Teorías sobre el Origen de los Relieves

Teorías Fijistas

Son explicaciones sobre el origen de los relieves que suponían que los continentes siempre habían estado en las posiciones actuales. Destacan figuras como Leonardo da Vinci, Werner con el Neptunismo, y las teorías de la contracción de Lara y Dana con el Geosinclinal.

Teorías Movilistas

Alfred Wegener propuso que todos los continentes habían formado una única masa continental, llamada Pangea, que posteriormente se había fragmentado y dispersado. Esta Teoría de la Deriva Continental fue la primera teoría movilista y tuvo una fuerte oposición inicial.

Evidencias de la Deriva Continental

• Pruebas geográficas: Los bordes de los continentes encajan como piezas de un rompecabezas.
• Pruebas geológicas: La edad y el tipo de roca que se encuentra en África, Sudamérica y la Antártida son coincidentes. Lo mismo ocurre con algunas cadenas montañosas que parecen continuar de un continente a otro.
• Pruebas paleoclimáticas: Wegener analizó los depósitos glaciares y las tillitas en Sudamérica, África, la India, la Antártida y Australia. Si se disponían los continentes juntos, la distribución de las tillitas se correspondía con un casquete glaciar en el hemisferio sur.
• Pruebas paleontológicas: Se encontraron especies fósiles idénticas en continentes actualmente separados por vastos océanos, como Glossopteris (un helecho), Mesosaurus (un reptil de agua dulce) y Cynognathus (un reptil terrestre), a ambos lados del Atlántico.

La Expansión del Fondo Oceánico

Wegener no acertó al explicar cuál era la fuerza que movía los continentes y generaba el relieve.

Investigación de los Fondos Oceánicos: Las Dorsales

El sónar, desarrollado durante la Segunda Guerra Mundial, permitió realizar mapas detallados de los fondos oceánicos. Esto llevó al descubrimiento de las dorsales oceánicas, unas enormes alineaciones montañosas submarinas que recorren el fondo oceánico.

Las dorsales presentan algunas características clave:

• Son relieves de origen volcánico.
• Presentan fisuras centrales (rift) donde hay una intensa y continuada actividad volcánica.
• No están cubiertos de sedimentos en su eje. Sin embargo, al alejarse del eje de la dorsal, el espesor de los sedimentos va en aumento.
• Presentan un bandeado paleomagnético simétrico a ambos lados del eje. Las rocas magmáticas (basaltos) conservan un registro de las inversiones del campo magnético terrestre en el momento de su formación.
• La edad de los basaltos oceánicos aumenta con la distancia a la dorsal. Los más jóvenes están en el eje y los más antiguos cerca de los continentes.

Teoría de la Expansión del Fondo Oceánico

Harry Hess propuso la teoría de la expansión del fondo oceánico. Según esta teoría, las dorsales son fracturas en la litosfera por las que escapa material caliente del manto (magma). Este material solidifica y produce nueva corteza oceánica que empuja lateralmente la corteza preexistente hacia ambos lados, obligando al océano a hacerse cada vez más ancho y a los continentes a separarse.

Litosfera Oceánica y Continental

Tipos de Litosfera

Según la composición de la corteza, se pueden distinguir dos tipos de litosfera:

• Litosfera oceánica: Constituye los fondos de los océanos. Está formada por corteza oceánica (composición basáltica), relativamente delgada, cuyo grosor y densidad aumentan a medida que se aleja de la dorsal y se enfría.
• Litosfera continental: Forma los continentes. Está formada por corteza continental (composición predominantemente granítica), más gruesa y menos densa que la oceánica, adherida a un manto litosférico grueso, rígido y frío.

A pesar de que el manto litosférico continental es más grueso que el oceánico, esta litosfera no puede hundirse fácilmente en el manto astenosférico porque el granito tiene una densidad notablemente menor que la del basalto. Sobre los continentes se encuentran rocas muy antiguas, mientras que en los fondos oceánicos los basaltos son mucho más jóvenes (no superan los 180-200 millones de años).

Algunas placas tectónicas están formadas sólo por litosfera oceánica (ej. Placa Pacífica), pero la mayoría de las placas tienen ambos tipos de litosfera; se llaman placas mixtas (ej. Placa Sudamericana).

La Subducción y los Bordes de Placa

La subducción es el proceso por el cual una placa litosférica (generalmente oceánica, más densa) se hunde bajo otra placa en el manto sublitosférico (astenosfera). Esta fuerza de ‘tirón de la placa’ (slab pull) es considerada uno de los principales motores del movimiento de las placas y permite que las dorsales permanezcan abiertas para que pueda seguir ascendiendo magma y creándose nueva corteza oceánica.

La subducción se inicia cuando el extremo de una placa oceánica, al alejarse de la dorsal, se ha enfriado y engrosado, haciéndose cada vez más denso. Al converger con otra placa, si es más densa, comienza a hundirse. A medida que se hunde, es sometida a una presión cada vez mayor y se comprime, lo que acelera el hundimiento. Al flexionarse y hundirse, se forma una profunda fosa oceánica en la superficie.

Bordes de Placa

Los límites entre las placas tectónicas son las zonas de mayor actividad geológica. Se distinguen tres tipos:

• Bordes destructivos o convergentes: Zonas donde las placas chocan. Aquí ocurre la subducción (si al menos una es oceánica) o la colisión (si ambas son continentales). Se destruye litosfera. Las fosas oceánicas y las zonas de subducción son ejemplos.
• Bordes constructivos o divergentes: Zonas donde las placas se separan. Aquí se crea nueva litosfera oceánica a partir del magma que asciende del manto. Las dorsales oceánicas son el principal ejemplo.
• Bordes pasivos o transformantes: Zonas donde las placas se deslizan lateralmente una respecto a la otra, a lo largo de una falla transformante. No se crea ni se destruye litosfera de forma significativa, pero se genera intensa actividad sísmica. Conectan segmentos de dorsales o zonas de subducción.

Movimientos Verticales: La Isostasia

Isostasia

El término isostasia se refiere al estado de equilibrio gravitacional entre la litosfera terrestre y la astenosfera subyacente, de tal manera que las placas tectónicas ‘flotan’ a una elevación que depende de su grosor y densidad. Explica los movimientos verticales de hundimiento y levantamiento de la corteza terrestre.

La litosfera flota sobre la astenosfera, que se comporta como un fluido muy viscoso a escala geológica. La corteza terrestre puede hundirse cuando se sobrecarga con un peso (ej. grandes masas de hielo glaciar, acumulación de sedimentos) y elevarse cuando ese peso desaparece (ej. fusión del hielo, erosión). Es una aplicación del principio de Arquímedes a gran escala.

La Actividad Geológica en los Bordes de Placa

Los bordes de placa son las zonas de la litosfera donde la actividad geológica es más intensa:

• Vulcanismo: Asociado principalmente a bordes destructivos (subducción) y constructivos (dorsales), y también a puntos calientes intraplaca.
• Sismicidad (terremotos): Se origina por el rozamiento y la liberación de tensión entre las placas en los tres tipos de bordes: convergentes, divergentes y pasivos (transformantes).
• Deformaciones de las rocas: En las zonas donde se produce convergencia y compresión, las rocas se deforman presentando pliegues y fallas.
• Metamorfismo: Las rocas sometidas a altas presiones y/o temperaturas en los bordes de placa (especialmente en zonas de subducción y colisión) sufren transformaciones en su estructura y composición mineralógica (metamorfismo).
• Magmatismo: Fusión de las rocas en profundidad (en zonas de subducción o dorsales) formando magma, que puede ascender y solidificar (intrusión) o salir a la superficie (vulcanismo).
• Formación de relieves (Orogénesis): La convergencia de placas da lugar a la formación de grandes cadenas montañosas (orógenos).

Tipos de Convergencia de Placas

Convergencia entre dos Placas Oceánicas

Cuando dos placas oceánicas convergen, la más antigua (más fría y densa) subduce bajo la más joven. Características:

• La placa subducente se hunde en el manto con una gran inclinación.
• Se forma una fosa oceánica muy profunda en el punto de subducción (ej. Fosa de las Marianas, ~11 km).
• Se produce un intenso magmatismo debido a la fusión parcial de la placa que subduce y del manto suprayacente. Este magma asciende y origina un arco de islas volcánicas paralelo a la fosa (arco de islas), como Japón o las Aleutianas.
• El roce entre las placas puede arrancar fragmentos de la placa cabalgante, que son arrastrados hacia la zona de subducción formando un prisma de acreción.

Convergencia entre Litosfera Oceánica y Continental

Cuando una placa oceánica converge con una continental, la oceánica (más densa) siempre subduce bajo la continental (menos densa). Características:

• La placa oceánica subducente se hunde con un ángulo generalmente menor que en la convergencia oceánica-oceánica.
• Se forma una fosa oceánica paralela a la costa continental.
• El magmatismo generado por la subducción origina vulcanismo en el continente y produce la intrusión de grandes masas de rocas graníticas (batolitos) en la corteza continental, engrosándola.
• Se forma una cordillera volcánica en el borde del continente (orógeno de tipo andino), como los Andes.
• A veces, fragmentos de la corteza oceánica (incluyendo islas volcánicas o arcos de islas) transportados por la placa subducente pueden ser ‘raspados’ y quedar cabalgando sobre la litosfera continental. Este proceso recibe el nombre de obducción, y los fragmentos se llaman ofiolitas.
• La placa subducente ejerce mucha presión sobre la placa continental cabalgante.
• Los sedimentos acumulados en la fosa y en el margen continental se comprimen, pliegan y fallan, contribuyendo a la formación del orógeno.
• La sismicidad es muy elevada, con terremotos superficiales, intermedios y profundos (plano de Benioff).

Convergencia entre dos Placas Continentales

Cuando dos placas continentales convergen (generalmente después de que se haya consumido por subducción la litosfera oceánica que las separaba), ninguna de las dos puede subducir de forma significativa debido a su baja densidad. Características:

• La subducción se interrumpe o ralentiza drásticamente tras la colisión continental.
• Las dos litosferas continentales quedan incrustadas y cabalgadas una sobre otra, produciendo un gran acortamiento y engrosamiento de la corteza.
• En la zona de sutura (unión) se forma un gran orógeno de colisión, con montañas muy elevadas (ej. Himalaya, Alpes, Pirineos).
• Entre los materiales plegados y fallados del orógeno pueden encontrarse restos de la corteza oceánica que existía previamente (ofiolitas), marcando la antigua sutura.
• La colisión produce la rotura de la litosfera continental con la formación de grandes fallas inversas y de desgarre, que pueden producir intensa sismicidad (generalmente superficial e intermedia).
• En las zonas de sutura, el rozamiento y la compresión entre las placas producen una intensa deformación (pliegues, fallas) y metamorfismo de alto grado. El vulcanismo es escaso o ausente una vez consolidada la colisión.

Orógenos de Colisión en España: Los Pirineos y las Béticas

La formación de las cordilleras Béticas y los Pirineos está relacionada con la convergencia entre la Placa Africana y la Placa Euroasiática, con la Placa Ibérica (una microplaca) situada entre ambas.

• Pirineos: La Placa Ibérica, que se desplazaba hacia el este respecto a Eurasia, fue empujada hacia el norte por la Placa Africana. Iberia comenzó a subducir bajo Europa por el norte (a lo largo de la falla Norpirenaica) y finalmente colisionó con el continente europeo durante el Cenozoico, dando origen a los Pirineos.
• Sistemas Béticos: Hubo otra colisión compleja por el sureste. Un fragmento de litosfera continental, la microplaca de Alborán, derivaba hacia el oeste entre África e Iberia. Alborán terminó por colisionar contra el margen sur de Iberia (a lo largo de la falla de Gibraltar-Transalborán), formando los Sistemas Béticos.

Procesos Geológicos Intraplaca

Vulcanismo Intraplaca en la Litosfera Oceánica: Puntos Calientes

No toda la actividad volcánica ocurre en los bordes de placa. Los puntos calientes (hotspots) son áreas de vulcanismo persistente causadas por el ascenso de columnas de material caliente desde el manto profundo (plumas del manto).

Cuando un punto caliente está situado bajo litosfera oceánica (que es delgada y relativamente fácil de atravesar por los magmas), el magma que asciende atraviesa la corteza e inicia vulcanismo en el fondo marino. Esto puede originar grandes edificios volcánicos submarinos que, si crecen lo suficiente, emergen formando islas volcánicas (ej. Hawái) o extensas mesetas basálticas submarinas.

Si la pluma del manto permanece relativamente fija mientras la placa litosférica se mueve sobre ella, se forma una cadena o rosario de volcanes. Los volcanes son progresivamente más antiguos a medida que se alejan del punto caliente activo. Esto forma archipiélagos alineados como el de Hawái.

Vulcanismo Intraplaca Ligado a Fallas: Las Islas Canarias

Aunque durante tiempo se consideró un punto caliente clásico, el origen del archipiélago canario es más complejo y debatido. Una hipótesis sugiere que su formación está más relacionada con la propagación de fracturas o fallas en la litosfera africana, asociadas a la formación de la cordillera del Atlas, que habrían facilitado el ascenso de magma, sin necesidad de una pluma profunda fija. La actividad volcánica ha migrado con el tiempo de este a oeste.

El Ciclo de Wilson

El Ciclo de Wilson describe la apertura y cierre cíclicos de las cuencas oceánicas y la fragmentación y colisión de los continentes, impulsados por la tectónica de placas. Consta de varias etapas:

1. Fractura continental (Rifting): Una pluma térmica o tensiones extensionales comienzan a actuar bajo un continente, adelgazando y fracturando la corteza. Se forma un rift continental (una fosa tectónica), que puede dar lugar a lagos (ej. Rift Africano Oriental) y vulcanismo.
2. Mar estrecho / Inicio de expansión oceánica: Si la extensión continúa, el rift se ensancha y es invadido por el mar, formando un mar estrecho con una incipiente dorsal oceánica en el centro (ej. Mar Rojo). Comienza a generarse corteza oceánica.
3. Océano maduro / Expansión del fondo oceánico: La dorsal oceánica está plenamente activa, generando continuamente nueva litosfera oceánica y separando los fragmentos continentales. El océano se ensancha (ej. Océano Atlántico).
4. Inicio de subducción / Formación de fosa: La expansión oceánica puede ser frenada o invertida si se inicia la subducción en los márgenes del océano. La litosfera oceánica, al enfriarse y volverse más densa, comienza a hundirse bajo un continente o bajo otra placa oceánica. Se forma una fosa y un arco volcánico. La fractura inclinada por donde se hunde la placa es el plano de Benioff. Mediante la subducción, los continentes comienzan a acercarse.
5. Cierre de la cuenca oceánica: La subducción consume progresivamente la litosfera oceánica, acercando los bloques continentales. Los sedimentos oceánicos y los arcos volcánicos se deforman y se incorporan a los márgenes continentales.
6. Colisión continental / Unión continental: Finalmente, la cuenca oceánica se cierra por completo y los bloques continentales colisionan. Se produce la obducción de restos oceánicos y la formación de una gran cordillera de colisión (orógeno). Los continentes quedan suturados.
7. Peneplanización / Nuevo ciclo: Con el tiempo, la cordillera será erosionada. El supercontinente formado puede eventualmente volver a fragmentarse, iniciando un nuevo ciclo.

Rifting en la Península Ibérica

Aunque la Península Ibérica se encuentra actualmente en un contexto general de convergencia entre África y Eurasia, existen evidencias de procesos extensionales y de rifting activos o recientes en algunas zonas, como levantamientos en las costas del norte y en las terrazas fluviales, y fallas normales activas en el sureste (ej. Cuenca de Granada) y en el Mar de Alborán, que indican una tendencia local a la fracturación y extensión de la corteza.