constitución de la tierra

UNIDAD 3: CONSTITUCIÓN DE LA TIERRA Y PRINCIPIOS DE GEODINÁMICA INTERNA

Mgtr. Vicente Albiñana Torregrosa

Facultad de Ingeniería/ Escuela de Ingeniería Civil Ambiental / Ingeniería Geológica

ÍNDICE

1. ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

3. LAS ROCAS Y EL CICLO DE LAS ROCAS

4. TEORÍA DE TECTÓNICA DE PLACAS

2. LA SUPERFICIE DE LA TIERRA

3


4

GEODINÁMICA INTERNA

La Tierra experimenta un conjunto de fenómenos desarrollados tanto en su

superficie como en zonas más profundas. Los más superficiales son estudiados

por la denominada Geodinámica Externa, mientras que los procesos que se

generan y desarrollan en las zonas más o menos profundas del globo terrestre –

los llamados procesos geológicos internos- los estudia la Geodinámica Interna.

El término geodinámica implica que se trata de fenómenos que evolucionan y no

son, por tanto, estáticos. Los procesos internos tienen su origen en la energía

acumulada en el interior de la Tierra y su característica fundamental es que, a

diferencia de los externos, no son directamente observables; los deducimos por

métodos indirectos, mediante la interpretación de sus efectos sobre los

materiales que constituyen la corteza terrestre.


ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA

TIERRA

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MÉTODO SÍSMICO

Para el estudio del interior de la Tierra se han venido

aprovechando desde hace varias décadas las

vibraciones naturales producidas por los terremotos. La

liberación de energía en el hipocentro o foco de un

terremoto producen ondas que, partiendo de él, se propagan en todas direcciones.


MÉTODO SÍSMICO

• En un terremoto se transmiten ondas que viajan por el interior de la Tierra. Estas

ondas, al cambiar de medio de propagación, se refractan y cambian su trayectoria y

su velocidad, lo que nos permite observar cambios en el interior de la Tierra. Estas

ondas están divididas en dos grupos: ondas primarias (P) y secundarias (S).

• También se propagan ondas de superficie. Debido a su baja frecuencia provocan

resonancia en edificios con mayor facilidad causando los efectos más devastadores.

Son de dos tipos: ondas Rayleigh y ondas Love.

INTERNAS SUPERFICIALES


MÉTODO SÍSMICO (ONDAS SUPERFICIALES) ONDAS DE RAYLEIGH

Cuando un sólido posee una superficie libre, como la superficie de la Tierra, pueden

generarse ondas que viajan a lo largo de la superficie. Estas ondas tienen su máxima

amplitud en la superficie libre, la cual decrece exponencialmente con la profundidad. La

trayectoria que describen las partículas del medio al propagarse la onda es elíptica

retrógrada y ocurre en el plano de propagación de la onda. Una analogía de estas ondas

lo constituyen las ondas que se producen en la superficie de la Tierra.


MÉTODO SÍSMICO (ONDAS SUPERFICIALES) ONDAS LOVE

Se generan sólo cuando un medio elástico se encuentra estratificado. Las ondas se

propagan con un movimiento de las partículas, perpendicular a la dirección de

propagación y polarizadas en el plano de la superficie de la Tierra, es decir, sólo poseen la

componente horizontal a la superficie. Su amplitud decrece rápidamente con la

profundidad.


MÉTODO SÍSMICO (ONDAS EN PROFUNDIDAD) ONDAS P (PRIMARIAS)

Las ondas P son ondas longitudinales, lo cual significa que el suelo es alternadamente

comprimido y dilatado en la dirección de propagación. Estas ondas generalmente viajan a

una velocidad 1.73 veces de las ondas S y pueden viajar a través de cualquier tipo de

material. Velocidades típicas son 330 m/s en el aire, 1450 m/s en el agua y cerca de 5000

m7s en el granito.


MÉTODO SÍSMICO (ONDAS EN PROFUNDIDAD) ONDAS S (SECUNDARIAS)

Son ondas transversales o de corte, lo cual significa que el suelo es desplazado

perpendicularmente, a la dirección de propagación, alternadamente hacia un lado y hacia

otro. Las ondas S pueden viajar únicamente a través de sólidos debido a que los líquidos

no pueden soportar esfuerzos de corte. Su velocidad es alrededor de 58% la de una onda

P, para cualquier material sólido.


MÉTODO SÍSMICO (ONDAS EN PROFUNDIDAD) VELOCIDAD DE PROPAGACIÓN

Las fórmulas que definen las velocidades de propagación son:

ONDAS P ONDAS S

d

kvp

3/4

dvs

Vs =

Donde:

= Módulo de incompresibilidad del medio.

= Módulo de rigidez.

= Densidad

k

d


MÉTODO SÍSMICO (ONDAS EN PROFUNDIDAD) VELOCIDAD DE PROPAGACIÓN

A mayor densidad del medio, menor velocidad de las ondas. Los medios muy

densos absorben mucha energía sísmica porque hace falta mucha energía para

hacer vibrar un átomo pesado.

La velocidad de propagación de los dos tipos de ondas es proporcional a la

rigidez del medio. Cuanto más rígido es un medio más fijas son las posiciones

de las partículas, a las que vuelven fácilmente tras la vibración sin absorber

mucha energía.

En los fluidos (rigidez nula) se trasmiten las ondas P porque también depende

de la incompresibilidad, pero no las ondas S. como en un fluido las partículas no

tienen una posición fija, no pueden vibrar en torno a ella.

Vs =

MÉTODOS INDIRECTOS

MÉTODO SÍSMICO

PROPIEDADES DE LAS ONDAS SÍSMICAS

Su velocidad depende de la densidad y elasticidad de los materiales que atraviesen. Cuanto más rígido

es el material, más velocidad alcanzan las ondas.

Dentro de un mismo material, la velocidad suele aumentar, al hacerlo la presión, por mayor compresión

de las rocas.

Las ondas P, al ser compresivas, pueden trasmitirse por los líquidos al igual que por los sólidos, pues

ambos se oponen a la compresión.

Las ondas S, de cizalla, no pueden transmitirse en los líquidos, porque éstos no presentan esfuerzos de

cizalla, sino que fluyen.

Las ondas P viajan más deprisa que las S en cualquier material.

Al cambiar de medio de propagación, las ondas sísmicas, como todas las ondas, se refractan y cambian

su trayectoria y su velocidad, lo que nos permite observar cambios de material en el interior de la Tierra.


EL INTERIOR DE LA TIERRA

Si el interior de la Tierra fuera

homogéneo, las ondas sísmicas se

propagarían en línea recta.

Sin embargo, al aumentar la

velocidad con la profundidad, en

realidad se propagan siguiendo

líneas curvas por la refracción de

las ondas.

Con sismógrafos más sensibles se

detectaron cambios bruscos en la

velocidad, lo que llevó a la

conclusión de la existencia de

capas.

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15


En consecuencia, si se interpreta un gráfico de variación de las velocidades

sísmicas en el interior de la Tierra, se observan variaciones graduales y otras

bruscas (discontinuidades) que separan cada una de las grandes divisiones de

la Tierra o geosferas. Estas divisiones separan unidades con distintas

propiedades físicas (Litosfera, Astenosfera, Mesosfera, Núcleo externo y

núcleo interno).

Sin embargo, algunas de estas unidades tienen aproximadamente la misma

composición lo que justifica la clásica división geoquímica en corteza, manto

y núcleo.


CAPAS DEFINIDAS POR SU COMPOSICIÓN (UNIDADES GEOQUÍMICAS)

Estas capas se formaron probablemente en las primeras etapas de la historia de

la Tierra, cuando, debido a la fusión parcial, los materiales se estratificaron

por densidades.

Esto llevó a tres regiones principales:

La corteza: capa externa y delgada, de 3 a 70 km de espesor, según se

mida en los océanos o en continentes, respectivamente.

El manto: capa de roca sólida, rica en sílice, hasta 2900 km de profundidad.

El núcleo: esfera rica en hierro.



LA CORTEZA

Grosor medio de 20 km.

Capa más delgada de la Tierra.

Grandes diferencias entre la corteza continental

y la oceánica.

Corteza continental Corteza oceánica

• Formada por rocas de todo tipo. En las

zonas más profundas predominan las

rocas metamórficas.

• Espesor entre los 35 km (interior estable) y

los 70 Km (zonas montañosas).

• Densidad media de sus rocas: 2,7 g/cm3.

• 4000 millones de años.

• Superficie heterogénea: valles, montañas,

mesetas…

• Formada por rocas volcánicas (basaltos) en

superficie y plutónicas (gabros) en

profundidad.

• Mucho más delgada (de 3 a 15 km).

• Más densa (3 g/cm3).

• Mucho más joven (180 millones de años o

menos).

• Superficie muy homogénea (llanura abisal).



EL MANTO

Espesor de casi 2.900 km (abarca más del 80% del volumen del planeta).

Las ondas S viajan bien por el manto, por lo que se considera de roca sólida.

Temperatura entre 1000 y 5000 C.

Manto superior: Desde la discontinuidad de Moho hasta los 660 km. Manto inferior: Desde los 660 km hasta la discontinuidad de Gutenberg



EL MANTO

MANTO SUPERIOR Existe un acuerdo general de que el manto superior está formado por algún tipo de peridotitas (roca ultrabásica pobre en sílice y sin feldespato) basándose en evidencias indirectas: • Densidad 3.3 coincidente con la del manto. • En los sondeos realizados sobre bloques oceánicos levantados y erosionados se han encontrado

peridotitas bajo los materiales de la corteza oceánica. • A las temperaturas del manto las peridotitas se fundirían parcialmente dando magmas basálticos (los

más comunes que llegan a la superficie desde el manto). • Anisotropía sísmica del manto. En las peridotitas abundan los minerales muy anisótropos (olivinos y

piroxenos) y la medición de las variaciones de velocidad en estas rocas y el manto son prácticamente iguales.

MANTO INFERIOR No debe tener una composición muy distinta de la del superior, aunque los átomos se aproximarán, deformando la estructura al hacerlo, debido a las altas presiones reinantes.



EL NÚCLEO

El núcleo terrestre es una esfera de 3.486 km de radio (mayor que Marte).

1/6 del volumen y 1/3 de la masa de la Tierra.

Presión millones de veces superior a la atmosférica.

Temperaturas de más de 6.700 ºC.

Tiene una capa externa líquida y otra interna sólida.

Densidad y composición

• El núcleo es muy denso, con una media de 11 g/cm3 y un máximo de 14 g/cm3.

• Se considera que éste está formado por una aleación de hierro con un 5 a 10 %

de níquel y, quizá, otros compuestos como azufre y oxígeno.



CAPAS DEFINIDAS POR SUS PROPIEDADES FÍSICAS (UNIDADES DINÁMICAS)

Con la profundidad, aumenta la presión y la temperatura en el interior de la

Tierra.

15ºC de media en la superficie.

1.400ºC a 100 km de profundidad.

6.700ºC del centro del planeta.

El aumento de la presión y la temperatura modifican la densidad de las rocas

y, por tanto, sus propiedades físicas y mecánicas.




Litosfera Es la capa superficial de la Tierra, fría y de carácter rígido, formada por la corteza y parte del manto superior. Puede llegar hasta unos 250 km de profundidad, aunque normalmente es de 100 km. Presenta heterogeneidades tanto en su distribución vertical como horizontal. No es igual bajo los continentes y los océanos.




Litosfera La litosfera continental presenta dos niveles rígidos y otro intermedio más plástico, mientras que en la oceánica falta este último nivel. Esta estructura tiene dos consecuencias muy importantes: • Escasos terremotos en la corteza continental inferior respecto de la superior (la mayoría

de los movimientos se traducen en deformación plástica de las rocas).

• Relativa facilidad de despegue de la parte superior de la corteza, deslizando sobre el resto de la litosfera, dando lugar a los típicos cinturones de cabalgamiento de las cadenas montañosas.




Astenosfera Situada bajo la litosfera y caracterizada por la disminución de la velocidad sísmica. No está bien definida en todas las áreas, encontrando las mayores variaciones bajo los continentes llegando a no detectarse en las zonas más antiguas de los mismos. La disminución de velocidad parece indicar una disminución de la rigidez, explicada por la proximidad de esta zona a la temperatura de inicio de fusión.




Mesosfera Manto existente bajo la astenosfera. Es una capa intermedia, sometida a gran temperatura y presión y con capacidad para fluir (existencia de corrientes de convección). Se extiende hasta los 2.900 km de profundidad, donde empieza en núcleo.




Núcleo El núcleo está formado de hierro y níquel y se divide en dos capas. El núcleo externo, una capa de 2.270 km, es líquido, el flujo convectivo metálico en su interior genera el campo magnético terrestre. El núcleo interno, una esfera de 3.486 km, aunque a mayor temperatura, se comporta como un sólido, debido a las elevadas presiones reinantes.



DISCONTINUIDADES

Los estudios sismológicos de los siglos XIX y XX han permitido tener una visión

detallada del interior de la Tierra, separado en capas por medio de discontinuidades.



DISCONTINUIDADES

DISCONTINUIDAD DE

MOHOROVICIC

Separa la corteza del manto, a unos

10 Km de profundidad bajo los

océanos y entre 30-40 Km bajo los

continentes.

Se trata de una discontinuidad muy

neta bajo los océanos y partes

antiguas de los continentes, pero

mucho más difusa en zonas muy

dinámicas (cadenas de montañas

recientes).



DISCONTINUIDADES DISCONTINUIDAD DE GUTENBERG

Separa el manto del núcleo. Está

situada a los 2900 Km de

profundidad. Es la más nítida de todas

al caer la velocidad de las ondas P

bruscamente de 13 a 8 Km/h y las

ondas S dejan de propagarse.

Ambos fenómenos se explican por el

paso del manto inferior sólido al

núcleo externo, que estaría fundido

(gran incompresibilidad, no se

transmiten las ondas S).



DISCONTINUIDADES

DISCONTINUIDAD DE LEHMANN

Separa el núcleo externo del interno.

Entre los 5000 y 5200 Km de

profundidad se produce un aumento

brusco de la velocidad de las ondas

P, interpretado como un aumento de

rigidez (paso del núcleo externo

fundido al interno sólido).



Compuesta principalmente por: Continentes Cuencas oceánicas.

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CARACTERÍSTICAS DE LOS CONTINENTES

LOS CINTURONES MONTAÑOSOS

Son las regiones más prominentes de los continentes.

Los más jóvenes, de hasta 100 millones de años, se hallan en zonas

diferenciadas:

El cinturón del Pacífico (oeste de América y arcos de islas volcánicas

del Pacífico occidental).

El cinturón este-oeste que va desde los Pirineos y los Alpes hasta el

Himalaya e Indonesia. También se encuentran montañas más antiguas,

como los Apalaches o los Urales.


Dos tipos de regiones diferenciadas:

• Áreas extensas, planas y estables.

• Regiones elevadas formando cinturones montañosos.

CARACTERÍSTICAS DE LOS CONTINENTES

Los continentes presentan dos tipos de regiones diferenciadas: áreas extensas,

planas y estables, y regiones elevadas formando cinturones montañosos.

LOS CINTURONES MONTAÑOSOS

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CARACTERÍSTICAS DE LOS OCEANOS

La cartografía del fondo oceánico mediante sónar ha determinado las siguientes

estructuras:

MÁRGENES CONTINENTALES

Son las zonas cercanas a los continentes.

Contienen la plataforma continental, el talud continental y el pie del talud.

En la mayoría de las costas hay una plataforma submarina de suave

pendiente llamada plataforma continental. Es continente sumergido.

El límite continente-océano viene dado por el talud continental, con

gran pendiente.

Si no hay fosas, el talud acaba en una zona de menor pendiente, el pie

de talud.

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estructuras:

CUENCAS OCEÁNICAS PROFUNDAS

Se hallan entre los márgenes continentales y las dorsales.

Formadas por:

Llanuras abisales: regiones muy llanas.

Fosas submarinas: depresiones de gran pendiente y con hasta 11.000

metros de profundidad.

Montes submarinos: volcanes sumergidos.

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estructuras:

DORSALES OCEÁNICAS

Son las estructuras más elevadas del fondo marino.

Una inmensa cordillera que se extiende por todos los océanos a lo largo de más

de 70.000 km, de origen volcánico y gran actividad magmática.

38




estructuras:

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3. EL CICLO DE LAS ROCAS

LAS ROCAS Y EL CICLO DE LAS ROCAS

Las rocas son el principal componente de nuestro planeta.

Se encuentran en una variedad casi ilimitada, ya que se componen de una

mezcla de cristales o granos más pequeños, con composición y propiedades

diversas, llamados minerales.

Los minerales determinan en gran medida las propiedades físicas y químicas

de las rocas.

Dichas propiedades permiten determinar cómo se formaron las rocas y

facilita la localización de recursos minerales y energéticos.

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LAS ROCAS Y EL CICLO DE LAS ROCAS

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3. EL CICLO DE LAS ROCAS

4. TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS

Teoría fijista (hasta s. XIX):

Intentaban explicar el nacimiento de las cordilleras sin

recurrir a desplazamientos horizontales de la corteza.

Teoría movilista (s. XX):

Admiten la existencia de desplazamientos horizontales en

la corteza terrestre. La teoría de la tectónica de placas en

una teoría movilista aceptada actualmente por los

geólogos.

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LA DERIVA CONTINENTAL

1915 (Wegener): teoría radical la deriva continental

Hace 200 millones de años los continentes actuales estaban unidos en uno

solo llamado Pangea que en el Mesozoico comenzó a fragmentarse hasta

dar lugar a los continentes actuales.

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EVIDENCIAS GEOGRÁFICAS

Semejanza entre las líneas de costa de África y América del Sur.

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EVIDENCIAS PALEONTOLÓGICAS

Existencia de fósiles idénticos en continentes separados por océanos

Mesosaurus, un reptil fluvial de hace unos 260 millones de años, vivió en

Sudamérica y África.

Glossopteris, un helecho fósil de clima subpolar de la misma época, se

encontró en África, Australia, India, Sudamérica y la Antártida.

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EVIDENCIAS GEOLÓGICAS

Rocas ígneas de Brasil eran muy semejantes a otras halladas en África.

La cadena montañosa de los Apalaches, al este de Estados Unidos, parece

continuarse en las montañas de Escandinavia, las Islas Británicas y el norte de

África.

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EVIDENCIAS PALEOCLIMÁTICAS (paleo = antiguo)

Pruebas de clima glacial durante el Paleozoico (hace unos 300 millones de años) en

Sudamérica, África, India y Australia, mientras que en otras partes de la Tierra había

un clima tropical.

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RECHAZO DE LA TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL

La teoría de Wegener tenía varios puntos débiles:

La rotación terrestre junto a la atracción gravitatoria de la Luna eran los

responsables del movimiento de los continentes.

Los continentes se desplazaban sobre los océanos.

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PALEOMAGNETISMO

La Tierra actúa como un imán gigantesco.

En su interior se genera un campo magnético que hace que, por ejemplo, las

agujas de las brújulas señalen al polo norte magnético, muy cercano al polo norte

geográfico.

Las rocas ígneas contienen minerales de tipo ferromagnético que también se

orientan según el campo magnético terrestre.

A medida que el magma se enfría, los minerales ferromagnéticos se orientan

según dicho campo y una vez formada la roca ígnea esa orientación queda

“congelada” y permanece en el tiempo, indicando dónde se encontraban los

polos magnéticos de la Tierra en el momento de su formación.

Esos mismos minerales indican, por su inclinación, la latitud de la roca cuando

se magnetizó. 49


EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO

ESTUDIO DEL FONDO OCEÁNICO

Tras la II Guerra Mundial, gracias a inventos como el sónar, se comenzó un

estudio sistemático del fondo del océano y se descubrieron cosas sorprendentes.

Los fondos oceánicos más antiguos sólo tenían 180 millones de años, eran

muy jóvenes comparados con algunas rocas de la superficie de casi 4.000

millones de años.

Por otro lado, la edad de las rocas aumentaba a medida que se

encontraban más lejos de las dorsales, así como también crecía el grosor

de los sedimentos en la misma dirección.

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EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO HIPÓTESIS DE LA EXPANSIÓN DEL FONDO

OCEÁNICO

Las dorsales eran lugares por donde ascendía material procedente del manto,

expandiendo lateralmente el suelo oceánico y creando nueva corteza oceánica.

Esto explicaba la distribución de edades y sedimentos de las rocas marinas.

Por otra parte, esta corteza se

introducía nuevamente en el

manto cerca de las fosas

submarinas, destruyendo el

suelo más antiguo y

justificando la “juventud” del

fondo marino.

Las corrientes de convección

de materiales del manto serán

las responsables de este

movimiento continental que

Wegener no llegó a explicar. 51


LA TECTÓNICA DE PLACAS

PLACAS TECTÓNICAS

La corteza y parte del manto superior (litosfera) se comportan como una capa rígida

que está dividida en fragmentos llamados placas.

Las placas litosféricas se mueven unas respecto a otras, interaccionando y

cambiando de tamaño y forma.

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Deriva continental

Expansión del fondo oceánico

TECTÓNICA DE

PLACAS


PLACAS TECTÓNICAS

El movimiento de las placas es muy lento (unos 5 cm al año) pero constante, y es la

causa de terremotos, volcanes y formación de cordilleras. 53



BORDES DE PLACA

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Bordes divergentes o constructivos

Las placas se separan

Se crea nuevo suelo oceánico.

Bordes convergentes o destructivos

Las placas se juntan y se destruye suelo oceánico.

Se forman fosas, o colisionan dando lugar a cadenas montañosas.

Bordes de falla transformante o pasivos

Las placas se deslizan una respecto a otra.

No se forma ni se destruye litosfera.



BORDES DIVERGENTES

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Coinciden en su casi totalidad con las

dorsales oceánicas.

Constantemente aflora magma

procedente del manto y se crea

litosfera oceánica

Dorsales: cadenas montañosas de origen

volcánico con más de 70.000 km de

longitud global que recorren todos los

océanos.

Son anchas, de 1.000 a 4.000 km.

En su eje central suele aparecer una

profunda falla llamada rift .



BORDES CONVERGENTES

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Fenómeno de subducción: una placa se introducirá bajo otra y se incorporará al

manto.

I. CONVERGENCIA OCEÁNICA-CONTINENTAL

Siempre que chocan una litosfera

oceánica con una continental, la

primera, más delgada y densa, subduce

bajo la segunda.

A medida que subduce, al agua que

arrastra hace que el manto, a unos 100

km de profundidad, funda y ascienda

en forma de magma basáltico.

Se forman arcos volcánicos

continentales.

Ejemplo: Los Andes



BORDES CONVERGENTES

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II. CONVERGENCIA OCEÁNICA-OCEÁNICA

Una de las placas oceánicas subduce bajo la otra y se producen los mismos

fenómenos vistos.

El resultado es un arco de islas volcánicas.

Las Aleutianas, las Kuriles o Japón son ejemplos notables.



BORDES CONVERGENTES

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II. CONVERGENCIA CONTINENTAL-CONTINENTAL

Cuando dos litosferas continentales chocan, su grosor y poca densidad impiden que

haya subducción, por lo que ambas colisionan.

El resultado es una cordillera intercontinental, formada por rocas muy plegadas,

sedimentos marinos y fragmentos de arcos volcánicos.

El caso más llamativo es la cordillera del Himalaya.



BORDES DE FALLA TRANSFORMANTE O PASIVO

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Zonas donde las placas se

desplazan una al lado de la otra sin

que haya creación ni destrucción

de litosfera.

La mayoría se encuentran uniendo

segmentos de las dorsales en las

llamadas zonas de fractura.



EL MOTOR DE LAS PLACAS

60

Actualmente, la mayoría de los científicos concuerdan en que el flujo convectivo en

el manto es la fuerza impulsora del movimiento de las placas, pero los detalles se

desconocen y son muy debatidos.


constitución de la tierra

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