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Tema: Procesos Marinos

Elaboró:.Noemí Nélida Casali

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PROCESOS MARINOS - OCEANOGRAFÍA CONCEPTOS GENERALES Bajo el nombre Oceanografía se agrupan los estudios relativos a los mares, ya se trate de fijar profundidades, temperatura, densidad de las aguas (Oceanogr.Física), o de recoger y de describir animales que en ellos viven (Oceanogr. Biológica). Los océanos cubren el 71% de la superficie de la Tierra, esta área está constituida por ambientes pertenecientes a la corteza continental y oceánica. La corteza continental está formada por la Plataforma y el Talud , mientras que la cor-teza oceánica está compuesta en su mayor parte por las Planicies Abisales . Otros elementos son las Cordilleras Oceánicas y las Fosas Abisales . Existen también colinas submarinas, volcanes y atolones. Los océanos son la parte de la masa oceánica donde las regiones abisales están más desarrolladas, las orillas están formadas por masas continentales distintas y bastante alejadas. Las islas por término medio son escasas y la comunicación con los demás océanos está am-pliamente abierta. Los océanos son: Atlántico, Pacífico, Indico, Ártico y Antártico. Los mares presentan regiones abisales poco extensas o faltan por completo. Sus orillas están formadas por un solo continente con islas o penínsulas adyacentes. La comunicación con los océanos es siempre más o menos imperfecta y se efectúa con fre-cuencia por medio de estrechos. Cada mar tiende a vivir su propia vida. Se distinguen mares litorales, situados al borde de las grandes cubetas tectónicas (Mar de la China, Mar de Japón, Mar de las Antillas); mares continentales, profundamente encajados en la masa de los continentes y comunicados con los océanos por una abertura estrecha y poco profunda (Mar Mediterráneo, Mar Negro) y los mares cerrados que apenas se distinguen de los lagos (Mar Caspio, Mar de Aral). Temperatura La distribución de la temperatura en océanos parece ser bastante uniforme, las anoma-lías observadas están relacionadas con las de la temperatura del aire. La temperatura des-ciende de la superficie al fondo muy rápidamente al principio y después con más lentitud. Es el factor determinante de la densidad y abundancia de organismos. En latitudes medias y bajas la temperatura forma un sistema de tres capas (Ver Figura Nº1). La Capa 1 recibe la radiación solar, la temperatura aquí es uniforme debido a la mezcla. Espe-sor de 500m. y temperatura de 20°C- 25°C o mayor en latitudes ecuatoriales. La Capa 2 es la termoclina, con un espesor de 500 a 1.000m. Es una zona de disminución abrupta de la tempe-ratura hacia abajo. Debajo de esta capa la temperatura es de 5°C. La Capa 3 es la de menor temperatura, con un valor de 1°C a los 4.000m.



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Figura Nº1 Salinidad y Densidad Hay indicios que el océano existe hace más de 3.000 millones de años y se supone que la salinidad primitiva era menor, y que se fue incrementando mediante el aporte de aguas con-tinentales que al atravesar los suelos llevan sales. La salinidad es constante en todos los océanos, pero la salinidad del agua (peso total de sólidos disueltos respecto al peso del agua) es variable en superficie y a distintas profundi-dades. Actualmente contiene 3,5% de sales disueltas, en su mayor parte cloruro de sodio. El agua de mar es una solución de sales, entre ellas se citan cloruro de sodio, cloruro de mag-nesio, sulfato de sodio, cloruro de calcio y cloruro de potasio. El sodio, magnesio, potasio, cal-cio, aluminio y silicio provienen de la meteorización de las rocas, mientras que el cloro, boro, ión sulfato y ácido carbónico provienen de las emanaciones. Las variaciones de salinidad son menores que las de temperatura. Las causas que la pueden hacer variar son, el viento al activar la evaporación, las temperaturas elevadas que ejercen el mismo efecto, en estos dos casos hay concentración de aguas, aumento de la salinidad; por el contrario las precipitaciones disminuyen la concentración y los grandes ríos aportan de conti-nuo aguas dulces. La salinidad es mayor en zonas cálidas que en zonas templadas. (Ver Figura Nº1) . La densidad es de más difícil observación y de interpretación más delicada que la sali-nidad. La densidad del agua marina se define como la masa de una unidad de volumen de agua. El agua dulce tiene una densidad, a 4°C, de 1 gr./cm3 , mientras que el agua de mar debido a la presencia de sólidos disueltos tiene un valor de densidad de 1,026-1,028 gr./cm3. Estudios indican que el máximo de salinidad no corresponde con el máximo de densidad. Esta última parece hallarse en vinculación más estrecha con la temperatura. A menor temperatura es mayor la densidad hasta el punto de congelación a -2°C. La densidad, in situ, aumenta siempre a causa de la presión hasta el fondo del mar.



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Movimiento de las aguas Los mares son cuerpos de agua estancada solamente en el sentido de que sus márge-nes y posiciones están fijas. El movimiento del agua se produce prácticamente en forma cons-tante, tanto en superficie como en profundidad. Olas Son causadas por el viento, aunque no es la única fuerza generadora, ya que toda conmoción mecánica en el interior o en la superficie de las aguas da nacimiento a un movi-miento ondulatorio. En las olas el movimiento es oscilatorio y cada partícula de agua describe una órbita casi circu-lar y vuelve aproximadamente al punto de partida. Cada ola está formada por una cresta y un seno , unidos por un flanco (Ver Figura Nº2) , y es-tán caracterizadas por parámetros como: Amplitud que es la distancia vertical entre la cresta y el seno de una ola. Longitud que es la distancia horizontal entre dos crestas o entre dos senos consecutivos. Período que se define como el tiempo entre el pasaje de dos crestas consecutivas, por un punto determinado, es decir, es la medida de la velocidad de la ola.

Figura Nº2

Las olas se originan por el efecto de arrastre que provoca el viento sobre la superficie del mar, éste es el denominado alcance de la ola. A mayor longitud de arrastre, más grande son las olas. En aguas profundas (Ver Figura Nº3a) , cuando las olas se trasladan, provocan un movimiento circular de vaivén de las partículas de agua, sin transporte de líquido, esto implica que trans-portan energía pero no materia. El movimiento circular alcanza una profundidad máxima igual a la mitad de la longitud de onda de la ola, debajo de ella el agua permanece inmóvil. Hay un movimiento de la masa de agua hacia adelante, en la dirección de propagación de la ola, porque las partículas de agua se están moviendo hacia adelante a una velocidad mayor en la cresta que en el seno. A medida que las olas se mueven hacia aguas poco profundas (Ver Figura Nº3b) hay un de-crecimiento de la velocidad con el consecuente amontonamiento de las olas y el empinamiento de sus crestas. Donde la velocidad orbital de la cresta excede la del movimiento de ésta hacia adelante, se desarrolla una ondulación en la parte superior del frente de ola, la cual se rompe para formar la rompiente.



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Cuando la ola alcanza profundidades medias del mismo orden que la altura de la ola, ésta co-mienza a romper siendo insuficiente la cantidad de agua para completar la forma de la onda, la cresta se desploma al carecer de soporte, entonces el agua de la superficie avanza compacta formando marejada y la ola de oscilación se convirtió en ola de traslación. Esta tendencia a elevar el nivel del mar está compensada por una corriente de com-pensación llamada resaca, que corre desde la costa hacia el fondo. En aguas someras el mo-vimiento de las partículas es elíptico y se transporta agua y sedimentos.

Figura Nº3a

Figura Nº3b

Al igual que las ondas de luz o de sonido, las olas pueden sufrir reflexión, refracción o difracción (Ver Figura Nº4) . Si las olas llegan en forma diagonal a la costa y chocan contra un acantilado, se reflejan y forman olas secundarias que salen de la costa con el mismo ángulo (Figura Nº4a) . Si las olas alcanzan aguas poco profundas antes de llegar a la orilla, se refractan , cambian de dirección y se hacen paralelas a las curvas de nivel del fondo del mar (Figura Nº4b) . Cuando las olas alcanzan la entrada de una albufera o bahía, se difractan (Figura Nº4c) .



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Figura Nº4 Corrientes . Difieren de las olas en que hay un movimiento progresivo y continuo hacia adelante. Los vientos son los responsables directos o indirectos de las corrientes oceánicas superficiales mayores. Dichas corrientes circulan en forma constante a lo largo de miles de kilómetros de longitud y cientos de kilómetros de ancho, transportando el calor de las regiones ecuatoriales y tropicales hacia altas latitudes y acarrean agua fría en sentido inverso. También son capaces de transportar sedimentos. Son impulsadas por los vientos planetarios, no obstante son modificadas por los efectos de desviación de la rotación de la Tierra y la configuración de los continentes. Las corrientes marinas constituyen una circulación que modifica el estado físico y químico de la masa oceánica y cuya influencia se hace sentir incluso sobre el clima de los continentes. Mareas . Son ascensos y descensos periódicos del nivel del mar, que por término medio se efec-túa cada doce horas veintiseis minutos, acompañados por corrientes horizontales. El período en que el nivel de agua está alto se denomina pleamar, y el de aguas bajas baja-mar. Las mareas tienen su origen en la atracción diferencial de la Luna y el Sol, siendo el efecto de éste último menor. Cuando la Tierra, la Luna y el Sol están en línea recta se suman las fuerzas productoras de marea que proceden del Sol y de la Luna y resultan las mareas vivas (llamadas también ma-reas de sicigia). Cuando el Sol, la Luna y la Tierra forman un ángulo recto, la Luna produce mareas altas donde el Sol origina mareas bajas y resultan que son menos altas, se llaman mareas muertas. Las mareas son complejas porque además de la atracción de la Luna y el Sol, influyen la fric-ción del fondo del mar, la presencia de áreas continentales y el efecto giroscópico de rotación de la Tierra.



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Tsunamis (o maremoto) De aparición irregular en la superficie del mar, esporádicas, de gran energía y de efec-tos catastróficos. Provocada por un movimiento sísmico en el lecho del océano y es una ola so-litaria de gran altura que alcanza velocidades de 200 k/h. Ondas de tormenta Desarrollan fuerzas de 10.000 Nw/m2. Son variaciones del nivel del mar provocadas por ciclones tropicales y tormentas semejantes. Los fuertes vientos deprimen el nivel del mar a barlovento y lo elevan a sotavento, registrándo-se elevaciones de más de 3 m. Ejemplo: Sudestada, provocada por vientos del sudeste en la zona del Río de la Plata. Son ondas estáticas, forman una elevación y una depresión que permanece en la zona sin desplazarse, a veces varios días. Al retirarse, suelen abandonar sedimentos litorales y marinos en los terrenos continentales que inundaron. PROCESOS LITORALES EROSIÓN. Topografía resultante de la erosión marina . La acción mecánica del mar se denomina abrasión y los agentes más importantes son las olas de tormenta y tsunamis. Varios factores influyen sobre la intensidad de la erosión, además de los efectos de la fuerza de la ola, se pueden citar a) tipo y dureza de la roca a lo largo de la línea de ribera, b) caracteres estructurales de la roca (grado de fracturación). c) la estabilidad de la posición de la orilla, d) lo expuesta al ataque que se halle la costa, e) profundidad del agua en las proximidades de la ribera, f) abundancia y tamaño de los materiales. El impacto hidráulico que produce la ola al golpear contra la costa produce un gran efecto erosivo. Un efecto del oleaje es la compresión del aire en las grietas y fisuras. Al chocar el agua contra la orilla, la presión de la masa de agua comprime el aire atrapado en las fisuras, el cual desarrolla presiones muy concentradas que tienden a disgregar la roca. El proceso efectivo de erosión marina es la acción corrasiva de la arena, grava y de los cantos rodados contra las riberas, lo que se denomina ametrallamiento de los materiales arro-jados contra la roca sólida. Las partículas en movimiento sufren atrición por el constante transporte. La acción dinámica del mar produce constantemente modificaciones en la costa. Se forman costas de erosión en algunos lugares y están caracterizadas por el impacto del oleaje y la formación de acantilados. En éstas costas, los fragmentos de la destrucción de las rocas del litoral marino son acarrea-dos mar adentro por las corrientes de reflujo, y la costa queda expuesta al embate de las olas. Después de un tiempo se forma un talud de pendiente vertical llamado acantilado (Ver Figura Nº5), donde el oleaje golpeando la base, cava una hendidura a lo largo de una gran faja (1 a 3m.), que recibe el nombre de media caña. En este lugar se forman grutas y nichos por ero-sión diferencial. Cuando la media caña se profundiza, se derrumba el acantilado y retrocede, comenzando de nuevo el proceso de erosión de la base.



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Figura Nº5

Los bloques, resultado del desmoronamiento, acumulados al pie del mismo, son fragmentados por abrasión y transportados mar adentro, dejando una superficie de erosión denominada PLA-TAFORMA DE ABRASIÓN (Figura Nº 5 y 6) .

Figura Nº6

A cierta distancia de la orilla se acumulan los fragmentos de mayor tamaño (rodados y blo-ques), mar adentro gravas y arenas y en zona alejadas de la costa, donde es mayor la profun-didad y la capacidad de transporte del agua es menor, se depositan sedimentos finos como li-mos y arcillas, constituyendo los fangos marinos. El acantilado retrocede si continúa la erosión de la cota (por aumento del nivel del mar porque se hunde el continente) y aparece una nueva plataforma de abrasión y los depósitos antes mencionados, cada vez que se repite el proceso. ACUMULACIÓN. Topografía resultante de la acumulación marina . La acción dinámica del mar también produce costas de acumulación , éstas forman playas, albuferas (o lagunas litorales) cuando están sometidas a la acción predominante delas olas.



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Si la dinámica principal está representada por las mareas, se forman estuarios y marismas. En la desembocadura de ríos importantes, el aporte de grandes volúmenes de sedimentos for-man deltas. Playa Cuando la ola llega a zonas de aguas menos profundas como la zona de costa, el mo-vimiento circular de las partículas toca el fondo y la ola se frena por fricción, la cresta avanza más rápidamente que la base y la ola se rompe (Ver Figura Nº7) .

Figura Nº7

Se erosiona el fondo y se arrastra arena que luego regresa en continuo movimiento de vaivén. Con el tiempo en la línea de rompiente se va acumulando arena formando una barrera que cre-ce hasta que emerge del mar y constituye una playa. Una vez formada aparece una nueva ba-rra subacuática que, si recibe suficiente cantidad de arena, crece adosándose a la playa ante-rior. Los sedimentos de la playa, transportados por arrastre son, en la mayor parte de las playas del mundo, arena; en zonas de fuerte oleaje (costa patagónica) por gravas y cantos rodados Cuando una ola atraviesa la rompiente, provoca la aparición de corrientes litorales para-lelas a la costa (Ver Figura Nº8) que se desplazan a lo largo de la playa hasta encontrar una corriente de sentido contrario, al unirse doblan y se dirigen amar adentro arrastrando arena y depositándola en una punta. Estas puntas aumentan de tamaño hasta que la costa queda for-mando una guirnalda de playas cóncavas.



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Figura Nº8 En regiones donde los vientos son dominantes o las corrientes no son perpendiculares a la costa, las olas (tren de olas) sufren refracción, la energía de la ola se descompone en una componente principal perpendicular a la costa y una componente menor paralela a la costa. Esto provoca arrastre de la arena a lo largo de cientos de kilómetros. Ejemplo: litoral atlántico de la Prov. de Bs.As., acarrean los vientos del sudeste la arena desde Mar del Plata hacia Punta Médanos, a lo largo de las playas. Cordón litoral En regiones donde la arena es arrastrada a lo largo de la costa por las corrientes litora-les, la arena comienza a sedimentarse y crece la acumulación, se forma un cordón largo (Fi-gura Nº9) y estrecho, inestable pues se destruye parcialmente durante las tormentas y vuelven a desarrollarse en los períodos de mar calmo. Los bancos de arena que se agregan al extremo del cordón tienen una forma curva llamada gancho. Si el cordón alcanza una isla y ésta queda unida al continente, el conjunto recibe el nombre de tómbolo. Los cordones litorales son frecuentes a lo largo de costas muy dentadas y de aguas no muy profundas.

Figura Nº9

Albufera o Laguna litoral Ver Figura Nº10. En costas irregulares los cordones litorales suelen dejar entre ellos y la costa, un cuer-po de agua denominado albufera, conectada con el mar por un canal estrecho por el que el agua ingresa durante pleamar y sale en bajamar.



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En canal estrecho que la comunica con el mar es llamado canal de marea y suele estar abierto por largos períodos y otras veces debido a la deriva litoral de arena, se cierra, quedando la al-bufera aislada de su comunicación con el mar. Forman verdaderos ecosistemas, con especies especializadas. La salinidad del agua es inter-media y los sedimentos que recibe del continente, principalmente limos y arcillas acarreados por arroyos que desembocan en ella, la van colmatando hasta que se convierte en pantano y luego en tierra firme.

Figura Nº10 Ejemplo de albufera: Laguna de Mar Chiquita, cerca de Mar del Plata. En costas de clima árido, las albuferas no reciben aportes del continente, o bien reciben aguas subterráneas de alta salinidad. La sequedad del aire y la alta evaporación originan albu-feras hipersalinas. Si no hay renovación del agua, las sales se concentran cada vez más hasta que saturan el agua que las contiene y precipitan. Las más comunes son Halita y Yeso La saturación de las sales disueltas depende de la solubilidad de las mismas y de su concentración. De las sales comunes, primero precipitan carbonatos, luego sulfatos y por últi-mo cloruros. Estuario Se forma en costa donde la marea es el agente dinámico. Aparece en costas de ma-reas amplias o en costas protegidas del oleaje, desarrollándose en las desembocaduras de ciertos ríos en el mar (Figura Nº11) .

Figura Nº11

Son ensanchamientos exagerados de las desembocaduras, que penetran aguas arriba en tre-cho relativamente corto, de varias veces el ancho normal de las corrientes fluviales. Los bordes son muy recortados, forman barrancas de fuerte pendiente. en su interior está constituido por una superficie plana, que en su mayor extensión es cubierta una o dos veces al día por la marea. Están recorridos por canales de marea que forman redes de drenaje.



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Se sedimentan fangos y arena transportados por el mar, los sedimentos aportados por los ríos son generalmente insignificantes. Ejemplo: los ríos patagónicos y fueguinos tienen estuarios en sus desembocaduras. Marisma Son ambientes similares a los estuarios, pero carecen de un río importante desembo-cando en su interior. Se forman en zonas donde la marea es el agente dinámico. Se forman generalmente en bahías, donde aumenta la amplitud de las mareas y el oleaje es pequeño. Forman superficies más cortas y anchas que los estuarios. Ejemplo: Bahía de Samborombón y la bahía Blanca. Delta Son acumulaciones de sedimentos en la desembocadura de algunos ríos en el mar o lagos, la depositación se produce por un cambio brusco de la velocidad de la corriente del río al llegar a la masa de agua más amplia (Figura Nº12) . Se forman depósitos en forma de bancos de cauce o albardones que van penetrando en el mar. El cauce se bifurca a menudo por la colmatación de algunos trechos y la apertura de otros. Con el tiempo el delta adquiere la forma de abanico. Se forman en lugares donde la ero-sión marina no alcanza a erodar y redistribuir los sedimentos que aporta el río.

Figura Nº12



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Topografía submarina Plataforma continental : Se extiende hasta 180-200 m. de profundidad. Bordea como una faja las áreas emergidas de los continentes. Su relieve en general corresponde al de una llanura heredada, en gran parte, de procesos subaéreos, fluviales. eólicos, litorales, etc., que ocurrie-ron miles de años atrás, cuando el nivel del mar estuvo más bajo. La dinámica está dominada por las corrientes oceánicas y las corrientes de marea. Dichas co-rrientes son turbulentas y capaces de transportar partículas finas en suspensión y a veces are-na en arrastre. Talud continental : Se extiende desde los 180-200 m. hasta los 4.000m. y 5.000m. de profun-didad. Forma el límite real de los continentes. Tiene dos secciones (Figura Nº13) , la sección superior con más de 3.000m. de espesor, bas-tante escarpada. Tiene redes de drenaje más o menos dendrítica, cauces profundos y paredes verticales. Los colectores de las redes forman cañones submarinos. La sección inferior está formada por una sucesión de abanicos submarinos, generalmente coalescentes, con ápices en la desembocadura de los cañones. Los abanicos se forman por los sedimentos continentales que acarrean las corrientes de turbi-dez encauzadas en los cañones submarinos. La pendiente es mucho menor que en la sección superior y se extiende hacia las planicies abi-sales. Observación: Las corrientes de turbidez son corrientes de gravedad. Son avalanchas muy turbulentas de sedimentos de todos los tamaños mezclados con agua. Son mecánicamente semejantes a las avalanchas de nieve. Se movilizan por un movimiento sísmico o bien cuando se forman masas inestables por la gran acumulación de material. Sus depósitos son las turbiditas. (Figura Nº14).



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Figura Nº 14

Planicie abisal : Las planicies abisales se extienden entre 4.000m. y 5.000m. de profundidad. Son zonas de corteza oceánica parcialmente cubiertas por sedimentos y de pendientes bajas. Los sedimentos son fangos terrígenos y biogénicos. Los primeros corresponden a polvo y ce-niza volcánica (hay volcanes en casi toda la extensión de las planicies); los segundos corres-ponden a esqueletos silíceos de microorganismos como diatomeas y radiolarios. Cordilleras oceánicas: (Figura Nº15) . Se generan en las suturas de expansión, miden de 2.500m. a 3.000m. de altura sobre las planicies abisales que las bordean, y en casos emergen de la superficie del océano formando islas (Ejemplo: isla Ascensión y Santa Elena en el Atlánti-co). Están compuestas por rocas basálticas, de relieve escabroso, hay frecuentes movimientos sísmicos y erupciones volcánicas Su parte central está generalmente ocupada por un valle es-tructural o valle de Rift . Sus ejes están desplazados por fallas transcurrentes, de cientos de km. de desplazamiento.



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FiguraNº13



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Figura Nº15: Este bloque diagrama idealizado muestra las grandes unidades de la cuenca nor-te del océano Atlántico situadas de manera simétrica a ambos lados del eje de la dorsal cen-tral.

Fosas oceánicas y arcos insulares: Otra clase de formas de relieve de los fondos oceánicos está asociada con zonas de subducción activa, donde se van consumiendo placas conforme éstas se sumergen en la Astenósfera. Los puntos más profundos de los fondos oceánicos se hallan en fosas largas y angostas, lla-madas también antefosas, con profundidades máximas de 7.500 m. a 9.000 m. En el Atlántico Norte el único ejemplo de fosa profunda es la fosa de Puerto Rico, que discurre a lo largo de la parte norte de dicha isla, y su prolongación occidental es la fosa de Caimán, al sur de Cuba En el Pacífico Norte la más profunda de las fosas es tal vez la fosa de las Marianas, donde se ha medido una profundidad récord de 1.033 m. Por lo menos otras cinco fosas de Pacífico re-basan los 10.000 m. de profundidad. Las fosas tienen anchuras de 40 a 120 km. y longitudes de 500 a más de 4.500 km. La más larga de las fosas es la de Perú-Chile, que se extiende 5.900 km. Los arcos insulares han sido formados por magma ascendente procedente de fuentes próxi-mas a las superficies superiores de márgenes de placas encorvados que se sumergen en la Astenósfera. Un ejemplo de arco insular volcánico es el ubicado en el límite entre el Caribe y el Atlántico -las Antillas menores, una cadena de islas con gran número de volcanes activos-, pero el máximo desarrollo de arcos insulares volcánicos corresponde a los bordes septentrional y occidental de la cuenca del océano Pacífico. Las islas Aleutianas forman un gran arco volcánico adyacente a la fosa de las Aleutianas. Múltiples arcos caracterizan la cuenca del Pacífico occidental entre Japón y Nueva Guinea. Y otro gran sistema arco-fosa discurre a lo largo de las islas indonesias de Sumatra y Java, limitado al sur por la fosa curvada de Java. La variada gama de clases de formas de relieve que constituyen los fondos de los océanos im-plica procesos formadores variados. Algunos accidentes evidentemente están relacionados con bordes de placa activos y tienen un origen tectónico o volcánico. Otros guardan relación con la erosión del fondo marino o la acumulación de sedimentos.



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OBSERVACION

La información proporcionada es una simple guía para estudio. De ninguna manera se preten-de reemplazar a los libros y se invita a todos aquellos interesados en el tema presentado, que consulten la bibliografía citada para ampliar sus conocimientos.

BIBLIOGRAFÍA EMPLEADA EN LA ELABORACIÓN DEL APUNTE

Apuntes extraídos de páginas WEB .

Ciencias de la Tierra . Una introducción a la Geología Física. Edward J.Tarbuck, frederick K.Lutgens, 1999. Editorial Prentice Hall

Elementos de Geología Aplicada . C.S Petersen y A.F.Leanza, 1979. Editorial NIGAR, S.R.L.

Geología Física. .Arthur N. Strahler, 1992. Editorial Omega.

Introducción a la Geología. Martín H.Iriondo, 1993. Editado por Universidad Nacional de Río Cuarto.

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