas volcánicas dentro de la placa oceánica.
El magma que sale ene l punto caliente forma un volcán en el fondo oceánico que, si
sobrepasa el nivel del mar, da lugar a una isla volcánica. El movimiento de la placa transporta
la isla lejos del punto caliente y el volcanismo de esta isla se extingue. Bajo el punto caliente
comienzo de nuevo la formación de otra nueva isla volcánica. Este proceso forma a lo largo del
tiempo cadenas de islas en línea recta, que dan la dirección y el sentido del movimiento de la
placa que las contiene. Esta sucesión de islas se observa en el Pacífico en el archipiélago de
Hawai.
Por supuesto asociados a los bordes de placas tenemos siempre volcanismo y movimientos
sísmicos y metamorfismo.
CICLO DE WILSON
La distribución de las placas y por tanto, de los continentes, ha cambiado a lo largo del
tiempo, ya que pueden fragmentarse y unirse unos con otros. El Ciclo de Wilson nos explica de
forma ordenada, el proceso de apertura y cierre de los océanos y la fragmentación y posterior
unión de los continentes, que provoca la formación de cordilleras, y resume todo lo que
sucede en los bordes constructivos y destructivos sobre la litosfera.
En el ciclo se pueden distinguir las siguientes fases:
1. El continente se fragmenta por acción de puntos calientes que abomban y adelgazan la
corteza hasta romperla, originándose un rift continental (como el rift africano).
2. En la línea de fragmentación se empieza a formar litosfera oceánica (borde
constructivo) que separa los fragmentos continentales. Si continúa la separación el rift
es invadido por el mar y se va transformando en una dorsal oceánica. Los continentes
quedan separados por una pequeña cuenca oceánica (como el actual Mar Rojo).
3. El proceso continúa y los continentes se separan progresivamente. Entre ellos aparece
una cuenca oceánica ancha, con una dorsal bien desarrollada (como el Océano
Atlántico actual)
4. Cuando la cuenca oceánica alcanza cierto tamaño y es suficientemente antigua, los
bordes de contacto con los fragmentos continentales se vuelven fríos y densos y
comienzan a hundirse debajo de los continentes y se genera un borde de destrucción.
En esta zona se origina una cadena montañosa que va bordeando al continente