Geodinámica interna

Orogenia. Movimientos orogénicos y epirogénicos. Tectónica: pliegues, fallas y placas. Volcanes. Terremotos

  • Enviado por: Alejandro Herrero Y Otros.
  • Idioma: castellano
  • País: España España
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I N D I C E

I N T R O D U C C I Ó N - Pagina nº 3

D E S A R R O L L O - Pagina nº 3

1.- El principio de la Isostasia. Pagina nº 3.

1.1.- Aplicación del principio de la Isostasia. Pagina nº 4.

1.2.- Teoría de Wegener. Pagina nº 6.

2.- Movimientos Orogénicos. Pagina nº 6.

2.1.- Teorías orogénicas. Pagina nº 7.

2.2.- Ciclos orogénicos. Pagina nº 8.

3.- Movimientos epirogénicos. Pagina nº 9.

4.- Tectónica. Pagina nº 11.

4.1.- Plieges. Pagina nº 11.

4.1.1. Definiciones. Pagina nº 11.

4.1.2. Clasificación. Pagina nº 13.

4.1.3. La Disarmonia. Pagina nº 16 .

4.1.4. Asociaciones De Pliegues. Pagina nº16.

4.1.5.Conclusión. Pagina nº 17.

4.2.- Fallas. Pagina nº 17.

4.2.1. Definiciones. Pagina nº 18.

4.2.2.Clasificación. Pagina nº 19.

4.2.3.Agrupamiento De Las Fallas. Pagina nº 21.

4.2.4.Conclusión. Pagina nº 22.

4.3.- Placas. Deriva Continental. Pagina nº 23.

4.3.1.Origen. Pagina nº 23.

4.3.2.Expansión del fondo marino. Pagina nº 24.

4.3.3.Arcos volcánicos y subducción. Pagina nº 25.

4.3.4.Teoría integrada de la tectónica de placas. Pagina nº 26.

4.3.5.Deriva Continental: Fases. Pagina nº 27.

5.- Volcanes. Pagina nº 28.

5.1.-¿ Qué es un Volcán?. Pagina nº 28.

5.2.- Estados de actividad volcánica. Pagina nº 29.

5.3.- Tipos de Volcanes. Pagina nº   29.

5.4.- Erupción Pagina nº 30.

5.5.- Fase de enfriamiento. Pagina nº 31.

5.6.- Periodo de inactividad. Pagina nº 31 .

5.7.- Corrientes de lava. Pagina nº 32.

5.8.- Teorías volcánicas. Pagina nº 32.

5.9.- ¿ Son tóxicas las emanaciones del Volcán?. Pagina nº 33.

5.10.-Tipos de Erupción. Pagina nº 33.

5.11.- ¿Qué es un tremor armónico?. <!DOCTYPE HTML PUBLIC "-//IETF//DTD HTML//EN"> Pagina nº 34.

5.12.- ¿ Qué es el semáforo de alerta volcánica?. Pagina nº 34.

6.- Terremotos. Pagina nº 35.

6.1.- ¿Que es la Magnitud de escala Richter?. Pagina nº 35.

6.2.-, Otra medición para un terremoto. Pagina nº 37.

6.3.- Premonitorios y replicas. Pagina nº 38.

6.4.- Predicción. Pagina nº 38.

6.5.-Determinación del epicentro. Pagina nº 39.

6.5.1.-.- ¿Cómo determinan los sismólogos la ubicación del epicentro?. Pagina nº 39.

6.6.-Ondas sismicas. Pagina nº 40.

6.7.- Sismografos y sismogramas. Pagina nº. 41.

LOS MÁS GRANDES TERREMOTOS DE LA TIERRA. Pagina nº43.

BIBLIOGRAFIA. Pagina nº 44.

CONCLUSIÓN. Pagina nº 44.

I N T R O D U C C I Ó N

GEODINAMICA INTERNA

Si la corteza terrestre sólo estuviese sometida a la acción de los procesos de la Geodincinúca externa, que tienden a nivelar las mon­tañas y las depresiones, haría ya mucho tiempo que su superficie estaría transformada en una inmensa llanura, y que las cuencas oceánicas estarían en gran parte rellenas por los sedimentos en ellas acumulados.

Si tal cosa no ha ocurrido nunca, se debe a que existen otros procesos antagónicos, que constantemente están acentuando las des­igualdades de la corteza terrestre, y tienen su origen en la energía acumulada en el interior del globo terráqueo, por lo que forman parte de la Geodinámica interna.

En realidad, existe una diferencia fundamental entre ambas ca­tegorías de fenómenos: mientras los procesos geodinámicos exter­nos pueden observarse en la superficie terrestre, los procesos endó­genos no son directamente observables, y sólo se puede deducir su realidad, por métodos indirectos, mediante la interpretación de sus efectos sobre los materiales que forman la corteza terrestre. Por ello, en el campo de la Geodinámica interna las teorías se han ido suce­diendo unas a otras, a medida que han progresado nuestros conoci­mientos sobre las zonas profundas de la litosfera, y con frecuencia hemos de considerar distintas hipótesis para dar razón de los hechos observados.

D E S A R R O L L O

1.- El principio de la Isostasia.

El valor de la aceleración de la gravedad en un punto cualquiera del globo terráqueo supuesto homogéneo, depende de la latitud geográfica y de la altitud sobre el nivel del mar, y puede ser calcu­lado, a priori, matemáticamente.

Teniendo en cuenta que la repartición de masas corticales en la superficie es muy desigual por cuanto a los relieves continentales se oponen las depresiones oceánicas, sería lógico esperar que el valor real de la gravedad, medido directamente acusase preci­samente esa desigual distribución de masas superficiales, en el supuesto de que la corteza terrestre tuviese una constitución homogé­nea, siendo mayor sobre los continentes que sobre los océanos.

Sin embargo, de las mediciones cuidadosas llevadas a cabo, resulta precisamente lo contrario: en los continentes, sobre todo en los macizos montañosos, se ha podido comprobar una anomalía ne­gativa de la gravedad, y en las depresiones y en las grandes cuencas oceánicas una anomalía positiva.

Esas anomalias de la gravedad parecen indicar que existe un déficit de masa en las zonas continentales, montañosas, con rela­ción a las cuencas oceánicas, lo cual sólo puede interpretarse, teniendo en cuenta su mayor volumen, en el sentido de que los mate­riales que forman los macizos montañosos, deben ser menos densos que los situados en el fondo de los océanos.

Por otra parte, estas diferencias estructurales de la litosfera deben quedar limitadas a una zona enteramente superficial, por cuanto en su conjunto muestra una notable estabilidad y, en conse­cuencia, ha de existir, a cierta profundidad, un nivel de compensa­ción isostática, por debajo del cual la estructura de la litosfera sea ya uniforme. La profundidad de este nivel se estima en unos 500 Km.

1.1.- Aplicación del principio de la Isostasia

En términos generales, las deducciones obtenidas mediante la aplicación del principio de la isostasia, coinciden con las que resultan de la investigación de las velocidades de propagación de las ondas sismicas en los continentes y en los fondos de los océanos.

Todo ello nos lleva a considerar que existen diferencias funda­mentales en la estructura de las masas continentales y los materiales existentes en los fondos oceánicos, en los que los materiales siá­licos deben tener escaso espesor, o, incluso, pueden faltar por completo, apareciendo las rocas basálticas debajo de los sedimentos acumulados, cuyo espesor llegará como máximo a 1 Km.

En las zonas continentales, el espesor de las rocas menos den­sas puede llegar basta 60 Km.; en las plataformas continentales, en los mares epicontinentales, los espesores de sedimentos acumula­dos tienen a veces enormes espesores, pudiendo alcanzar varios Kms. de espesor; en cambio en los grandes oceános los sedimentos acumulados en el fondo no llegan a 1 Km. de espesor, y las rocas graniticas pueden llegar a faltar por completo

Se sabe, según la ley de Newton, que todo cuerpo situado en la superficie de la tierra es atraido por ella por una fuerza mg igual al producto de la masa del cuerpo m por un valor g llamado intensidad (o aceleración) de la gravedad, que oscila alrede­dor de 9,81 (metros por segundo). Las variaciones dependen de la repartición de los materiales en el interior de la tierra; g aumenta en las cercanias de las zonas más den­sas del globo y disminuye en las cercanias de las porciones menos densas. Se conoce el valor de g para cada punto midiendo la velocidad de oscilación del péndulo, de un péndulo de torsión o de un gravimetro (especie de balanza con resorte cuyas varia­ciones de longitud dependen de g), y se puede de esta forma establecer la densidad lo­cal en cada punto de la corteza.

Se ha demostrado también, de una forma general, que la corteza es menos densa en las masas montañosas que bajo las llanuras, y bajo las llanuras menos que bajo los océanos. Todo sucede como si bloques de corteza emergieran tanto más cuanto menos densos fueran, como flotadores de madera situados en una cuba de agua, hundiéndose según fuera la densidad de la madera. Asi nació la idea del equilibrio hi­drostático de la corteza terrestre.

En realidad, los bloques en equilibrio no tienen todos un mismo espesor y, por otra parte, el fluido sobre el cual reposan los continentes no es comparable al agua, sino a un fluido muy viscoso: el equilibrio es imperfecto; no puede llamarse hidrostá­tico, sino isosrático. Las presiones ejercidas por el peso de los bloques se igualan, sin embargo, en una superficie situada a 60 km de profundidad, llamada superficie de compensación isostática. (Por debajo de esta superficie, la repartición de las masas es regular, siguiendo una disposición de zonas concéntricas.)

El equilibrio isostático puede romperse, por ejemplo:

1.- Al formarse una cordillera.

2.- Si una fuerte erosión aligera un bloque montañoso, acumulándose los mate­riales sobre otro bloque, suboceánico, por aporte y sedimentación.

3.- Si un aumento de temperatura funde un espeso casquete glaciar que recubre un bloque.

El equilibrio tiende en estos casos a restablecerse mediante movimientos vertica­les; el bloque aligerado tiende a elevarse y a hundirse el sobrecargado, debiendo pro­ducirse movimientos de los materiales fluidos infracorticales.

El caso de aligeramiento por fundición del hielo (movimiento glacioisostático) se ha podido estudiar en Escandinavia, donde se produjo, a raiz de la fusión del casque­te glaciar cuaternario, hace cerca de 10.000 años. El movimiento continúa aún hoy a razon de 1 metro por siglo, hasta tal punto que la profundidad de los puertos del gol­fo de Botnia disminuye notablemente, con perjuicio para la navegación. La amplitud máxima del movimiento sobrepasa los 250 m; sus consecuencias morfológicas han sido considerables: la forma del Báltico ha sido modificada varias veces durante el le­vantamiento. Canadá ha seguido un movimiento similar.

La estabilidad de los bloques isostáticos es muy variable. Se llama cratón a un bloque relativamente estable, formado por sial. También se dice que es un bloque continental, aunque esté recubierto por el mar, ya que en este caso el mar es poco profundo y el fondo no tiende a hundirse rápidamente. Por el contrario, parte de las áreas oceánicas tienen una neta tendencia al hundimiento: son los geosinclinales.

1.2.- Teoría de Wegener.

El equilibrio isostático no se traduce, quizá, tan sólo en movimientos verticales. Quizá los bloques continentales se trasladen también lateral­mente como balsa. Tal es, por lo menos, la célebre teoria emitida en 1912 por el sabio alemán Wegener y llamada de las traslaciones continentales. Admitia que los continentes, que hoy están separados, en la era primaria estaban unidos; el inmenso y único continente primitivo ( “Urkontinent" ) de sial se habria fragmentado, y los fragmentos se habrian desplazado hasta ocupar su posición.

2.- Movimientos Orogénicos

De la observación directa de las estructuras y de la disposición de las rocas sedimentarias, que forman la corteza terrestre se deduce que han estado sometidas a presiones laterales y desplaza­mientos que han alterado su disposición inicial en estratos horizon­tales superpuestos.

Por otra parte, es evidente que la mayor parte de las rocas sedi­mentarias que actualmente encontramos en las montañas, a cente­nares y aún miles de metros de altitud, se han formado en el seno del mar como lo atestigua la presencia de fósiles de animales ma­rinas que se suelen encontrar asociados a ellas.

Observando la estructura de un macizo montañoso, se llega a la conclusión de que no se trata simplemente de un levantamiento en bloque de los materiales de la litosfera, sino de una estructura com­pleja en la que los materiales sedimentarios están plegados y dislo­cadas, como si hubiesen estado sometidos a fuertes presiones tan­genciales, que muchas veces han rebasado sus límites de elasticidad produciendo fracturas v dislocaciones de gran envergadura.

Por tanto en la corteza terrestre han debido suceder otra clase de movimientos, de mayor complejidad que los epirogénicos, capaces de originar estas estructuras complicadas que se aprecian en los estratos, de elevarlos simultáneamente a altitudes considerables.

Los procesos de la geodinámica interna que han originado tales estructuras en los macizos montañosos reciben el nombre de "mo­vimientos orogénicos, en contraposición a los "epirogénicos", que sólo provocan desplazamientos en la vertical.

En conclusión, hay que admitir que las rocas sedimentarias que forman los macizos montañosos se han depositado, en su mayor parte, en cuencas de sedimentación marina, en estratos horizontales, y que luego, a causa de movimientos orogénicos, que en esencia consisten en plegamientos y fracturas provocados por presiones tan­genciales, han llegado a tener la estructura complicada que actual­mente presentan, elevándose al propio tiempo hasta alcanzar las al­titudes donde ahora los encontramos.

Suele ocurrir que las rocas sedimentarias se presenten en enor­mes espesores, de centenares y aun miles de metros, sin que apenas cambien sus características, formando series es­tratigráficas monótonas, cualquiera que sea su edad geológica. Esto quiere decir, que durante todo el tiempo que duró la sedimentación, con frecuencia decenas de millones de años, la distancia a la costa y la profundidad del mar se mantuvieron constantes, al menos den­tro de ciertos límites.

2.1.- Teorías orogénicas.

Una de las cuestiones que siempre han preocupado a los geologos ha sido el origen de las presiones radiales y tangenciales que han provocado el diatrofismo de la corteza terrestre, dando lugar a las complicadas estructuras de plieges y fracturas que se observan en las rocas.

Sin duda la isostasia ha jugado un importante papel en el levantamiento de las masas corticales, provocando reajustes con tendencias a lograr un equilibrio que continuamente se rompe; pero es indudable que, además, además han debido intervenir otros procesos de la naturaleza distinta.

Cuando se estudia, a escala global, la distribución de las rocas sedimentarias de una cierta edad, que se nos presentan intensamente deformadas para originar cordilleras de plegamiento u orógenos, se observa que se disponen formando a manera de extensos cinturones, situados unas veces en el borde de los continentes y otras en la zona intermedia entre dos masas continentales.

En estas zonas orogénicas se han producido contracciones importantes de la zona superficial del planeta, para lo cual hay que admitir, aunque sólo sea en estos ambitos plegados, la existencia de fuerzas opuestas de extraordinaria importancia. El mecanismo mediante el cual se desarrollan estas fuerzas de compresión y en ultimo término el origen o motor de las mismas ha sido objeto y seguira siendo, de numerosas teorias e hipotesis denominadas teorias orogénicas.

La que en la actualidad tiene mas seguidores es la denominada teoria de la “ tectonica de placas “, porque en ella los fenomenos de compresión, en los que se generan cordilleras de plegamientos, son una consecuencia de un mecanismo en el que los fenómenos de orogénesis local son solamente un aspecto de un juego complejo de movimientos que afecta a toda la litosfera que se considera dividida en amplios sectores o “ placas, en cuyos contactos mutuos se generan, unas veces compresiones, otras veces tracciones, y también fricciones laterales. En estas “ placas “ quedan implicados no solamente los sectores continentales, sino también los sectores oceánicos de la litosfera.

2.2.- Ciclos orogénicos

Todas las hipótesis orogénicas deben explicar el hecho de que las zonas de máxima deformación, con plegamiento intenso de los materiales sedimentarios ( zonas orogénas ), estén localizados para cada época en zonas estrechas y reducidas dentro de la superficie del planeta.

En la hipotesis de la expansión del fondo oceanico, estas zonas de maxima compresión estarían localizadas en las proximidades de las zonas de subducción, que existen en le contacto entre algunas placas oceánicas y las placas continentales, o en la zona de choque entre dos bordes continentales de placas.

Los datos de observación geologica indican que, en la historia geologica de un determinado sector de la corteza terrestre, pueden diferenciarse periodos de gran actividad sedimentaria, sin deformaciones apreciables, seguidos de otros en donde la deformación es maxima. Cada periodo de deformación se conoce con el nombre de fase de plegamiento; se pueden reconocer porque los materiales de hasta una edad determinada estan muy pocos deformados, mientras que los que son posteriores están poco o nada deformados y discordente con los anteriores. Las fases relativamente cercanas en el tiempo se agrupan en lo que se denomina “ciclo orógenico o plegamiento“.

Cada fase de plegamiento, además de ocasionar una deformación importante en la corteza terrestre, produce tambien notables modificaciones en el nivel relativo de los océanos con respecto a las tierras emergidas, y cambios climaticos importantes. Se produce tambien una alteración en los procesos de evolución de los seres humanos, que se acusa claramente en la documentación fósil, lo cual se explica como consecuencia de las modificaciones ambientales que se siguen a la aparición de nuevas cadenas montañosas, desaparición de cuancas marinas, aportes de nuevos elementos quimicos por las erupciones de magmas y erupciones volcánicas que actuan como “ nutrientes “ basicos en las cadenas alimenticias.

De esta forma, todos los procesos geologicos y biologicos que se han desarrollado en la superficie terreste quedan perfectamente encadenados y condicionados, unos con otros, en el marco general de evolución de nuestro planeta.

3.- Movimientos epirogénicos.

La corteza terrestre se encuentra en equilibrio isostático entre las masas corticales menos densas y el manto, pero este equilibrio tiende a romperse continuamente por la acción de los agentes de la geodinámica externa, que provocan la denudación de los continentes depositando los materiales producto de la erosión en las cuencas marinas epicontinentales y oceánicas.

Este desequilibrio tiende a ser continuamente compensado por movimientos verticales de las masas continentales y de los fondos oceánicos: cuando una zona continental sufre una erosión considerable, se producen elevaciones que compensan el déficit de masa ocasionando; si en una cuenca marina se acumula gran cantidad sedimentos, tiende a producirse un hundimiento del fondo, que compensa el mayor peso de los materiales allí acumulados.

Durante las épocas glaciares de la Era Cuartenaria, se depositaron sobre los continentes, en las regiones boreales grandes masas de hielo que provocan el hundimiento lento de estos bloques superficiales; en cambio, en la actualidad, cuando al fundirse el hielo se han aligerado de esta sobrecarga, se esta produciendo un lento levantamiento de los países escandinavos que se calcula en unos 250 m., en el transcurso de los últimos diez mil años.

Estas compensaciones isostáticas se resuelven en una serie de movimientos de ascensos y descenso en la vertical que reciben el nombre de epirogénicos, los cuales, aunque extremadamente lentos tienen gran importancia en la dinámica del conjunto de la corteza terrestre.

Por una parte, son los responsables de que los macizos montañosos mantengan, aproximadamente su altitud, a pesar de los efectos destructivos de la erosión; además gracias a ello, pueden aflorar en la superficie terrestre las rocas formadas en zonas profundas de la litosfera, y tambien las rocas sedimentarias pueden alcanzar grandes profundidades y sufrir alli los efectos de la presión y temperatura, que los transforma en rocas metamórficas.

Los movimientos epirogénicos pueden comprobarse en las costas, y son los que en gran escala y a largo plazo su hundimiento o su emersión

4.- Tectónica

4.1.- Plieges.

Los pliegues son unas ondulaciones de las capas a las que se les da el nombre de anticlinal o de sinclinal: un anticlinal es un pliegue cuyo núcleo está constituido por las capas más antiguas, y un sinclinal es un pliegue cuyo núcleo está constituido por las capas más recientes; considerando el núcleo del pliegue por el lado de la concavidad del mismo.

4.1.1. Definiciones

Tomando el ejemplo de un pliegue anticlinal recto, es decir, con el plano de simetría vertical, se define:

- el plano axial, plano de simetría del pliegue.

  • la charnela, intersección de una capa con el plano axial; éste es por tanto el lugar geométrico de las charnelas; en el caso escogido de un pliegue vertical, la charnela se encuentra en el punto más elevado de una capa determinada, es decir, la cresta de la misma; pero, cuando el pliegue no es vertical, la cresta y la charnela son distintas.

  • el eje de un pliegue, intersección de un plano axial y de un plano horizontal.

  • los flancos del pliegue, partes del mismo situadas respectivamente a una parte y a otra del plano axial.

  • la terminación periclinal, región donde se termina el pliegue en la dirección del eje.

  • la inclinación o buzamiento de los flancos en el plano perpendicular al plano axial; esta inclinación varía desde un valor nulo, que se da en la cresta coinci­diendo con la charnela en el caso de un pliegue vertical, hasta un máximo que depende del pliegue considerado.

  • el buzamiento periclinal, inclinación de las capas en el plano axial del pliegue, a nivel de la terminación periclinal del mismo; en realidad, se encuentran todos los intermedios en valor y en dirección entre la inclinación de una capa en los flancos del pliegue y su buzamiento periclinal en su terminación.

En un plano perpendicular al plano axial se obtiene un corte transversal del pliegue que muestra la forma del mismo, las trazas del plano axial, de la charnela y del eje. Si se prescinde de la complejidad estratigráfica del pliegue y de la acción de la erosión, se ve que, en el corte considerado, la capa más antigua aflora a nivel del plano axial: así se reconoce un anticlinal en un corte.

En un plano horizontal se observará mucho mejor el eje del pliegue y las termi­naciones perianticlinales. Teniendo en cuenta la complejidad estratigráfica del pliegue y el papel de la erosión, se ve que la capa más antigua aflora según el eje del pliegue; así se reconoce un anticlinal en un mapa.

El conjunto de estas definiciones es válido igualmente para el pliegue sinclinal si se tiene en cuenta el reemplazamiento de la expresión «las capas más antiguas» por «las capas más modernas»: así, la capa más reciente aflora en el eje del sinclinal, tanto en corte como en el mapa.

De una manera general, anticlinal y sinclinal se suceden regularmente de manera que el flanco de un anticlinal es al mismo tiempo el flanco del sinclinal vecino; en rigor, y por comodidad, se puede limitar el flanco de uno y otro en el lugar preciso del cambio de sentido de la curvatura de las capas, allí donde se sitúa un punto de inflexión.

Si un pliegue es completamente regular, los puntos de inflexión de sus flancos están contenidos en un plano horizontal; la intersección de este plano con el pliegue permitirá definir, según el eje, la longitud del pliegue entre las dos terminaciones periclinales y la anchura en el plano perpendicular. Se puede entonces designar los pliegues con más precisión:

- cuando la longitud es igual o superior a dos veces la anchura, se habla simplemente de anticlinal o de sinclinal;

- cuando la longitud está comprendida entre la anchura y el doble de la misma, se designa el pliegue con el término braquianticlinal o braquisinclinal;

- cuando la longitud es sensiblemente igual a la anchura, se habla de domo anticlinal o de cubeta sinclinal.

4.1.2. Clasificación.

Se Pueden clasificar bajo 2 puntos de vista principales que son: uno el geometrico y otro el genetico.

A) En El Plano Geométrico

En el plano geométrica, los pliegues se definen según la posición de su plano axial o según la existencia O no de laminación de las capas que acompañan a su plegamiento.

a) En Función De La Posición Del Plano Axial

- los pliegues verticales cuyo plano axial es vertical, de manera que la charnela y la cresta se contunden; es el modelo que ha servido de ejemplo; el «pliegue encofrado» es un pliegue vertical cuyos flancos son verticales y la cresta plana, como su nombre expresa.

- los pliegues disimétricos cuyos planos de simetría están inclinados; en este caso, la cresta punto más elevado alcanzado por una capa y donde se anula la inclinación es distinta de la charnela: la cresta está siempre desfasada, con relación a la charnela, por el lado del flanco que tiene menor buzamiento; tales pliegues se denominan:

inclinados, cuando los dos flancos tienen buzamientos de sentido opuesto; en el límite uno de los flancos es vertical y el pliegue se llama «en rodilla»;

tumbados, volcados y acostados, cuando los dos flancos tienen inclinaciones hacia el mismo sentido; en este caso, uno de los flancos es llamado «invertido» mientras que el otro se denomina «normal»; el pliegue es «tumbado» cuando el flanco invertido tiene una inclinación superior a los 45º “volcado” cuando no y «acostado» cuando los dos flancos son horizontales; dicho de otra manera, cuando el plano axial es horizontal.

Finalmente, en determinados casos un pliegue puede estar invertido de manera que un anticlinal puede aparecer como un falso sinclinal; y a la inversa

b) En Función De La Laminación De Las Capas:

- estirado, cuando las capas están estiradas sin estar rotas;

- laminado, cuando las capas están estiradas hasta el punto de estar rotas, al menos algunas de ellas;

- cabalgante, cuando al acentuarse la ruptura, uno de los flancos se desplaza respecto al otro según una superficie llamada de cabalgamiento; la parte «frontal» corresponde a la posición de la charnela sinclinal; el desplazamiento del cabalgamiento es la distancia que, en una capa determinada, separa el frente de la raíz.

El pliegue cabalgante es un caso de cabalgamiento, como veremos en la tercera parte de este capítulo; se utiliza a veces «pliegue-falla» como sinónimo, expresión que se funda en la analogía, a primera vista, entre la superficie de cabalgamiento y una superficie de un plano de falla, pero que es desafortunada en muchos aspectos.

En principio; un pliegue puede ser descrito por dos calificativos recibidos respec­tivamente de las dos clasificaciones; pero si bien los pliegues estirados y laminados pueden ser de cualquier tipo, los pliegues cabalgantes son necesariamente tumbados, volcados o acostados, ya que todo cabalgamiento ha de tener una componente hori­zontal.

B) En El Plano Genético

A) Los pliegues concéntricos son tales que las capas conservan su espesor. De ello resulta que, considerando por ejemplo un anticlinal, el radio de curvatura de las capas va disminuyendo con la profundidad de las mismas hasta ser nulo, hecho que resulta de una manera intuitiva al intentar dibujar un pliegue concéntrico según la definición. Más allá de este nivel límite, las capas situadas más bajas tienen necesariamente que comportarse distintamente: hay disarmonía de plegamiento en una parte y otra.

En realidad, el fenómeno se retarda por el hecho de que la disarmonía se realiza entre cada capa: en la génesis de un pliegue concéntrico las capas se deslizan unas sobre otras según los planos que las separan (planos de estratificación si se trata de rocas sedimentarias); la imagen es dada fácilmente por el plegamiento de un juego de naipes o de un libro en el que se ve que las páginas se han deslizado unas sobre otras por la deformación de su borde.

De manera que, invirtiendo el orden del razonamiento, es decir, restituyéndole su contexto natural, se ve que el pliegue concéntrico es el modo de deformación de las rocas laminares, ya que la laminación permite estos deslizamientos diferen­ciales; es por excelencia el pliegue de las rocas sedimentarias gracias a su estrati­ficación,

Los pliegues concéntricos producen un acortamiento de las capas que afectan: el acortamiento máximo está contenido en un plano perpendicular al plano axial y es igual a la diferencia de la longitud de la capa en este plano entre los dos puntos de inflexión que limitan los flancos del pliegue y la distancia que los separa en línea recta.

b) Los pliegues similares son unos pliegues tales que las curvas de las superficies plegadas sucesivas son idénticas entre ellas: se deducen las unas de las otras por una simple traslación paralela al plano axial; queda así bien claro que el espesor de las capas no se ha conservado.

Pueden obtenerse pliegues de este tipo por deslizamientos paralelos al plano axial; intuitivamente, la imagen es la del canto de un juego de naipes en el que se hacen deslizar las cartas unas sobre otras. Se observa que no es necesario que la roca sea previamente estratificada y que no existe un acortamiento evidente corres­pondiente a tales pliegues.

Pliegues concéntricos y pliegues similares tienen una repartición característica, A grosso modo, por encima del dominio del metamorfismo, o dicho de otra manera, en la superestructura, se forman pliegues concéntricos; éstos afectan casi únicamente a las rocas sedimentarias en razón de su estratificación, mientras que los zócalos cristalinos les son rebeldes en razón de su homogeneidad; es la razón de la diferenciación más simple en la superestructura: el zócalo se rompe, la cobertera se pliega. En el dominio del metamorfismo, o dicho de otra manera, en la infraestruc­tura, tienden a desarrollarse pliegues similares; el zócalo vuelve a encontrar así, más abajo un comportamiento más «plástico».

4.1.3. La Disarmonia

La disarmonía puede definirse, dentro de un plegamiento concéntrico, como un plegamiento diferencial de una capa respecto a otra por medio de deslizamientos a lo largo de los planos de estratificación; por tanto, es general y es la causa misma del desarrollo de los pliegues concéntricos.

4.1.4. Asociaciones De Pliegues

Los pliegues raramente están aislados y se agrupan para formar el todo o una parte de determinadas cadenas de montañas, según unos estilos estructurales y unos estilos regionales que examinaremos a continuación

Empezaremos definiendo algunas agrupaciones elementales tales como el anticli­nono o conjunto de pliegues que dibujan un anticlinal a mayor escala, y el sinclinorio o conjunto de pliegues que dibujan un sinclinal.

Estos términos son diferentes de los de anteclisa y sineclisa que designan pliegues anticlinales y sinclinales cuya anchura puede alcanzar varias decenas o varias cen­tenas de kilómetros, y que, definidos en la U.R.S.S., se encuentran principalmente en los dominios de plataforma; en el límite, las cuencas sedimen­tarias, como la cuenca de París, son unas sineclisas.

Una sucesión de varios pliegues, idénticos entre ellos, de tal manera que sus flancos tengan todos la misma inclinación, definen un estilo isoclinal muy generalizado entre los pliegues tumbados.

Unos anticlinales estrechos, separados por amplios sinclinales, manifiestan un estilo eyectivo (A); por el contrario, unos anticlinales y sinclinales sensiblemente de la misma dimensión manifiestan un estilo deyectivo (B).

4.1.5.Conclusión

Los pliegues son accidentes fundamentales de las cordilleras de montañas, hasta el punto de que se habla corrientemente de cordilleras de plegamiento. Pero coexisten en el espacio con otros accidentes: fallas por un lado, cabalgamientos y mantos de corrimiento por el otro. Y, como veremos, en el tiempo no se puede reducir la formación de las cordilleras de montañas a los plegamientos únicamente: entre otros argumentos, el hecho de que sea esencialmente la cobertera sedimentaria la que se pliegue, lo muestra claramente para todas las cordilleras de montañas en las que se encuentran importantes masas de zócalo, que es el caso más general; y, por otra parte, hemos visto que las fallas juegan el papel esencial en la génesis del relieve de las cordilleras de montañas. La expresión de cordillera de plegamiento no debe conducirnos a engaño.

4.2.- Fallas.

Falla, en geología, una línea de fractura a lo largo de la cual una sección de la corteza terrestre se ha desplazado con respecto a otra. El movimiento responsable de la dislocación puede tener dirección vertical, horizontal o una combinación de ambas. En las masas montañosas que se han alzado por movimiento de fallas, el desplazamiento puede ser de miles de metros que representan el efecto, acumulado a largo plazo, de desplazamientos pequeños e imperceptibles en vez de un gran levantamiento único. Sin embargo, cuando la actividad en una falla es repentina y abrupta, se puede producir un fuerte terremoto e incluso una ruptura de la superficie formando una forma topográfica llamada escarpe de falla. Tras millones de años, el movimiento horizontal a lo largo de la falla de San Andrés ha desplazado una sección de las zonas costeras del estado de California (EEUU) hacia el noroeste y ha producido poderosos terremotos. Las fallas más grandes, como esta última, que forman las fronteras entre las distintas placas de la corteza terrestre (véase Tectónica de placas), se activan por las fuerzas que causan la deriva continental. Es el caso de la Placa de Cocos, que afecta a toda la zona del Caribe. El movimiento en fallas locales menores puede ser debido a tensiones, como en las fallas que definen algunas cordilleras montañosas (por ejemplo, en el océano Pacífico), o a compresión, como en fallas donde se apilan estratos sedimentarios para formar también cordilleras de montañas.

La superficie sobre la que se ha producido un desplazamiento se llama superficie o plano de falla. Si el plano no es perpendicular pero el desplazamiento ha tenido un componente vertical, las rocas de un lado aparecerán posadas sobre las del otro. El lado más alto, o superior, se llama labio elevado o subyacente; el inferior se denomina labio hundido o yacente. En una falla normal, producida por tensiones, la inclinación del plano de falla coincide con la dirección del labio hundido. En una falla inversa, producida por las fuerzas que comprimen la corteza terrestre, el bloque llamado labio hundido en la falla normal, asciende sobre el plano de falla; de esta forma, las rocas de los estratos más antiguos aparecerán colocadas sobre los estratos más modernos, dando lugar así a los cabalgamientos. A veces, además de producirse este movimiento ascendente también se desplazan los bloques horizontalmente, es el caso de las fallas de desgarre o en cizalla. Si pasa tiempo suficiente, la erosión puede allanar las dos paredes destruyendo cualquier traza de ruptura de la superficie del terreno; pero si el movimiento de la falla esreciente o muy grande, puede dejar una cicatriz visible o un escarpe de falla con forma de precipicio.

4.2.1. Definiciones

Una falla es una ruptura acompañada de un movimiento relativo de los dos compartimientos que determina en los terrenos que afecta; se diferencia de:

las diaclasas, que son rupturas sin desplazamiento visible.

- las flexiones, que son cambios bruscos de buzamiento según una superficie determinada, pero sin ruptura; ocurre frecuentemente que una flexión resulta de la amortiguación de una falla en niveles sedimentarios.

La superficie de ruptura es llamada superficie de falla o, más corrientemente, plano de falla, dado que es aproximativamente plana; puede ocurrir que llegue a estar pulida por el movimiento, formando entonces un espejo de falla, normalmente revestido de una película de minerales cristalizados durante el movimiento (en gene­ral de calcita en los terrenos sedimentarios), y a veces estriado según unas direcciones que expresan los movimientos relativos de los dos compartimientos.

Los compartimientos definidos por una falle se terminan, en su límite con ella, por unos labios; hay un labio superior en el compartimiento levantado y un labio inferior en el compartimiento hundido.

El desplazamiento expresa el movimiento relativo de los dos compartimientos. De una manera general, corresponde a un movimiento cualquiera que se puede referir a tres componentes.

- una componente vertical, correspondiente a los movimientos relativos de hun­dimiento o levantamiento de los dos compartimientos; es el desplazamiento vertical o salto de falla;

- las otras dos componentes, horizontales

• una en el plano de falla, que expresa el deslizamiento relativo de los dos compartimientos; es el desplazamiento horizontal latera!,

• la otra, perpendicular al plano de falle, expresa la separación o acercamiento relativo de los dos compartimientos; es el desplazamiento horizontal transversal.

El desplazamiento, o las distintas componentes del desplazamiento, no se miden nunca con relación a dos referencias fijadas en la superficie topográfica; en efecto, ésta no depende únicamente de la estructura, sino también, en gran parte, de la erosión. El desplazamiento se mide con relación a dos referencias geológicas en cada compartimiento; por ejemplo, una capa de una edad determinada, un macizo plutó­nico o volcánico, otro accidente tectónico, etc.

La orientación de una falla es, en la dirección perpendicular al plano de falla, el sentido définido por el compartimiento hundido; expresa la dirección de la mirada de un observador que, colocado en el borde del labio superior, mirara el labio hundido. Así, las fallas que limitan los Vosgos con respecto a la Alsacia tienen una orientación este; las que limitan la Selva Negra con respecto a la región de Baden tienen una orientación oeste; pero las unas y las otras tienen una orientación «renana».

4.2.2.Clasificación

Las fallas se clasifican en función.

De su desplazamiento horizontal lateral (fig. 2-3); cuando estc desplazamiento es el único, se habla de desgarre; es fácil de comprender que un desgarre corresponde a un movimiento relativo de dos compartimientos, hacia la izquierda si el desgarre es siniestro, o hacia la derecha si el desgarre es diestro; esto puede apreciarse supo­niendo un observador colocado sobre uno de los compartimientos y mirando el despla­zamiento del otro delante suyo; es una situación análoga a la que uno se encuentra en un andén de la estación observando la llegada de un tren o la partida, o bien dentro del tren viendo alejarse el andén: el sentido del movimiento aparente es el mismo en los dos casos.

En todos los demás casos se habla simplemente de falla; lo cual significa que normalmente, el desplazamiento vertical predomina sobre los otros, de manera que tiene claramente un compartimiento levantado y un compartimiento hundido;

- de su desplazamiento horizontal transversal:

• si es nulo, la falla se dice vertical;

• si corresponde a un movimiento de extensión, se dice que la falla es directa (o normal); el plano de falla está inclinado hacia el compartimiento hundido;

• si corresponde a una compresión, se dice que la falla es inversa; entonces cl plano de falla está inclinado hacia el compartimiento levantado pareciendo que se sumerge debajo.

- de su posición con respecto a la estructura anterior de las rocas que afectan;

• las fallas se denominan direccionales si su plano contiene la dirección de las capas; se denominan transversales si les son perpendiculares.

• las fallas se denominan conformes si su plano está inclinado en el sentido de la pendiente de las capas, contrarias si su plano está inclinado en sentido contrario del buzamiento de las capas; en el primer caso, aumentan los efectos del buzamiento mientras en el segundo caso los efectos son contrarios,

De esta manera se define un vocabulario preciso compuesto por pares de términos, de modo que una misma falla se caracteriza por varios adjetivos, a razón de uno por pareja (los dos adjetivos de una misma pareja se excluyen); así, una falla puede ser a la vez inversa, direccional y contraria; etc.

Las diferenciaciones que se hacen a partir de los desplazamientos son las más importantes, ya que expresan la naturaleza y la orientación de los movimientos a los que fue sometida la roca afectada. Así, en la distinción falla directa- falla inversa, una corresponde a un movimiento de distensión y otra a un movimiento de compre­sión; de manera que, en una determinada región y para una fase tectónica igualmente determinada, las fallas son, o todas directas, o todas inversas con pocas excepciones. Pero la pareja distensión- compresión puede resolverse también por desgarres. Hace falta siempre el conjunto de los tres desplazamientos para poder juzgar los mecanis­mos productores de la falla o el desgarre considerado.

4.2.3.Agrupamiento De Las Fallas

- Las redes de fallas

En el caso más general, en que el sistema de esfuerzos tenga una orientación cualquiera, las fallas tienen un desplazamiento con tres componentes y constituyen dos familias subperpendiculares en las que los planos, no verticales, cortan la super­ficie topográfica según unas intersecciones que forman un ángulo variable y dibujan una red.

Una región fallada aparece por tanto como un damero cuyas casillas son gene­ralmente paralelogramos, raramente cuadrados, y con algunas casillas hundidas y otras levantadas

Frecuentemente - en función sin duda de la heterogeneidad del medio - una familia de fallas es mucho más importante que la otra; el parecido a un damero queda entonces enmascarado y las estructuras están alargadas en el sentido de las fallas principales.

En el caso siguiente:

- cuando las fallas limitan una zona hundida se dice que dibujan una «fosa» o «graben»; las fallas que limitan una fusa miran hacia ella;

- cuando las fallas limitan una zona levantada, se dice que dibujan un «pilar» o «horst»; las fallas que limitan un horst se orientan dándose la espalda, es decir, mi­rando a uno y otro lado del horst.

Pero, tanto en un caso como en otro, encontramos siempre las fallas secundarias cuya dirección completa la red.

Los casos extremos se dan:

- cuando el esfuerzo máximo es vertical: se forma un sistema de fallas directas cuyos planos se cortan según una horizontal: las intersecciones con la superficie topográfica son por tanto paralelas y no hay una red de fallas. Esto no es más que una apariencia ligada a la orientación de los planos de falla, ya que, en un plano vertical, las. dos familias se observan bien: cuando una de las familias es más importante que la otra, se definen las fallas sintéticas correspondientes al desplazamiento principal, y las fallas antitéticas subperpendiculares a las precedentes y cuyos desplazamientos secundarios permiten la adap­tación de los terrenos a los movimientos de extensión.

- cuando el esfuerzo máximo es horizontal: se forma un sistema de desgarres, cuyos planos se cortan según una vertical; las intersecciones con la superficie topográfica son, por tanto, perpendiculares; evidentemente, una de las familias es diestra y la otra siniestra; y con frecuencia, igualmente, una de las familias es más importante que la otra.

Estos casos, raros, permiten comprender que en el caso general las dos familias de una red de fallas cualquiera son tales que, por su desplazamiento vertical, la una es sintética y la otra antitética y por su desplazamiento horizontal lateral, la una es diestra y la otra siniestra

4.2.4.Conclusión

Las fallas son, por tanto, unos accidentes de gran importancia, a los cuales la corteza terrestre debe un determinado número de sus aspectos más notables; el hecho es neto en las regiones fuera de los cinturones orogénicos, como en el África Oriental o en las dorsales centro-oceánicas. Pero no lo es menos en los cinturones orogénicos donde la complicación de las estructuras anteriores no debe ocultar el hecho esencial de que el relieve actual debe sus rasgos más destacados a unos conjuntos de fallas. Por ejemplo teniendo en cuenta el hundimiento de la llanura del Po en el que se acumulan hasta 6000 m de terrenos pliocuaternarios y el levan­tamiento de los Alpes hasta más de 4000 m, se ve que hay sistemas de fallas plio­cuaternarias de varios kilómetros, de desplazamiento vertical, entre éstas y aquélla...

Estas observaciones ponen en su lugar relativo las otras estructuras tectónicas a las que, tradicionalmente, se presta más atención.

Este es un ejemplo de un conjunto de fallas en California en la que se notan los tumbamientos y los cabalgamientos.

4.3.- Placas. Deriva Continental

Tectónica de placas, teoría de tectónica global (deformaciones estructurales geológicas) que ha servido de paradigma en la geología moderna, para la comprensión de la estructura, historia y dinámica de la corteza de la Tierra. La teoría se basa en la observación de que la corteza terrestre sólida está dividida en unas veinte placas semirrígidas. Las fronteras entre estas placas son zonas con actividad tectónica donde tienden a producirse sismos y erupciones volcánicas.

4.3.1.Origen

Aunque la revolución de la tectónica de placas en el pensamiento geológico ha ocurrido hace poco (en las décadas de 1960 y de 1970), las raíces de la teoría fueron establecidas por observaciones y deducciones anteriores. En uno de estos descubrimientos, James Hall, geólogo neoyorquino, observó que los sedimentos acumulados en cordilleras montañosas son al menos diez veces más gruesos que los del interior continental de la Tierra. Este hecho estableció las bases de la teoría geosinclinal posterior que afirma que la corteza continental crece por acumulaciones progresivas originadas como geosinclinales antiguos y plegados, endurecidos y consolidados en placas. Esta teoría quedó bien establecida en el siglo XX. Otro descubrimiento del siglo XIX fue la existencia de una dorsal en medio del océano Atlántico; hacia la década de 1920, los científicos llegaron a la conclusión que esta dorsal se extendía dando casi una vuelta completa a la Tierra.

En el periodo entre 1908 y 1912, las teorías de la deriva continental fueron propuestas por el geólogo y meteorólogo alemán Alfred Wegener y otros, que descubrieron que las placas continentales se rompen, se separan y chocan unas con otras. Estas colisiones deforman los sedimentos geosinclinales creando las cordilleras de montañas futuras. Los trabajos geofísicos sobre la densidad de la Tierra y las observaciones de los petrólogos habían mostrado con anterioridad que la corteza terrestre se compone de dos materiales bien distintos: el sima, formado por silicio y magnesio, por lo general basáltica y característica de la corteza oceánica; y el sial, de silicio y aluminio, por lo general granítica y característica de la corteza continental. Wegener creía que las placas continentales siálicas se deslizaban sobre la corteza oceánica simática como hacen los icebergs en el océano. Este razonamiento era falaz, porque la temperatura de fusión del sima es mayor que la del sial. Después los geólogos descubrieron la llamada astenosfera, capa semisólida, situada en el manto terrestre debajo de la corteza, a profundidades entre 50 y 150 km. Primero se conjeturó y luego se demostró sísmicamente que era un material plástico que podía fluir despacio.

Uno de los argumentos más fuertes de Wegener para justificar la deriva continental era que los bordes de los continentes tenían formas que encajaban. Para defender su teoría, indicó que las formaciones rocosas de ambos lados del océano Atlántico —en Brasil y en África occidental— coinciden en edad, tipo y estructura. Además, con frecuencia contienen fósiles de criaturas terrestres que no podrían haber nadado de un continente al otro. Estos argumentos paleontológicos estaban entre los más convincentes para muchos especialistas, pero no impresionaban a otros (en su mayor parte geofísicos).

Los mejores ejemplos dados por Wegener de las fronteras continentales hendidas, como se ha mencionado, estaban en ambos lados del océano Atlántico. De hecho, Sir Edward Bullard probó el encaje preciso mediante una computadora y presentó sus resultados a la Sociedad Real de Londres: el ajuste era perfecto. El error medio de estos límites es menor de un grado. Sin embargo, a lo largo de otras márgenes oceánicas, no se encuentra una complementariedad similar: por ejemplo, en el cinturón que circunvala el Pacífico o en el sector de Myanmar (Birmania) e Indonesia del océano Índico. Estos puntos de discrepancia subrayan una característica de los bordes continentales señalada por el famoso geólogo vienés Eduard Suess, hacia 1880. Reconoció un `tipo atlántico' de margen, identificado por el truncado abrupto de antiguas cadenas montañosas y por estructuras hendidas, y un `tipo pacífico', marcado por montañas dispuestas en cordilleras paralelas, por líneas de volcanes y por terremotos frecuentes. Para muchos geólogos, las costas de tipo pacífico parecen estar localizadas donde los geosinclinales se deforman y se elevan para formar montañas.

4.3.2.Expansión del fondo marino

En la década de 1920, el estudio de los lechos marinos progresó cuando el sonar, dispositivo de sondeo con eco, fue modificado para medir las profundidades oceánicas. Con un sonar se podía medir la topografía submarina y establecer su cartografía. Más tarde, los geofísicos adaptaron los magnetómetros aéreos para poder medir variaciones de intensidad y orientación geomagnética. Las travesías de los magnetómetros transportados en barcos por las dorsales oceánicas mostraron que las rocas de un lado de la dorsal producían un motivo reflejado del de las rocas del otro lado. Los métodos de datación aplicados a las rocas corticales basálticas del lecho marino mostraron que la materia más cercana a la dorsal era mucho más joven que la lejana (de hecho, era relativamente reciente). Además, no se encontraron capas de sedimentos marinos en la cumbre de la dorsal, pero aparecían a cada lado, otras más antiguas y gruesas a mayor distancia. Estas observaciones, añadidas a las del gran flujo de calor, hicieron pensar que la dorsal es el lugar donde se crea la corteza oceánica nueva; el material llega por corrientes de convección de lava caliente, pero se enfría y solidifica con rapidez al contacto con el agua fría del fondo oceánico. Para dejar sitio a esta suma continua de nueva corteza, las placas deben separarse lenta pero de forma constante. En el Atlántico norte, la velocidad de separación es de sólo 1 cm al año, mientras que en el Pacífico es de más de 4 cm al año. Estos movimientos relativamente lentos, impulsados por corrientes de convección térmicas originadas en las profundidades del manto terrestre, son los que han generado, en el curso de millones de años, el fenómeno de la llamada deriva continental.

En la década de 1960, los datos detallados del suelo oceánico fueron agrupados e incorporados en mapas fisiográficos donde el relieve submarino fue representado por científicos del Observatorio Geológico Lamont en la Universidad de Columbia. Se dieron cuenta de que la cresta de las dorsales oceánicas tiene la forma de una rendija, o grieta, de unos pocos kilómetros de ancho, situada en el centro de la dorsal. También descubrieron que en el mar Rojo la dorsal penetra en el continente africano para convertirse en el famoso valle del Rift, que llega desde el valle del Jordán y el mar Muerto, pasando por el mar Rojo, a Etiopía y al este de África. Resulta evidente que la dorsal marca una división en la corteza terrestre como lo hace en la oceánica.

Los nuevos mapas fisiográficos del fondo del océano también revelan, por primera vez, que las crestas de las dorsales tienen muchas grietas, llamadas zonas de fractura. Estas grietas señalan la dirección de las fallas de transformación (lo que se llama `deslizamiento según el rumbo') que se han desarrollado para compensar las tensiones generadas por velocidades distintas de expansión del suelo marino. Aunque la mayoría de estas fallas están ocultas bajo el océano, una de ellas, la falla de San Andrés conocida por su propensión a los terremotos, emerge del océano Pacífico, cerca de San Francisco, en California y atraviesa cientos de kilómetros de tierra.

4.3.3.Arcos volcánicos y subducción

Ya en la década de 1930, sismólogos estadounidenses descubrieron problemas dinámicos particulares de las costas de tipo pacífico. Mostraron que hay terremotos asociados a estas zonas en puntos de baja profundidad en el lado exterior (u oceánico) de los arcos de islas volcánicas, pero que la profundidad de las sacudidas crece hasta alcanzar un máximo de 700 km a una distancia de 700 km hacia tierra desde el frente del arco. Analizando con detalle un caso particular, el geólogo estadounidense Hugo Benioff concluyó que esta geometría representa un plano de falla que se extiende a través de la corteza hasta el manto superior, inclinado hacia abajo con un ángulo de unos 45°. En 1906, se propuso la existencia de una estructura similar, la parte sur de los Alpes penetrando bajo su parte norte. En la década de 1950 se llamó a este proceso subducción.

Se ha probado la existencia de planos de subducción similares a lo largo de casi todas las costas de tipo pacífico (donde no se han encontrado hay pruebas geológicas que muestran que antes había, pero que ahora están inactivas). Muchas de estas zonas revelan un sistema de fallas mayor que corre paralelo al sistema montañoso general. A lo largo de intervalos muy prolongados, el movimiento de una falla pasa de gradual a abrupto y se puede producir un desplazamiento de entre 1 y 5 m en un único terremoto. Fallas así se han encontrado en Chile, Alaska, Japón, Taiwan, Filipinas, Nueva Zelanda y Sumatra.Durante la subducción, la corteza oceánica penetra en el manto y se funde. Al reciclarse de forma continua, no hay zonas de la corteza moderna de los océanos que tengan más de 200 millones de años de antigüedad. Los bloques corticales se mueven y chocan constantemente cuando son transportados por las distintas placas.

Una consecuencia importante de la fusión de la corteza oceánica subducida es la producción de magma nuevo. Cuando la corteza se funde, el magma que se forma asciende desde el plano de subducción, en el interior del manto, para hacer erupción en la superficie terrestre. Las erupciones de magma fundido por subducción han creado cadenas largas y arqueadas de islas volcánicas, como Japón, Filipinas y las Aleutianas. Allí donde una placa tectónica oceánica es subducida bajo corteza continental, el magma producido hace erupción en los volcanes situados a lo largo de cadenas montañosas lineales, conocidas como cordilleras, hasta una distancia de unos 100 km tierra adentro desde la zona de subducción (esta zona se sitúa a lo largo de una zanja submarina situada a cierta distancia del continente). Además de crear y alimentar volcanes continentales, la fusión de la corteza oceánica subducida es responsable de la formación de algunos tipos de yacimientos de minerales metálicos valiosos.

4.3.4.Teoría integrada de la tectónica de placas

Con todos estos conocimientos sobre la expansión del fondo marino y sobre las zonas de subducción, lo que quedaba era combinarlos en un sistema integrado de geodinámica. En la década de 1950, el geofísico canadiense J. Tuzo Wilson demostró la continuidad global de las zonas de subducción, bastante parecida a los pespuntes de una pelota de fútbol. El geólogo estadounidense Harry Hammond Hess señaló que, si el fondo oceánico se separaba en un lado del globo, debía producirse subducción en el otro; si no, el tamaño de la Tierra aumentaría sin parar. Xavier LePichon, estudiante francés de sismología en Lamont, estudió la geometría de las placas a partir de datos sísmicos y el geofísico estadounidense Robert Sinclair Dietz tomó las pruebas de Wegener sobre la deriva continental y reconstruyó las posiciones de los continentes y de las placas continentales en fases sucesivas desde la actualidad hasta hace unos 200 millones de años. Desde entonces, la teoría de la tectónica de placas ha sido debatida, probada y extendida; se ha convertido en un nuevo paradigma y en el centro de la controversia de las ciencias geológicas.

4.3.5.Deriva Continental: Fases