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L A D I N ÁM I C A D E L A T I E R R A L A T I E R R A C O M O U N S I S T E M A D I N ÁM I C O UNIDAD 02 (Semanas 01 y 02)

La Tierra es un planeta dinámico que ha cambiado continuamente durante sus 4600 millones de años de existencia. El tamaño, forma y distribución geográfica de los continentes y cuencas oceánicas han variado a través del tiempo, la composición de la atmósfera ha evolucionado y las formas de vida actuales difieren de aquellas que había en el pasado. Somos testigos del desgaste de las montañas por efectos de la erosión y de los deslizamientos, y de cómo cambian los paisajes por la acción de las aguas, del viento y del hielo. Las erupciones volcánicas y los terremotos revelan un interior activo. De igual manera, las capas de rocas plegadas y fracturadas muestran el enorme poder de las fuerzas internas de la Tierra. La teoría de la Tectónica de Placas ha marcado un hito en la geología comparable con el impacto que tuvo en su momento la teoría de la evolución de Charles Darwin para la biología. La teoría de la tectónica de placas ha proporcionado un marco para interpretar la composición, estructura y procesos internos de la Tierra a escala global. Por ese motivo se le conoce como una teoría global con la cual se da explicación a muchos de los rasgos que observamos en el relieve y a muchas de las manifestaciones como la ocurrencia de volcanes, terremotos y maremotos. La Tierra la podemos subdividir en cuatro subsistemas que están relacionados entre sí: Geosfera, Hidrosfera, Atmósfera y Biosfera. En general, en este curso nos concentraremos mayoritariamente en la Geosfera, prestando atención muy puntual en aquellos procesos de la hidrosfera y atmósfera que afectan a la primera. La Figura 2.1 muestra los procesos externos e internos que modelan la superficie de la Geosfera. Los procesos externos serán motivo de nuestra atención en clases futuras. En esta unidad nos enfocaremos en los mecanismos internos que dan lugar a la tectónica de placas. UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 1

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La Tierra consta de tres capas concéntricas: el núcleo, el manto y la corteza (ver Figura 2-2). Esta división resulta de diferencias de densidad entre ellas como resultado de variaciones en la composición, temperatura y presión. Esta diferenciación se produjo durante las primeras etapas de la formación de nuestro planeta. El núcleo es la capa más profunda y representa el 14% del volumen del planeta y el 31% de su masa. Está compuesto mayoritariamente de FIGURA 2-2 hierro con cantidades menores de zinc y otros elementos. Tiene unos 3470 m de espesor y su límite exterior se encuentra a 2900 km de profundidad. Su tamaño es ligeramente superior a Marte. Es la capa de mayor densidad con valores calculados entre 10 g/cm3 y 13 g/cm3. El estudio de las ondas sísmicas indica que el núcleo consta de una pequeña porción interior en estado sólido(1) y una cobertura exterior, de mayor tamaño relativo, presumiblemente en estado líquido. Ambos núcleos tienen una composición semejante. Existe una zona de 100 km a 200 km de espesor, entre el núcleo y la base del manto – llamada Capa D. Es una zona donde se produce un importante descenso en la velocidad de las ondas, lo cual indica que su estado si no fluido es muy plástico. En esta zona se produce un intercambio de materiales entre el núcleo y el manto. Esta capa juega un importante papel en la generación de plumas o penachos de magma – material fundido que ascienden, muchas de ellas hasta la superficie y son responsables de vulcanismo, rotura y movimiento de continentes y de otros fenómenos asociados de los cuales se escribirá en las siguientes clases. El manto rodea al núcleo y comprende cerca del 83% del volumen de la Tierra y 65% de su masa. Es menos denso que el núcleo (3.5 g/cm3 – 5.7 g/cm3) y se supone que está compuesto principalmente por rocas del tipo peridotita, una roca ígnea densa, de color verde oscuro con abundante hierro y magnesio en su composición. Sus temperaturas varían entre 1000º C y 3000º C. Los estudiosos de la materia dividen el manto según su composición química y de acuerdo a su comportamiento mecánico.

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El tamaño de núcleo interno (sólido) es ligeramente mayor que la Luna UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 3

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UNET GEOLOGIA APLICADA – 1523503T ING. JULIO J. MENDOZA GARCÍA Basados en sus características físicas el manto se divide en dos subcapas:

Manto inferior: Es la porción más interna, de mayor volumen y masa, cuyo límite inferior está en contacto con el núcleo externo. Se encuentra entre los 670 km y 2900 km de profundidad. Densidad de 5.7 g/cm3 y alcanza temperaturas en el orden de 3000 ºC. Por su comportamiento al paso de las ondas sísmicas compresionales se deduce que se encuentra en estado sólido pero es capaz de fluir lentamente. Manto superior: esta porción del manto se encuentra entre 7 km a 70 km de la superficie2 y ±670 km de profundidad, para un espesor promedio de unos 640 km. Su densidad es de 3.3 g/cm3 a 3.6 g/cm3. Se divide en Astenosfera y Capa Superior. La astenosfera se ubica aproximadamente entre los 100 km y 670 km de profundidad. Su estado es plástico, con algunos sectores de roca fundida. En esta zona hay un descenso en la velocidad de las ondas P, debido a una menor densidad y el estado plástico de las rocas. La fusión parcial dentro de la astenosfera produce magma3, parte del cual tiende a subir a la superficie porque es menos denso que el material del cual se derivó. La capa más externa del manto es rígida, de unos 100 km de espesor y junto a la corteza forman la litosfera, la cual se encuentra fragmentada en numerosas partes individuales llamadas placas que se mueven sobre la astenosfera. La corteza es la capa más superficial de la Geosfera (Figura 2-4). Es de dos tipos: continental y oceánica. La continental es de mayor espesor, de unos 20 km a 70 km y tiene una densidad promedio de 2.7 gr/cm 3. La corteza continental incluye una importante variedad de rocas (ígneas, sedimentarias y metamórficas), que contienen cantidades considerables de silicio y aluminio. La edad de estas rocas es muy variada siendo algunas de hasta 4200 millones de años. La corteza oceánica es delgada, de 5 Km a 10 Km, más densa, alrededor de 3 gr/cm3 y se compone de rocas oscura de tipo basáltico. A diferencia de la continental, la antigüedad de la corteza oceánica no supera 180 millones de años.

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Esta variación es debida a las diferencias de espesor de la capa más externa, la corteza, que varía entre un mínimo de 5 km en los océanos y un máximo de unos 70 km en el Himalaya. 3 Magma es roca fundida. Este concepto se ampliará en la clase correspondiente a rocas ígneas. UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 4

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FIGURA 2-3 / ESTRUCTURA INTERNA BAJO LOS MODELOS GEOQUÍMICO Y MECÁNICO

FIGURA 2-4 / ESTRUCTURA DE LA CORTEZA TERRESTRE UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 5

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¿Cómo se ha determinado la estructura interna de la Tierra? El pozo más profundo perforado hasta la fecha por la extinta Unión Soviética entre 1970 y 1987, y alcanzó 12262 m(4). Si comparamos esta longitud con el radio promedio de la Tierra, solamente representa cerca de 0,19%. Dada la imposibilidad de llevar a cabo estudios directos, la estructura se ha inferido con base en: 1) La propagación de ondas sísmicas producidas por terremotos y registrados por sismógrafos ubicados en diferentes puntos de la geografía terrestre. 2) El estudio de meteoritos. 3) Estudios realizados en laboratorios de petrografía experimental con celdas capaces de alcanzar altas temperaturas y presiones. Cuando ocurre un sismo, se generan diferentes tipos de onda, cada una de ellas tiene un comportamiento diferente dependiendo de la densidad y del estado de la materia (sólido, líquido o plástico). Existen dos tipos principales de ondas: Ondas volumétricas o de cuerpo (P y S) y superficiales (Raleigh y Love). Las ondas P y S son las utilizadas para este propósito. Las ondas de cuerpo tipo P, son las primeras en llegar a un sismógrafo y se propagan comprimiendo el cuerpo a su paso. Como los sólidos, líquidos y gases pueden comprimirse, ellas se propagan en todos los medios. Las ondas de tipo S son las siguientes en llegar y someten al cuerpo a un proceso de cizallamiento mientras se propagan. Dado que los líquidos y los gases no pueden cizallarse, estas ondas solo se transmiten a través de materiales en estado sólido. El estudio de las ondas de cuerpo y de sus reflexiones y refracciones, registradas en los diferentes sismógrafos, ha permitido establecer la estructura del interior de la Tierra. Más información sobre las ondas emitidas luego de un sismo, con esquemas animados de su propagación, pueden encontrarla en: http://geofisicasismospgf.blogspot.com/p/ondas-p-y-ondas-s.html

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Se le conoce como el pozo superprofundo de Kola, ubicado 10 km al oeste de la ciudad de Zapoliarni, cerca de la frontera con Finlandia. Fue perforado en la placa báltica para estudiar la corteza continental, cuyo espesor se estima en 35 km. Aunque el objetivo era alcanzar los 15 km, las enormes dificultades encontradas (temperaturas de 180ºC, constante fluir de fango con hidrógeno) condujeron al abandono del proyecto. No obstante quedó registrado como el pozo más profundo. UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 6

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Otra fuente de evidencia indirecta la proporcionan los meteoritos, que pueden recuperarse en la superficie terrestre y que lograr sobrevivir las altas temperaturas a que son sometidos durante su ingreso a la atmósfera terrestre. Los meteoritos se formaron mediante procesos físicos y químicos similares a los que ocurrieron durante la fase de diferenciación por densidades en la Tierra. La mayoría proviene de planetas o protoplanetas desintegrados por una colisión. Existe una clasificación muy amplia de meteoritos; los hay de naturaleza metálica, esencialmente de hierro, con cierto porcentaje de níquel, cuya composición parece asemejarse a aquella debe poseer el núcleo terrestre. Los hay de naturaleza rocosa (aerolitos), que representan el 94% de los meteoritos encontrados en la Tierra. El menor porcentaje de los meteoritos recuperados corresponde a cuerpos metálico rocosos. En los laboratorios de petrología experimental se estudia, entre otros aspectos, el comportamiento de diversos tipos de roca, sometiéndolos a elevadas presiones y temperaturas, estudiando la propagación de ondas para analizar como comparan con los valores registrados en los sismos. ¿Cuál es el motor de la dinámica interna terrestre? Las elevadas temperaturas hacia el interior de nuestro planeta son la manifestación del calor remanente del proceso de formación de la Tierra así como de la desintegración de los elementos radioactivos. El enorme diferencial de temperatura entre el núcleo terrestre y el exterior del planeta dan origen a un proceso cuya finalidad es la transferencia de calor y, por ende, el enfriamiento de la Tierra. Este proceso de enfriamiento se lleva a cabo mediante las corrientes de convección.

Figura 2.5 – Celdas de convección

La convección es una forma de transferencia de calor en fluidos y se produce cuando los materiales calientes ascienden por su menor densidad al tiempo que aquellas porciones de líquido relativamente más frías y más densas se hunden, creando una corriente o celda de convección. La Figura 2-5 ilustra dicho proceso. UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 7

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Los materiales del manto, incluido el manto inferior y la astenosfera, funcionan como correas transportadoras que envían materiales calientes, de menor densidad relativa, y al llegar a menor profundidad pierden calor aumentando su densidad, lo cual provoca que estos materiales vuelvan a hundirse. Los procesos involucrados son muy complejos y se manejan diferentes hipótesis entre los entendidos en la materia. Se acepta tanto la existencia de celdas “menores” que se movilizan únicamente en el entorno de la astenosfera, como también se admite la existencia de celdas mayores que inclusive involucran el manto inferior. El manto inferior, a pesar de su estado “sólido”, puede fluir lentamente debido a las elevadas temperaturas y presiones a las que está sometido. Algunos modelos incluso plantean dos sistemas de convección, uno limitado a la astenosfera y otro que involucra el manto inferior, estando el límite entre ambos a unos 670 km – 700 km de profundidad.

Figura 2.6 – Modelo de células de convección en el manto y en el núcleo

Los movimientos de las celdas de convección ocasionan el movimiento de las diferentes placas en las que está fragmentada la litosfera.

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Figura 2-7 / Corrientes de convección y el movimiento de placas

Con la teoría de la tectónica de placas los geólogos ahora pueden ver la Tierra con una perspectiva global en la que todos sus sistemas están interconectados. La distribución de las cadenas montañosas, los principales sistemas de fallas, los volcanes y los terremotos, así como el movimiento de los continentes y otros procesos geológicos han logrado una explicación racional, estando todos ellos interrelacionados. Antes de abordar esta teoría es conveniente revisar las hipótesis iniciales.

TECTÓNICA DE PLACAS La teoría de Tectónica de Placas se inicia con la hipótesis de la Deriva Continental, la cual se le acredita al meteorólogo y geofísico alemán Alfred Wegener. En su obra Los Orígenes de Continentes y Océanos (1915), aportó una enorme cantidad de evidencia empírico racional, con la cual propuso que en un pasado geológico todos los continentes estaban agrupados en un solo supercontinente al cual denominó Pangea (todo tierra). Wegener ilustró su concepto de la deriva continental con una serie de UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 9

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mapas que mostraban la ruptura de Pangea y el movimiento de los diferentes continentes hasta sus posiciones actuales. Este investigador hizo acopio de gran cantidad de evidencia geológica, paleontológica y climatológica para fundamentar su teoría. La mayor parte de la comunidad científica de su época la desestimó. EVIDENCIAS PLANTEADAS POR WEGENER Ajuste continental Tanto a Wegener como a otros científicos antes que a él, les impresionó la estrecha semejanza entre los litorales de Sudamérica y Africa. La coincidencia es mucho más sorprendente cuando se realiza a lo largo de los límites de la plataforma continental5 (obviamente para la época en que Wegener postuló su teoría no existían los avances en batimetría para realizar este tipo de ajustes con los límites de la plataforma continental). Si bien este ajuste Figura 2-8 pudiera tratarse de algo fortuito, está acompañado de evidencias geológicas, paleo climáticas, paleontológicas. Evidencias geológicas Cuando Wegener reunió todos los continentes en Pangea, descubrió que existían cordilleras con la misma edad y misma clase de rocas en distintos continentes que, según él, habían estado unidas. Las secuencias de rocas marinas, no marinas y depósitos glaciares en el intervalo de las edades pensilvaniana a la jurásica son casi idénticas en los 5 continentes. Las orientaciones de las serranías forman cadenas montañosas continuas. Evidencias paleontológicas En distintos continentes alejados mediante océanos, encontró fósiles de las mismas especies, es decir, habitaron ambos lugares durante el periodo de su existencia. Y lo

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La plataforma continental es la superficie del fondo submarino, próximo a la costa, con profundidades inferiores a 200m. Esta plataforma da paso, costa afuera, a un talud de pendiente muy fuerte (talud continental) colindante con el fondo oceánico. Es la parte sumergida de los bloques continentales (corteza continental). UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 10

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que es más, entre estos organismos se encontraban algunos terrestres, como reptiles o plantas, incapaces de haber atravesado océanos, por lo que dedujo que, durante el periodo de vida de estas especies, los continentes deberían haber estado unidos. Un caso emblemático es el de los Mesosaurios, reptiles de agua dulce, cuyos fósiles se encuentran en rocas de edad pérmica tanto en Brasil como en Sudáfrica. La única explicación viable para su presencia en sitios tan distantes, actualmente separados por un océano, es que ambas masas estuvieran formando un solo continente en tiempos pasados. Evidencia paleo climática El estudio de las rocas sedimentarias da indicios sobre el ambiente y clima bajo el cual se formaron los sedimentos que les dieron origen. Usando esta metodología Wegener dibujó un mapa de estos climas antiguos y concluyó que su distribución resultaría inexplicable si los continentes hubieran permanecido en sus posiciones actuales. De igual manera, se estudiaron rocas provenientes de antiguos depósitos glaciares en América del Sur, en zonas actualmente ubicadas en áreas tropicales. Estas zonas tuvieron necesariamente que hallarse más al sur en un pasado, más cerca del Polo Sur. Por el contrario, en rocas de edad equivalente en Norteamérica se tienen grandes depósitos de carbón, indicativos de que en esas épocas ese continente se encontraba ubicado hacia zonas más tropicales. La difusión de la teoría de Wegener y la apertura del debate no se dieron sino hasta 1924 cuando fue traducida al inglés. La mayoría de la comunidad científica desestimó la teoría tildándola incluso de disparate. ¿Por qué fracasó la hipótesis de Wegener a pesar de contar con un importante cúmulo de evidencias? Wegener no fue capaz de presentar una explicación sobre los mecanismos que producían esa deriva. Él atribuía la deriva a las fuerzas de las mareas, las cuales ya en esa época se sabía no eran suficientemente fuertes como para mover continentes. Otro error de Wegener fue suponer que los continentes se abrían paso a través de la corteza oceánica. En definitiva, Wegener falló en satisfacer el postulado fundamental de cualquier teoría científica: toda teoría debe ser capaz de soportar el examen crítico de todas las áreas de la ciencia.

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Aunque algunos científicos continuaron en la línea de Wegener, la teoría quedó en el olvido por unas décadas. En la década de 1960, los nuevos estudios sobre el paleomagnetismo terrestre y los contundentes descubrimientos de la expansión de los océanos, permitieron consolidar una teoría capaz de pasar el escrutinio de la comunidad científica. Revisemos brevemente esos nuevos argumentos. PALEOMAGNETISMO Y DERIVA POLAR Se conoce como Punto de Curie aquella temperatura por encima de la cual un cuerpo ferromagnético pierde su magnetismo. Cuando un flujo de lava procedente del interior de la Tierra se enfría en la superficie, sus minerales ferrosos se alinean con el campo magnético terrestre6 registrando tanto su fuerza como su dirección. Estos datos se mantienen en el tiempo siempre que el material se mantenga por debajo de la temperatura de Curie. De los estudios realizados en la década de 1950 surgieron resultados sorprendentes. Al investigar el paleomagnetismo de rocas antiguas de diferentes edades encontraron posiciones diferentes para el polo norte magnético. Esto tenía dos explicaciones posibles; o los polos sufrieron una deriva durante la evolución de la tierra o los continentes se habían movido. Cuando se reajustaban los continentes esas diferentes orientaciones tendían a ubicar el polo magnético en un solo lugar. De igual manera, investigaciones del paleomagnetismo en rocas de las mismas edades en Norteamérica y Europa arrojaban un norte magnético diferente. ¿Es lógico suponer la existencia de un polo magnético diferente para Norteamérica y Europa? Esto sería altamente improbable. La mejor interpretación es que los polos magnéticos hayan permanecido en sus ubicaciones actuales, cerca de los polos geográficos, y que los continentes se han desplazado.

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La Tierra tiene un poderoso campo magnético como si existiera un enorme imán en su interior y sus polos se ubican en la actualidad en las cercanías de los respectivos polos geográficos. Este magnetismo permite moderar los ataques de los vientos solares, favoreciendo la vida en nuestro planeta. En la actualidad la Tierra presenta una polaridad “normal”, con su carga negativa coincidente con el polo geográfico norte aunque en el pasado geológico esta polaridad se ha invertido completamente (polo magnético positivo aproximadamente coincidente con el polo norte geográfico). Se cree que este magnetismo es inducido por corrientes de convección en el núcleo externo y por el movimiento de rotación de la Tierra. UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 12

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INVERSIONES MAGNÉTICAS Y EXPANSIÓN DEL SUELO MARINO A principios de la década de 1960, se llevó a cabo una intensa cartografía de los fondos oceánicos. Esta cartografía reveló la existencia de una cadena montañosa continua, llamada dorsal, de 65 000 km de longitud que constituye la cordillera más extensa del mundo. La parte que quizás más se conoce es la dorsal Meso atlántica que divide la cuenca del océano Atlántico es dos partes casi iguales. Estas dorsales tienen asociado un carácter eminentemente volcánico, así como la corteza oceánica a ambos lados de ellas. Dentro del avance de los estudios sobre paleomagnetismo se descubrió que el campo magnético de la tierra se ha venido invirtiendo por completo, de manera periódica, en el pasado geológico, el intervalo de esas inversiones no es constante. Durante los estudios oceánicos se descubrió un registro simétrico de inversiones en la corteza oceánica a ambos lados de las dorsales. Con base en estos hallazgos, el Dr. Harry Hess propuso en 1962 la teoría de la expansión del suelo marino para explicar la deriva continental. Harry Hess propuso que el fondo marino se separaba en las dorsales, donde se forma nueva corteza por el brote de lava que se cuela por fracturas a lo largo del eje de las dorsales.

FIGURA 2-9 / PALEOMAGNETISMO Y CREACIÓN DE CORTEZA OCEÁNICA

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LA CEREZA EN LA TORTA LA PUSO EL Dr. TUZO WILSON La teoría de la expansión oceánica llevó a un debate que enfrentó a seguidores de la teoría de la deriva continental, soportada ahora por la expansión del suelo oceánico, con aquellos científicos que favorecían el concepto de una Tierra en expansión.

El físico y geólogo canadiense Tuzo Wilson concretó una explicación que finalmente consolidó la teoría de la tectónica de placas. A mediados de la década de 1960, Wilson propuso la existencia grandes fracturas que limitaban la capa más externa de la Tierra en placas rígidas que se movían unas respecto a las otras,

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Finalmente se hizo justicia con Wegener, un científico adelantado a su tiempo, a pesar de que el estado del arte de la época en la geología y otras disciplinas asociadas le impidiera consolidar su hipótesis. La configuración de su “Pangea” era ligeramente diferente a la que hoy en día es aceptada. La Figura 2-11 muestra la rotura de este supercontinente y la evolución de las diferentes masas resultantes en el tiempo.

FIGURA 2-11 / ROTURA DE PANGEA – 200 M.A. HASTA EL PRESENTE

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TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS La teoría de la tectónica de placas se basa en un sencillo modelo. La litosfera rígida, que comprende tanto la corteza oceánica como la continental, así como la parte superior del manto, consta de numerosos fragmentos de tamaños diversos llamados placas. Las placas son de espesor variable; las compuestas de manto superior y corteza continental son de hasta 250 Km de espesor, mientras que aquellas donde está presente la corteza oceánica son de hasta 100 Km de espesor. Estas placas descansan sobre la astenosfera, más débil y de naturaleza plástica, y mediante procesos de transferencia de calor que se manifiestan en corrientes de convección, produce el movimiento de las placas. Estas se separan en las dorsales oceánicas (creación de corteza). Y como no puede haber creación sin destrucción, existen zonas llamadas de subducción, donde la corteza oceánica se hunde de vuelta al manto7. En estas zonas de subducción existen profundas fosas o trincheras oceánicas, como la fosa de Perú – Chile (8065 m), la fosa de Puerto Rico (8800 m), la fosa de la Marianas (11034 m), etc.

FIGURA 2-12 / MOVIMIENTO DE PLACAS

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Este proceso de destrucción de la corteza oceánica es la que determina que no existan rocas de la corteza oceánica con edades superiores a 180 millones de años. UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 16

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LÍMITES ENTRE PLACAS En la actualidad se reconocen un total de 15 placas tectónicas principales y hasta 42 secundarias. La Figura 2-13 muestra la ubicación de las placas principales, sus vectores de movimiento. Los límites entre placas pueden ser: 

Divergentes, a lo largo de las dorsales o zonas de rift, a partir de los cuales se crea corteza oceánica y en el proceso se produce una separación de las placas. La parte central de la dorsal está constituida por un amplio surco denominado Gran Valle del Rift: elongación formada por depresión de un bloque cortical entre dos fallas o zonas de falla de rumbo más o menos paralelos, por el cual desde el manto asciende magma y provoca actividad volcánica lenta y constante.



Convergentes, donde dos placas se encuentran. Hay dos casos muy distintos: 1. Subducción: a) de tipo continental, como ocurre en la subducción de la placa de Nazca con respecto a la cordillera de los Andes; b) de litosfera oceánica, donde se desarrollan arcos insulares. Las fosas oceánicas y los límites que marcan son curvilíneos, de gran amplitud. 2. Colisión: se originan cuando la convergencia facilitada por la subducción provoca aproximación de dos masas continentales (Obducción). Al final las dos masas chocan,

y los materiales continentales forman cadenas montañosas de colisión. Así se originaron cordilleras mayores, como el Himalaya y los Alpes.

Fallas Transformantes: son los límites laterales entre dos placas. Generalmente se las identifica en las dorsales oceánicas donde se forman por diferencias en la rata de movimiento de las placas. De manera muy particular, existe una en la superficie terrestre y es la falla de San Andrés, una de las estructuras más estudiadas por su potencial destructivo. Es una superficie a través de la cual la placa del Pacífico desliza hacia el norte con respecto a la norteamericana. Este tipo de movimiento no produce levantamiento de montañas pero si provoca terremotos de importante magnitud.

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FIG. 2-13 / PRINCIPALES PLACAS TECTÓNICAS

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ZONAS DE CREACIÓN DE CORTEZA - DORSALES OCEÁNICAS Son las manifestaciones geológicas más grandes del planeta. Paradójicamente fueron descubiertas casi al mismo tiempo que el hombre pisaba la Luna. Representan los límites constructivos o bordes divergentes, creadores de nueva corteza oceánica. Constituyen unas particulares cadenas montañosas submarinas que superan 65 000 Km de longitud y que surcan la Tierra de Norte a Sur y de Este a Oeste. Son casi exclusivamente oceánicas, aunque puedan originarse en los continentes (ver Gran Valle del Rift más adelante). Estas cadenas montañosas se elevan 2000 m a 3000 m desde el fondo de los océanos. A veces emergen, como es el caso de Islandia, Santa Elena y Ascensión.

FIGURA 2-14 / MAPA DEL RELIEVE OCEÁNICO – DESTACAN LAS DORSALES OCEÁNICAS

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Morfología y proceso de formación Se produce un adelgazamiento de la litosfera debido a la presencia de una cámara magmática y un abombamiento de la superficie. Este adelgazamiento conduce a un agrietamiento y fallas, formando un amplio valle central, llamado Rift. A través de las fisuras surge lava, en forma de CREACIÓN DE PLACA OCEÁNICA volcanes o de flujos que Rift progresivamente va empujando la litosfera hacia ambos lados de la dorsal. Este proceso se reproduce continuamente dando lugar a ese Cámara Magmática perfil transversal “aserrado”. FIGURA 2-14

Figura 2-15 / El fallamiento con hundimiento asociados en un entorno extensivo es el que provoca el perfil aserrado de la dorsal

Uno de los rasgos más notorios de las dorsales es la red de fracturas perpendiculares a su eje, llamadas Fallas Transformantes. Se forman porque la velocidad de crecimiento de la corteza oceánica no es igual en todos los puntos – hay zonas donde la rata de crecimiento es mayor que en otros puntos, eso conduce a la generación de esfuerzos de corte que fracturan y desplazan la dorsal (ver Figura 2-16). Es una de las principales fuentes de sismos en las dorsales midoceánicas. La Figura 2-17 muestra las principales dorsales.

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FIGURA 2-16 / Las fallas transformantes se producen en tramos adyacentes de una dorsal con diferentes velocidades de crecimiento

Figura 2-17 / Ubicación global de las dorsales oceánicas

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ZONAS DE DESTRUCCIÓN DE CORTEZA (SUBDUCCIÓN) Representan los límites convergentes entre dos placas diferentes. El 95% de la energía sísmica del planeta se localiza en las zonas de subducción y la mayor parte de los volcanes activos de la Tierra hacen erupción en estas zonas. Los científicos en la década de 1960 se asombraron al descubrir que la edad de las rocas en el fondo de los océanos no superaba 180 millones de años. Son las zonas donde la corteza oceánica y la porción litosférica subyacente se destruye y esto conduce a la renovación de la corteza. En este tipo de límites es característica la presencia de fosas oceánicas que son trincheras estrechas, alargadas y profundas. En el Pacífico Occidental se encuentra el mayor número de fosas y de mayor profundidad, con seis de ellas que superan 10 000 m de profundidad.

FIGURA 2-18 / Subducción de placa oceánica bajo una placa con corteza continental. Favorece la elevación de cadenas montañosas como los Andes.

Existen dos tipos de límites convergentes. El primero de ellos se presenta cuando la corteza oceánica se hunde bajo la corteza continental. Este hundimiento se produce por la mayor densidad de la corteza oceánica, pero también por el mayor espesor de la corteza continental que se profundiza considerablemente con respecto al nivel de la placa oceánica contra la cual colisiona.

La zona de placa litosférica que desciende se le conoce como Zona de Subducción o Zona de Benioff. A medida que el calor de la profundidad la va fundiendo y su mezcla con agua origina un magma menos denso que, al ascender, formará volcanes. El movimiento de la placa también plegará los sedimentos de la fosa. Estos procesos dan origen a cordilleras perioceánicas como los Andes, por

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el choque de la corteza oceánica de la placa de Nazca con la corteza continental de la placa Sudamericana. La fricción y el rozamiento de ambas placas producen “atascos” en el camino de la placa oceánica hacia el manto. Estos atascos Fig. 2-19 / Subducción ente placas oceánicas acumulan una enorme cantidad de energía. Hasta que se vence la resistencia de los materiales involucrados liberando esa energía de forma súbita, produciendo terremotos. El segundo tipo de colisión, está representado por el choque de dos placas, ambas de corteza oceánica, como ocurre en los archipiélagos al oeste del Pacífico (Filipinas, Marianas, Tonga). La placa más antigua y fría, se hunde por debajo de la más joven. En este caso, la fusión de la placa que subduce genera magma que, al emerger, forma una cadena curva de islas volcánicas (arco de islas8). Este arco insular es casi paralelo a la fosa oceánica asociada y están separados por una distancia de hasta varios cientos de kilómetros. Esta distancia depende del ángulo de subducción de la placa que desciende. En el caso de la fosa de las Marianas el ángulo de subducción es casi 90º por lo que la distancia a su arco insular es más reducida. La mayoría de los arcos insulares activos se encuentran en el océano Pacífico y comprenden las islas Aleutianas, el arco de Kermadec Tonga y las islas del Japón y de Filipinas. En el océano Atlántico se encuentran los arcos insulares de las Antillas (mar Caribe) y de Escocia. La subducción es un proceso de destrucción de corteza oceánica pero al mismo tiempo propicia la formación de nuevas tierras emergidas en forma de cordilleras o arcos insulares volcánicos, que, con el tiempo, se adosarán a los continentes, haciéndoles crecer en extensión.

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¿Por qué son curvas tanto las fosas como los arcos de islas asociados? La intersección de cualquier plano con una esfera (en nuestro caso un geoide) forma un arco. UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 23

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OBDUCCIÓN La obducción hace alusión al choque de dos continentes, es decir, cuando dos placas de corteza continental colisionan, incrustándose una en la otra y creciendo en extensión. Esto ocurre cuando la placa con corteza oceánica se consume enfrentando dos masas continentales. El caso más representativo es el levantamiento del Himalaya. La placa que transportaba a la India se movió hacia el noreste desde el polo sur, a principios del Mesozoico. El tramo de corteza oceánica se fue acortando y acortando, hasta que a mediados del Terciario la India colisionó con el continente asiático, dando Fig. 2-19 / Choque de la India y Asia origen a las montañas más elevadas del planeta. El Fig. 2-20 – Choque de India con la placa asiática movimiento todavía continúa, de manera que la India sigue empujando a Asia hacia el norte. Este tremendo choque no solo produjo el Himalaya sino que también produjo la Meseta del Tíbet al norte, que constituye la masa continental más elevada del planeta (> 4500 m) En este caso, debido al grosor de la corteza continental y a que ambas presentan una densidad similar, no hay chance para que una de ellas se hunda bajo la otra. Restos de una colisión más antigua se encuentran en los Montes Urales – Rusia, que forman la cicatriz de la unión entre las placas Europea y Asiática. Origen similar es el de los Alpes por la colisión de la península itálica con la placa europea.

Figura 2-21 / Obducción de la India contra la placa Asiática

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PUNTOS CALIENTES (HOT SPOTS) De los muchos misterios que encierra nuestro planeta, los puntos calientes son de los más espectaculares. Estos puntos son emanaciones de magma profundo desde un lugar fijo en el interior de la Tierra. El origen de estas emanaciones puede estar en el manto profundo o incluso en el núcleo a casi 3000 Km de profundidad FIGURA 2-22 / PUNTO CALIENTE ARCHIPIÉLAGO HAWAIANO

A medida que la placa tectónica se mueve con respecto al punto fijo de emisión de magma, se producen archipiélagos de islas volcánicas. Las islas Hawái, las Canarias, las Azores, y la cadena submarina Emperador, entre otras, son ejemplos de la formación de archipiélagos por un punto caliente. Cuando un punto caliente se ubica en el marco de una gruesa capa de corteza continental, se producen erupciones volcánicas y favorecen la formación de grandes cámaras magmáticas9. Un caso es el súper volcán de Yellowstone en el estado de Wyoming, EE. UU., el cual ha hecho erupción cientos de veces en los últimos dos millones y medio de años. Al igual que aquellos situados en la corteza oceánica, existen rastros de calderas y volcanes inactivos por el movimiento de la placa norteamericana.

Fig. 2-23/ Súper volcán de Yellowstone

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Una cámara magmática es un depósito subterráneo de roca fundida (magma). Dentro de la cámara, el magma se encuentra a gran presión, y con el tiempo puede llegar a fracturar la roca que lo envuelve. Si el magma encuentra una salida hacia la superficie terrestre, el resultado es una erupción volcánica. UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 25

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La acumulación de magma en la cámara, el paulatino abombamiento y hundimiento de la superficie en el parque Yellowstone y los numerosos temblores, hacen temer que en cualquier momento se suceda una súper erupción en el área. Tal y como se tiene registro que ha sucedido en el pasado geológico.

Fig. 2-24 / Desplazamiento de la actividad volcánica por el movimiento de la placa norteamericana en dirección SW

APERTURA DE UN FUTURO OCEANO – ROTURA DE UN CONTINENTE Si deseamos conocer cómo fueron los inicios de la fragmentación de Pangea y la creación en un futuro de un nuevo océano con una dorsal, sólo tenemos que enfocar nuestra atención en la fragmentación del continente africano, específicamente en la zona del “Cuerno de África”. El Gran Valle del Rift es una fractura, cuya extensión es de unos 4830 km, en dirección norte sur, que cruza desde Yibuti al norte hasta Mozambique. Comenzó a formarse hace unos 30 millones de años y sigue creciendo en la actualidad, tanto en anchura como en longitud, expansión de esta depresión que con el tiempo será inundada y se convertirá en una nueva cuenca oceánica, fragmentando el continente africano en dos nuevos continentes. Este proceso, contrario al de la subducción, muestra en vivo y en directo lo que, en un pasado geológico, ocurrió al fragmentarse África de América del Sur, así como la placa Euroasiática de la Americana, y que dio como resultado el océano Atlántico.

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FIG. 2-25 (ARRIBA) Mapa físico del África norcentral con ilustración del Valle del Rift, límite de la Placa Somalí. FIG. 2-26 (DERECHA) Imagen de satélite (Google Earth) del área cruzada por el Valle del Rift.

El proceso de separación comienza con la aparición de una fractura y terrenos deprimidos a ambos lados de la fractura con laderas de gran pendiente. La zona rocosa central se fragmenta y se derrumba periódicamente, creando fallas normales en las que los bloques de roca centrales sufren un deslizamiento vertical. En muchos lugares estos movimientos forman grandes escalones, con alturas de 100 m a 200 m, donde los bloques centrales se hunden formando un graben. Por todo el Valle del Rift la corteza terrestre es calentada por el magma derretido que asciende a la superficie por las fisuras y conos volcánicos. Este proceso continúa lentamente, hundiendo y apartando la zona central del Rift hasta que su nivel sea inferior al del océano, lo que conducirá a su inundación. Esta es la fase temprana de una dorsal. La separación de ambas masas continuará hasta que la separación del cuerno de África sea un hecho, así como la formación de un nuevo océano.

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FIGURA 2-27

RAPIDEZ DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS El movimiento de las placas no es uniforme e incluso varía a lo largo de una misma dorsal, razón por la cual se generan las fallas transformantes. Los movimientos de las placas a ambos lados de la dorsal meso atlántica varían entre 2.3 cm/año y 3.5 cm/año. El movimiento divergente de las placa del Pacífico con respecto a las de Nazca, Los Cocos y Antártida es mucho mayor, alcanzando valores entre 9.4 cm/año y 15.6 cm/año (ver Figura 2-28).

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FIG. 2-28 / PRINCIPALES PLACAS TECTÓNICAS, VECTORES Y VELOCIDADES ANUALES DE MOVIMIENTO UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 29

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MECANISMO IMPULSOR DE LA TECTÓNICA DE PLACAS La mayoría de los geólogos acepta que algún tipo de sistema convectivo es el responsable del transporte de las placas. Se han propuesto dos modelos relacionados con las celdas de convección térmica. En el primer modelo las celdas se limitan a la astenosfera; en el segundo modelo está involucrado el manto entero. Algunos geólogos piensan en la existencia de otros mecanismos que, en conjunto con la convección, contribuyen a su movimiento. Se trata de la llamada “tracción de losa” que ocurre por efectos de la gravedad en las zonas de subducción, donde la porción descendente fría y densa, arrastra al resto de la placa, mientras que en las zonas de dorsal, de relieve elevado, la gravedad colabora empujando la litosfera apartándola de la dorsal mediante un mecanismo llamado “empuje de dorsal”. IMPLICACIONES – DISTRIBUCIÓN DE VOLCANES Y TERREMOTOS Los bordes de placa son las regiones de mayor actividad geológica interna del planeta; de particular relevancia es el denominado el Cinturón de Fuego del Pacífico (o Anillo de Fuego del Pacífico), situado en las costas del océano Pacífico, y se caracteriza por concentrar algunas de las zonas de subducción más importantes del mundo, lo que ocasiona una intensa actividad sísmica y volcánica en las zonas que abarca. En el cinturón de fuego se concentran 452 volcanes y más del 75% del vulcanismo del planeta.

FIGURA 2-29 / Cinturón de Fuego del Pacífico

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Las consecuencias del movimiento de las placas tectónicas ya han sido descritas en cierta medida. En los siguientes apartes se consolidan estas ideas. 

Vulcanismo: la conexión básica entre la tectónica de placas y el vulcanismo es que los movimientos de las placas proporcionan los mecanismos por los que las rocas del manto se funden y generan magma. El vulcanismo se ha agrupado en tres tipos (Tarbuck 2005). El primer grupo se ubica hacia los bordes de las cuencas oceánicas. El segundo grupo corresponde a volcanes que emiten lavas basálticas muy fluidas y se encuentran a cuencas oceánicas muy profundas. Un tercer grupo incluye estructuras volcánicas irregularmente distribuidas en el interior de los continentes. El primer grupo corresponde a bordes de placa convergentes; el segundo de ellos en los lugares donde existe creación de corteza oceánica y el suelo marino se separa y el último grupo no está asociado con ningún borde de placa en particular. Los límites de placa transformantes generalmente no tienen asociada actividad volcánica. En el primer tipo de vulcanismo, asociado a zonas de subducción, los procesos que generan el material fundido tienden a provocar erupciones que pueden llegar a ser explosivas y aterradoras. Se ubican mayoritariamente en el cinturón de fuego del Pacífico. Este tipo de vulcanismo ocurre tanto en los arcos de islas (convergencia entre cortezas oceánicas) como donde la corteza oceánica subduce bajo la corteza continental, como es el caso de la cordillera volcánica de los Andes donde se ubican al menos 100 volcanes activos10, siendo el Chimborazo, ubicado en el Ecuador, uno de los más emblemáticos con una altura total de 6268 msnm. En cuanto a la actividad ígnea en los bordes de placa divergentes, quizás el 60% de la emisión anual se produce a lo largo del sistema de dorsales oceánicas. Aunque la mayor parte de los centros de expansión están asociados al eje de dorsales, en la zona del gran valle de Rift en el cuerno de África, se produce este tipo de vulcanismo de lavas fluidas en el proceso de separación ya descrito anteriormente, aunque también se presentan volcanes cónicos grandes como el Kilimanjaro.

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Se considera un volcán activo aquel que puede entrar en una etapa de actividad ininterrumpida en cualquier momento. Aunque son pocos aquellos que permanecen en actividad ininterrumpida por largos periodos de tiempo, como es el caso del Kilauea en el archipiélago Hawaiano. UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 31

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La actividad volcánica intraplaca está generalmente asociada a la existencia de puntos calientes (Hawái, Yellowstone, etc.). 

Orogénesis y Procesos formadores de roca: la formación de cordilleras del tipo andino, no solo implica un arco continental de volcanes. Los sedimentos arrastrados por la corteza oceánica en el proceso de subducción se añaden a los acumulados en la fosa, los cuales son sometidos a fuertes presiones y temperaturas creando cuñas de acreción que aumentan el volumen de la masa continental. Dependiendo de las presiones y temperaturas, esos materiales son metamorfizados y, en algunos casos intensamente plegados. En el caso de zonas de obducción, donde se produce el choque de dos continentes, como en el caso del subcontinente indio, se identifica hacia la zona central una amplia franja de rocas sedimentarias y/o metamórficas intensamente plegadas, inclusive rocas del manto.

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Sismicidad: Aunque se suceden algunos terremotos de tipo intraplaca, la inmensa mayoría de los sismos tectónicos se originan en los bordes de placa debido a la interacción entre éstas. Los sismos principalmente donde una de ellas se hunde bajo otra (zonas de subducción) o donde dos placas contiguas deslizan una con respecto a la otra, como es el caso de aquellos generados a lo largo de la falla de San Andrés en California. La sismicidad a lo largo de las dorsales es generalmente de baja magnitud y poco profundos, y generalmente se produce a lo largo de fallas transformantes debido a tramos de dorsal con diferente rata de expansión – solo suponen el 5% de la energía sísmica liberada. Otra fuente de sismicidad asociada a la expansión de las dorsales es de origen volcánico (de baja intensidad y poca profundidad). Por el contrario, los sismos de las zonas de subducción son casi la mitad de los sucesos sísmicos destructivos y liberan el 75% de la energía sísmica. Están concentrados mayoritariamente en las zonas de subducción del Cinturón de Fuego del océano Pacífico. Sus focos son generalmente profundos alcanzando hasta 645 km de profundidad.

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Aunque los movimientos epirogénicos11 pueden tener otro origen, la presencia de grandes cámaras magmáticas asociadas a la tectónica de placas, conducen a este tipo de movimientos. Otro de las consecuencias de la tectónica de placas, como ya se ha reseñado, es la expansión / renovación de la corteza oceánica, la cual a diferencia de la continental es relativamente joven (no mayor de 180 millones de años).

FIG. 2-30 / SISMICIDAD Y VOLCANES ACTIVOS – RELACION CON BORDES DE PLACA

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Movimientos verticales de ascenso o de descenso, o de basculamiento de amplias zonas de corteza continental. UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 33

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PANGEA - ¿EL PRIMER Y ÚLTIMO SÚPER CONTINENTE? Después de todo, Alfred Wegener estaba en lo cierto - aunque se equivocó en cuánto a la manera en que los continentes se desplazaban y en los procesos que daban lugar a esos movimientos. Pangea, el supercontinente, fue una realidad. La pregunta que cabe hacerse es: ¿Fue Pangea el primero? ¿Acaso hubo otros antes de Pangea? ¿Adónde nos conduce la separación de los continentes, que en la actualidad siguen en movimiento? Dado que el desplazamiento de las placas ocurre sobre una superficie cuasi esférica (geoide), los continentes terminan por chocar y soldarse (en forma similar a como ha ocurrido entre la placa índica y la asiática), formando un supercontinente (Pangea como lo bautizó Alfred Wegener). Se tienen evidencias sobre la existencia de varios supercontinentes en el pasado, asociado cada uno a lo que Wilson denominó el ciclo supercontinental. Este ciclo, para un supercontinente en particular, pasa por las siguientes etapas: 1. El supercontinente se fragmenta por la acción de plumas y puntos calientes que abomban y adelgazan la corteza terrestre hasta romperla, originando un Rift continental como el que se está formando en el cuerno de África. 2. En la franja de rotura se empieza a formar litosfera oceánica que separa los fragmentos continentales. A medida que ambos pedazos se separan la depresión es ocupada por el mar y se transforma en una dorsal oceánica y se genera un oceáno como es el caso del Atlántico. 3. El proceso de separación continua y cuando la cuenca oceánica es lo suficientemente antigua y está lo suficientemente fría, se generan bordes destructivos (zonas de subducción), donde la corteza oceánica se comienza a hundir bajo uno de los bordes continentales. 4. Dada la forma esférica de la Tierra, algunos océanos tienden a estrecharse progresivamente. Finalmente, al desaparecer la cuenca oceánicas, dos o más masas continentales chocan (obducción) y este choque progresivo termina formando una masa continental única. Ya sabemos que el último supercontinente es Pangea que se formó hace unos 240280 millones de años. Su desintegración está en progreso y eventualmente conducirá a otra gran masa continental única. UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 34

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Antes de Pangea, hay evidencias cada vez más firmes sobre la existencia de un supercontinente, llamado Pannotia, formado hace unos 600 millones de años. También hay evidencias de otro supercontinente (Rodinia) formado hace unos 1100 millones de años que se dividió hace 750 millones. Finalmente, hay evidencias preliminares qe sugieren otro supercontinente (Columbia) que existió entre hace 1800 y 1500 millones de años. Ya existen modelos que predicen la forma de la nueva masa continental única. Muy seguramente ya la especie humana no será la dominante. Nosotros, los humanos, ¿la habremos destruido antes?

INFORMACIÓN ADICIONAL

http://fundamentosdegeologia.blogspot.com/2006/10/unidad-3-origen-y-dinmica-dela-tierra.html http://www.laalianzadegaia.com/ http://www.educa.madrid.org/web/ies.alonsoquijano.alcala/carpeta5/carpetas/quienes /departamentos/ccnn/CCNN-1-2-ESO/2eso/2ESO-12-13/Bloque-II/Tema-1-Energiainterna-Tierra-I/Tema-1-E-I-Tierra-I.html https://es.wikipedia.org/wiki/Placa_tectónica https://es.wikipedia.org/wiki/ciclo supercontinental http://www.nationalgeographic.es/ciencia/la-tierra https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Placas_tect%C3%B3nicas_con_l%C3%ADm ites_detallados_(formato_SVG).svg http://earthobservatory.nasa.gov/Features/Tectonics/ Tarbuck, E. et al (2005) Ciencias de la Tierra. Prentice Hall. 8va edición.700 p. Wicander, R. & Monroe, J. (1999) Fundamentos de Geología. International Thomson Editores, S.A. 445 p. UNIDAD 02 – La Tierra un planeta dinámico rev Abr 2018/ Pág. 35