INTRODUCCION

La teoría de tectónica de placas tiene sus inicios en 1915 cuando Alfred

Wegener propuso su teoría de la " deriva continental." Wegener propuso que

los continentes se separaron a través de la corteza de las cuencas del océano,

lo que explicaría porque los contornos de muchas líneas de la costa (como

América del Sur y África) parecieran encajar juntas como un rompecabezas.

Wegener no era el primero en notar esto del rompecabezas como el ajuste de

los continentes (Magallanes y otros exploradores también notaron esto en sus

correspondencias), sino que él fue uno de los primeros en darse cuenta que la

superficie de la tierra ha cambiado con tiempo, y que los continentes que ahora

se separan se pudieron haber ensamblado juntos en un punto en el pasado.

Paleontólogos también habían encontrado que existían fósiles de especies

similares encontradas en los continentes que ahora son separados por una

gran distancia geográfica. Los estudios de Paleoclima, los cuales se refieren a

examinar el clima en la tierra, revelaron que los glaciares cubrieron áreas

grandes del mundo los cuales también ahora son separados por grandes

distancias geográficas. Estas observaciones se parecían indicar que la litosfera

de la tierra se había estado moviendo sobre tiempo geológico. Las ideas de

Wegener eran muy polémicas porque él no tenía una explicación del porqué los

continentes se movieron, apenas eso allí era la evidencia de la observación

que tenían. Cuando, muchos geólogos creyeron que las características de la

tierra eran el resultado de que el planeta pasaba por ciclos de calefacción y de

enfriamiento, lo que causa la extensión y la contracción de las masas de la

tierra. La gente que creía esto fue llamada anti-movilista.

Los movilistas estaban en el campo opuesto, junto a las ideas de Wegener, y

muchos de ellos habían aceptado la evidencia del movimiento continental,

demostrado especialmente en las montañas. Aunque la teoría de la " deriva

continental " de Wegener fue refutada más adelante, fue la primera vez que la

idea del movimiento de la corteza había sido introducida a la comunidad

científica; y puso la base para el desarrollo de la tectónica de placas moderna.

Mientras los años pasaban, mayor fue la evidencia para utilizar la idea de que

las placas se mueven constantemente en el tiempo geológico. Los estudios

paleomagnéticos, que examinan la tierra sobre el campo magnético, mostraron

que el Polo Norte magnético vagó aparentemente todo sobre el globo. Esto

significó que o las placas se movían, o bien el Polo Norte. Puesto que el Polo

Norte está esencialmente fijo, excepto durante períodos de revocaciones

magnéticas, esta evidencia fortaleció la idea de la tectónica de placa.

Después de la Segunda Guerra Mundial, se creyó aún más en la teoría de la

tectónica de placas. En los años 60 un conjunto mundial de sismometros fue

instalado para vigilar una prueba nuclear, y estos instrumentos revelaron un

fenómeno geológico. Mostró que los terremotos, los volcanes, y otras

características geológicas activas para la mayor parte se alinearon a lo largo de

cinturones distintos alrededor del mundo, y éstos definían los bordes de las

placas tectónicas.

Además, otros estudios paleomagnéticos revelaron un modelo rayado de

revocaciones magnéticas en la corteza de los fondos del océano. El basalto

contiene una cantidad justa de minerales magnéticos llamados magnetita.

Cuando la lava se separa, se centra en los océanos y se enfría, formando estos

minerales que se alinean con el Polo Norte.

La tierra tiene varias revocaciones magnéticas en el pasado, en las cuales los

polos norte y sur se invierten por un período de tiempo. Cuando los geólogos y

los geofísicos descubrieron que la corteza en el océano registró estas

revocaciones, era prueba aún más positiva que la litosfera tuvo que estar en el

movimiento, de otro modo no habría ninguna " raya " de la corteza normal e

invertida de la polaridad.

Éstos eran algunos de los pedazos finales del rompecabezas que condujo al

desarrollo de la teoría de tectónica de placas moderna. Desde su aparición en

los años 60, la teoría ha ganado la aceptación extensa como el modelo de los

procesos de la tierra.

CAPITULO I

1. OBJETIVOS

La capacidad de conocer la dinámica de la tectónica de placas, sus principales

teorías de sus movimientos y crecimiento de los continentes.

1.1. Conocer la dinámica de la tectónica de placas.

1.2. Reconocer las principales teorías del movimiento de las placastectónicas.

1.3. Determinar la dinámica de las fronteras o bordes de as placastectónicas y

sus causas

1.2 FUNDAMENTO TEORICO:

Se denomina placas a cada una de las porciones de la litosfera terrestre que se

mueve de forma independiente. Poseen forma de casquete esférico y unos

límites definidos por procesos intensos de sismicidad y vulcanismo. Seles

denomina Litosféricas pues afectan tanto a la corteza, cómo a la parte superior

del manto que se desplaza de forma solidaria con esta. La tectónica de placas

(del griego τεκτονικός, tektonicós, "el que construye") es una teoría geológica

que explica la forma en que está estructurada la litósfera (la porción externa

más fría y rígida de la Tierra).La teoría da una explicación a las placas

tectónicas que forman la superficie de la Tierra y a los desplazamientos que se

observan entre ellas en su movimiento sobre el manto terrestre fluido, sus

direcciones e interacciones. También explica la formación de las cadenas

montañosas (orogénesis).Asimismo, da una explicación satisfactoria de por qué

los terremotos y los volcanes se concentran en regiones concretas del planeta

(como el cinturón de fuego del Pacífico) o de por qué las grandes fosas

submarinas están junto a islas y continentes y no en el centro del océano.

2.- TECTÓNICA DE PLACAS

El contacto por fricción entre los bordes de las placas es responsable de la

mayor parte de los terremotos. Otros fenómenos asociados son la creación de

volcanes (especialmente notorios en el cinturón de fuego del océano Pacífico) y

las fosas oceánicas. Las placas tectónicas se componen de dos tipos distintos

de litosfera: la corteza continental, más gruesa, y la corteza oceánica, la cual es

relativamente delgada. La parte superior de la litosfera se le conoce como

Corteza terrestre, nuevamente de dos tipos (continental y oceánica). Esto

significa que una placa litosférica puede ser una placa continental, una

oceánica, o bien de ambos, si fuese así se le denomina placa mixta

La mecánicamente rígida capa externa de la Tierra, la litosfera, está

fragmentada en piezas llamadas placas tectónicas. Estas placas son elementos

rígidos que se mueven en relación uno con otro siguiendo uno de estos tres

patrones: bordes convergentes, en el que dos placas se aproximan; bordes

divergentes, en el que dos placas se separan, y bordes transformantes, en el

que dos placas se deslizan lateralmente entre sí. A lo largo de estos bordes de

placa se producen los terremotos, la actividad volcánica, la formación de

montañas y la formación de fosas oceánicas. Las placas tectónicas se deslizan

sobre la parte superior de la astenosfera, la sólida pero menos viscosa sección

superior del manto, que puede fluir y moverse junto con las placas, y cuyo

movimiento está fuerte mente asociado a los patrones de convección dentro del

manto terrestre

Tectónica de placas

En el siglo XIX, Antonio Snider-Pellegrini, expuso la idea de que los continentes

alguna vez estuvieron juntos y se habían estado separando paulatinamente

(Russell, 2000), pero fue el meteorólogo Alfred Wegener, en 1912, quien

propuso esto como una verdadera hipótesis científica: la "Deriva Continental",

en su publicación "El Origen de los Continentes y los Océanos".

Entre las evidencias que proporcionaba se incluían la constatación de que los

límites de África y América del Sur encajaban de manera casi perfecta, los

patrones de distribución biogeográfica que relacionaban continentes tan

disímiles y lejanos como África, América del Sur y Australia (por ejemplo), y

algunas evidencias geomorfológicas como la presencia de las mismas

formaciones geológicas a ambos lados del Océano Atlántico, como es el caso

de la Cordillera de los Apalaches y la región de los países Ecandinavos.

La teoría de Wegener proponía que hacia finales del Carbonífero (aprox. 300

m.a.), todos los continentes actuales formaban parte de un supercontinente, al

que llamó "PANGEA", rodeado por un océano que cubría el resto de la

superficie de la Tierra (Uyeda, 1980). Debido a que la teoría de Wegener no

supo explicar lo que originaba el movimiento de los continentes, y a la

concepción aceptada de que el planeta era una masa única e inmóvil, esta

teoría fue fuertemente criticada y no tuvo aceptación dentro de la comunidad

geológica.

Luego de algunas décadas, después de la segunda guerra mundial, se

realizaron investigaciones relacionadas con el magnetismo termorremanente

de las rocas y evidenciaron un cambio en la orientación magnética de las rocas

de una misma formación. Lo único que podía explicar este hecho era que,

atraída por el polo magnético, la magnetita presente en las rocas se situaba en

dirección Norte durante el proceso de solidifación.

Una vez fija en esa posición, y a medida que los continentes se desplazaban la

magnetita perdía su orientación Norte, y si la formación era separada por un

proceso de divergencia, obviamente, según la trayectoria del desplazamiento

de cada capa, la orientación final presentada por la magnetita en las rocas

sería diferente. Esto sirvió de base científica para apoyar la hipótesis de que los

continentes se habían desplazado durante la historia del planeta.

En 1962, H. Hess publicó un artículo llamado "Historia de las Cuencas

Oceánicas" donde proponía la hipótesis de la expansión del fondo oceánico;

fundado en evidencias gravimétricas, sismológicas, calorimétricas, y muchas

otras, recopiladas durante años de investigación del fondo oceánico y tomado

de la mano de una hipótesis sugerida por Holmes en 1929, según la cual los

continentes eran arrastrados por corrientes de convección en el manto como

"en una cinta transportadora" (Uyeda, 1980).

Hess sugirió que por las dorsales meso oceánicas emanaba material desde el

manto terrestre dando lugar a la formación de corteza oceánica nueva y que la

acumulación y salida de ese material (o magma), empujaba al material

adyacente alejándolo de las dorsales, de manera que el fondo oceánico se

expandía. Otra evidencia que apoyó esta teoría fue la medición de la edad

absoluta de las rocas del fondo oceánico, las cuales son más antiguas a

medida que se alejan de las dorsales y más recientes mientras más cerca se

encuentran de éstas.

Al llegar a los límites continentales, la corteza oceánica sufre un proceso

conocido como "subducción", en el cual se desplaza por debajo de la corteza

continental, simplemente por ser más densa que ésta última. Actualmente se

conoce que la acumulación de sedimentos en los fondos oceánicos y el

aumento de la densidad, producto de la contracción térmica al enfriarse la

corteza (Hamblin, 1995), provocan un aumento del peso de la corteza en esas

zonas, provocando el hundimiento de la corteza y facilitando el proceso de

subducción.

Después de tantas evidencias, ya la concepción de la corteza como algo rígido

había cambiado en un concepto más dinámico pero era aún considerada como

una sola capa sólida.

Los estudios geofísicos relacionados con la producción de epicentros sísmicos

(un epicentro es "el punto de la superficie terrestre situado directamente

encima de un foco sísmico"(Uyeda, 1980)) terminaron con esta visión, al

detectarse un patrón en la distribución de los sitios donde se producían los

sismos, generalmente a lo largo de líneas o regiones bien delimitadas.

Al dibujar este patrón de epicentros en un mapamundi se observan zonas

demarcadas que coinciden en su mayoría, bien sea con las dorsales marinas

(las fisuras a partir de las cuales fluye el magma en los océanos) o con las

grandes fosas oceánicas.

Estos bordes delimitan lo que ahora se han denominado "Placas Litosféricas",

estas placas son los fragmentos que conforman la Litósfera como un piezas de

un rompecabezas, modificando el concepto de Litósfera desde la visión de una

capa única y sólida en el concepto aceptado en la actualidad, el cual implica la

corteza terrestre y la parte más superior del manto y que está fragmentada en

grandes pedazos.

Hasta el momento se han detectado 15 placas: la del Pacífico, la

Suramericana, la de Norteamérica, la Africana, la Australiana, la de Nazca, la

de Cocos, la Juan de Fuca, la Filipina, la Euroasiática, la Antártica, la Arábiga,

la Índica, la del Caribe y la Escocesa.

Ahora bien, para explicar mejor el concepto actual de Litósfera, debemos

empezar por explicar los estratos que presenta la estructura vertical del

planeta: un Núcleo interno sólido, compuesto en su mayoría de materiales muy

pesados como Hierro, Niquel, Cobalto y Titanio; un Núcleo externo también de

Hierro y Niquel principalmente, pero no en estado sólido; luego, el estrato de

mayor profundidad es el Manto, donde abundan el Hierro y el Magnesio, y se

pueden diferenciar tres capas: el Manto "Inferior" sólido, una región por encima

de este, denominada Astenósfera, que se encuentra en un estado parcialmente

fundido y cuyas propiedades plásticas permiten la motilidad de la Litósfera; y el

manto superior, una última capa, sólida, sobre la cual se apoya la corteza

terrestre.

Por otro lado, la corteza terrestre se divide en dos tipos, según su composición

química y su densidad: la Corteza Oceánica (elementos ferromagnésicos en su

mayoría) y la Corteza Continental, menos densa y compuesta en su mayor

parte de Sílice. Estas tres capas: la Corteza Oceánica, la C. Continental y el

Manto Superior, conforman lo que llamamos Litósfera, y es el estrato

fragmentado en el que tienen lugar los movimientos de las placas litosféricas.

Ahora expliquemos la teoría de le Tectónica de Placas. Dicha teoría es un

modelo que, en función del tipo de borde que se forma entre cada placa y la

adyacente, explica el movimiento de las placas litosféricas, la interacción entre

éstas y los eventos geológicos que provocan. El sitio donde se dan estos

bordes son denominados Fallas y pueden ser básicamente de tres tipos, según

el tipo de movimiento que tiene lugar en ellas: Divergente, Convergente o

Transformante.

Falla Divergente:

Se presenta a lo largo de una dorsal mesooceánica, donde una placa se

fractura, dando origen a dos placas nuevas que empiezan a separarse

"empujándose" o alejándose una de la otra; cuando riene lugar dentro de una

placa continental dá lugar a la formación de nuevos océanos. Un ejemplo de

esta falla es la que se encuentra entre la placa Arábiga y la placa Africana o la

que se observa en la dorsal del Océano Atlántico.

Falla Convergente:

Se produce cuando se encuentran dos placas que se aproximan una hacia la

otra. Según el tipo de corteza presente en cada lado de la falla se observan

tres tipos de convergencia: C. Continental-C. Oceánica, C. Oceánica-C.

Oceánica y C. Continental-C. Continental. En el primer tipo de convergencia, la

corteza oceánica, por ser más densa que la continental se hunde por debajo de

esta última, proceso conocido como "subducción", y se funde al llegar a la

Astenósfera. Mientras que en la Corteza Continental se plegan y levantan

sedimentos, antes marinos, junto con parte de la corteza misma,

produciéndose un proceso orogénico y dando lugar a una cordillera. Esta

cordillera se caracteriza por exhibir una serie de volcanes o "Arco Volcánico",

producto del flujo de magma desde la corteza continental subyacente, que con

el calor producido por la fricción, se funde ascendiendo hasta la superficie. Un

ejemplo de esto es la cordillera Andina, levantada por la convergencia entre la

placa de Nazca y la de Suramérica.

En la convergencia entre dos corteza oceánicas, una se desliza debajo de la

otra y generalmente se produce una fosa oceánica (igual que en el caso

anterior). En este caso, la fricción de la subducción también provoca la

aparición de magma, que al ascender hasta la superficie forma

consecutivamente una serie de islas volcánicas, conocidas como "Arco de

Islas". El Arco de Islas Japonés, es un ejemplo de este proceso.

En el último caso, el choque entre dos corteza continentales, no ocurre el

proceso de subducción. En este caso, las cortezas continentales se funden y

elevan formando una cordillera montañosa, donde no se presenta el Arco

Volcánico, como sucede en la cordillera de Los Himalayas.

Falla Transformante:

Estas fallas se producen cuando dos placas se desplazan una contra la otra en

el plano horizontal, bien sea en el mismo sentido o en contrasentido una de la

otra; en palabras de Uyeda (1980) "se presenta donde el movimiento relativo

de las placas es paralelo al borde". Pueden ser originadas bien porque en un

posible sitio de convergencia la dirección del movimiento de las placas no sea

una hacia la otra, o bien, por el desplazamiento de una sección de una dorsal,

que al agregar nuevo material desplace en sentido contrario a las placas. La

Falla de San Andrés es un ejemplo de este tipo de falla. Al integrar todo esto

como un rompecabezas, podríamos conseguir resumir un modelo e intentar

explicarlo en base a la evidencia encontrada hasta el presente: El manto no

permite la transmisión de energía debido a su mayor densidad, por lo que las

corrientes de convección no pueden transmitirse a través de éste; en cambio sí

tienen lugar en la astenósfera induciendo, que junto con el calor, fluya el

material parcialmente fundido que la constituye. A esto se le suma el efecto de

la gravedad sobre el extremo de las cortezas oceánicas, que por efecto de su

gran peso tienden a contribuir con el proceso de subducción. Por otra parte,

producto también de procesos termodinámicos, se encuentra el magma, muy

caliente, ascendiendo a través de la corteza y es liberado por zona de mayor

"fragilidad", las dorsales, proceso que comenzará un evento de expansión del

fondo oceánico o un proceso de fracturación y divergencia en una masa

continental.

En su teoría de la deriva continental, Wegener invocaba como origen de las

fuerzas que desplazan los continentes, principalmente aquellas que se derivan

de la rotación de la Tierra y mareas, aunque también llegó a mencionar las

corrientes de convección térmica en el interior del manto. El movimiento de los

continentes se concebía entonces como el de bloques de material rígido ligero,

flotando sobre un sustrato viscoso más denso. En la tectónica de placas, como

ya se ha mencionado, los continentes forman parte de las placas litosféricas,

cuyo espesor es de unos 100 km y que forman realmente las unidades

dinámicas. Los diversos sistemas de fuerzas que se han propuesto para

explicar el desplazamiento de las placas se pueden reducir a cuatro. Los dos

primeros están formados por fuerzas que actúan en los márgenes y en ellas

puede actuar el efecto de la gravedad. Las placas o bien son empujadas desde

los centros de extensión o dorsales por la acción de cuña del nuevo material

que surge del manto, o arrastradas desde las zonas de subducción por el peso

de la capa buzante que ha adquirido una mayor densidad que la del medio que

la rodea. Los otros dos se derivan de la existencia de corrientes de convección

térmica, bien en todo el manto o sólo en su parte superior. En el primero de

estos mecanismos, las corrientes de convección del manto arrastran la placa

litosférica por medio de un acoplamiento viscoso en su superficie interna. Como

mostró McKenzie, una forma modificada de este mecanismo, propuesto por

Orowan y Elsasser, en 1967, y después por Oxburg y Turcotte, incorpora la

placa litosférica a la corriente misma de convección de material caliente y

viscoso del manto superior. La placa litosférica rígida actúa como una guía de

esfuerzos que transmite el movimiento de la convección térmica.

En sentido contrario a estas fuerzas se encuentran las que deben ser

superadas para producir el movimiento. Entre ellas están las que se oponen a

la penetración de la capa buzante en el manto, sobre todo cuando ésta llega a

su profundidad máxima y las que actúan en el frente de subducción, por la

resistencia de la placa oceánica a doblarse hacia abajo y sobre la parte

continental empujándola hacia atrás

El arrastre viscoso entre la litosfera y el manto puede también considerarse

como una resistencia cuando el movimiento de la litosfera es más rápido que el

del material de la astenosfera. Actualmente se piensa que el mecanismo

predominante del movimiento de las placas es el resultante de corrientes de

convección térmica en el material del manto, que también pueden incluir en

parte a la litosfera

Las fuerzas gravitacionales derivadas de las diferencias de densidad forman

también parte de este mecanismo. La capa buzante de las zonas de

subducción introduce material frío, que determina la forma de la célula

convectiva y al aumentar su densidad, al pasar su material a tener una

densidad mayor que la del manto, añade un componente gravitacional en el

arrastre de la placa. Los dos mecanismos del movimiento de la placa puede

aparecer, o bien por arrastre viscoso del movimiento del manto o por ser ella

misma parte del movimiento convectivo.

Según M. H. Bott, el segundo es el más probable y el efecto más importante es

el de las fuerzas aplicadas a los extremos de las placas, tanto en las zonas de

extensión como en las de subducción. En estos últimos, la fuerza vertical de

arrastre de la capa se traduce en fuerzas de arrastre horizontal de toda la placa

hacia el frente de subducción.

Otra posibilidad es la existencia de dos sistemas no acoplados de corrientes,

uno en el manto superior y otro en el interior. Una mejor aproximación de la

situación real exige modelos más complicados de convección en los que deben

considerarse formas asimétricas, viscosidades variables y distribución de

fuentes de calor en el manto.

Un problema muy importante y todavía no del todo resuelto es el del

mecanismo por el cual se inicia la fractura de la litosfera continental.

Generalmente, se admite que las zonas actuales de rift, como las del África

oriental, representan el comienzo de una de estas fracturas. Estas estructuras

están formadas hoy por un abombamiento de la corteza, formación de grabens

y abundante volcanismo. Al mismo tiempo se da un adelgazamiento de la

litosfera con la ascensión hacia la superficie del material parcialmente fundido

de la astenosfera.

Estos mecanismos son necesarios para iniciar la fracturación y separación de

dos continentes, y deben ir acompañados de fuertes fuerzas tensionales. Los

primeros pasos de este proceso pueden ser una intensa actividad de puntos

calientes, con aportación de material fundido desde el manto inferior y

progresivo debilitamiento de la litosfera.

En esta región se daría una acumulación de esfuerzos tensionales en la

corteza rígida que resultaría en fallas normales y la inyección de magma desde

abajo. Poco a poco se iría formando un margen de extensión con la formación

de un nuevo océano intermedio.

EN LOS CONTINENTES, en especial en Eurasia y América, destacan los

cinturones montañosos de miles de kilómetros de longitud, con decenas y

cientos de kilómetros a lo ancho. Son notables por las grandes alturas que

alcanzan, más de 7 km en el Asia Central y más de 5 km en una gran extensión

de los Andes. Como regla, son estructuras alineadas. Delimitan con amplias

superficies de un relieve muy distinto: planicies costeras, superficies de

lomeríos, altiplanos: son los territorios que constituyen la mayor parte de los

continentes, las regiones cratónicas, donde se presentan incluso montañas

pero de altitudes que no superan los 3 000 m de altura sobre el nivel del mar

(msnm) y con longitudes de incluso 1 000 km.

Varios científicos, entre ellos J. B. Murphy y R. D. Nance han concluido

recientemente que cada pocos cientos de millones de años, los continentes se

han unido en una gran masa de tierra que llama supercontinente. Este ciclo

habría empezado hace unos 1 000 m.a. cuando los continentes se separaban;

la desmembración total se produjo tal vez hace 820 m.a.; 650 m.a. antes, los

océanos interiores se cerraron y los continentes se unieron en uno. El

supercontinente se crea a lo largo de unos 500 m.a. De acuerdo con los

autores mencionados este fenómeno global se produce en la secuencia

siguiente:

1. Fractura del supercontinente durante 40 m.a.

2. Separación y dispersión máxima de bloques continentales en 160 m.a.

3. La reunificación tiene lugar después de otros 160 m.a.

4. El supercontinente perdura 80 m.a.

5. Vuelve el proceso de fractura durante otros 40 m.a.

La ruptura del último supercontinente se produjo entre 575 y 550 m.a. atrás. En

apariencia, los ciclos del pasado ocurrieron hace aproximadamente 2 600 a 2

100, 1 600 y 1 000 m.a.

John Brimhall considera cinco eras tectónicas o de evolución de la Tierra:

Arcaico temprano (3 800-3 000 m.a.), Arcaico tardío (3 000-2 500 ma.),

Proterozoico temprano (2 500-1 700 ma.), Proterozoico medio y tardío (1 700-

200 m.a.) y Fanerozoico (los últimos 700 m.a.).

Desde hace 1 700 m.a. los continentes deben haber estado unidos. La tierra

firme se disponía esencialmente en el hemisferio norte, de lo que resultaba una

gran superficie ocupada por el Océano Pacífico. Los continentes no

permanecieron estáticos.

Los cratones son las porciones más antiguas de los continentes, fragmentos de

Pangea. Los constituyen rocas de edades de más de 1 400 m.a. Sin embargo,

en un periodo tan prolongado, el relieve ha sufrido transformaciones

sustanciales y las rocas antiguas han sido cubiertas en gran parte por otras

más jóvenes

El relieve original ha sido afectado por invasiones marinas (transgresiones)

lentas, de millones de años, durante las cuales se depositan sedimentos que

dan origen a capas de roca de incluso 4-6 km de espesor. Asimismo, se han

producido retrocesos del océano (regresiones) respecto a la tierra firme,

también de duración prolongada.

En los continentes reconocemos, además de los sistemas montañosos y los rift

las regiones de rocas antiguas (>1 400 m.a.) cerca de la superficie; aflorando

en ésta son los escudos y cubiertas a profundidad de kilómetros por rocas más

jóvenes que se denominan plataformas. En conjunto constituyen un cratón En

sí, todos los continentes, con excepción de sus regiones montañosas son

grandes cratones: Norteamérica, Sudamérica, Europa central y norte de Asia,

sudeste de Asia, África, Australia y la Antártida.

Los escudos son de dimensiones menores, con excepción del canadiense que

ocupa un vasto territorio de Norteamérica e incluso Groenlandia de acuerdo

con varios autores. El resto de los escudos aparecen en un mapamundi a

manera de manchones, con superficies de decenas y centenas de miles de

kilómetros cuadrados: uno en Norteamérica, tres en Sudamérica, dos en

Europa, uno en Siberia, cinco principales en África, tres en Australia

La mayor parte de los continentes son plataformas y a éstas corresponden en

general las tierras más bajas, sobre todo cuando los estratos sedimentarios

descansan sobre rocas más jóvenes que las de los escudos; de edades

dominantes de 200-600 m.a. Forman una extensa planicie a menos de 200

msnm, como en la península de Yucatán y en la plataforma occidental de

Siberia.

Es común que los escudos correspondan a porciones elevadas de los

continentes. Dos ejemplos son el macizo (así se denomina a los escudos de

pequeñas dimensiones) de Ahaggar en la porción central-septentrional de

África y el de Guyana en Sudamérica. Ambos alcanzan una altitud aproximada

de 3 000 msnm.

Los cratones se extienden incluso al territorio oceánico; precisamente, la

plataforma continental es la porción submarina de aquéllos, excepto en algunas

márgenes continentales de fuerte actividad tectónica.

La superficie de los cratones se transforma, de las tierras llanas de las costas a

lomeríos, planicies elevadas a 1 000, 2 000 y más metros. Cuando el agua de

escurrimiento corta los altiplanos, formando cañones profundos de cientos de

metros, surgen montañas de laderas empinadas, bordeadas por los ríos.

El clima influye también en el paisaje de las regiones cratónicas. Casquetes de

hielo cubren en forma permanente a Groenlandia y la Antártida.

Temporalmente se extiende un manto de nieve en la mayor parte de Eurasia y

Norteamérica. Grandes desiertos se presentan en Asia, Norteamérica, África y

Australia y contrastan con los trópicos húmedos de los países cercanos al

ecuador.

La estabilidad de las regiones cratónicas, por su sismicidad y volcanismo

débiles, en comparación con los sistemas montañosos, ha sido cuestionada por

el geógrafo francés J. Tricart quien considera la posibilidad de actividad en el

cratón sudamericano por movimientos verticales. En Siberia se han

determinado velocidades de hasta 10-15 mm/año para levantamientos y

hundimientos. Ejemplos como estos hay muchos más.

El estudio de los cratones incluye las rocas que los constituyen (tipo, edad,

disposición en sentido vertical, etc.), su relieve y otros factores. Esto tiene algo

más que un puro interés científico, ya que se presentan ricos yacimientos

minerales, como el petróleo en las plataformas y los diamantes en los cratones

antiguos.

3.- TIPOS DE PLACAS

Las placas litosféricas son esencialmente de dos tipos, según la clase de

corteza que forma la superficie. Hay dos clases de corteza: la oceánica y la

continental.

Placas oceánicas. Están cubiertas íntegramente por corteza oceánica, delgada,

de composición básica: hierro y magnesio dominantes. Aparecen sumergidas

en toda su extensión, salvo por existencia de edificios volcánicos intraplaca, de

los cuales los destacados por altos aparecen emergidos, o por arcos insulares

(de islas) en alguno de sus bordes. Los ejemplos más notables se ubican en el

Pacífico: la del Pacífico, la placa de Nazca, la placa de Cocos y la placa

Filipina.

Placas mixtas. Son placas parcialmente cubiertas por corteza continental y así

mismo en parte por corteza oceánica. La mayoría de las placas es de estas

características. Para que una placa sea íntegramente continental tendría que

carecer de bordes de tipo divergente (dorsales) en su contorno. En teoría esto

es posible en fases de convergencia y de colisión de fragmentos continentales.

Así pueden interpretarse algunas subplacas que constituyen los continentes.

Valen como ejemplos de placas mixtas la placa Sudamericana y la placa

Euroasiática.

4.- CAUSAS DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS

El origen del movimiento de las placas está en unas corrientes de

materiales que suceden en el manto, las denominadas corrientes de

convección, y sobre todo, en la fuerza de la gravedad. Las corrientes de

convección se producen por diferencias de temperatura y densidad, de

manera que los materiales más calientes pesan menos y ascienden y los

materiales más fríos, son más densos, pesados y descienden.

El manto, aunque es sólido, se comporta como un material plástico o

dúctil, es decir, se deforma y se estira sin romperse, debido a las altas

temperaturas a las que se encuentra, sobre todo el manto inferior.

En las zonas profundas el manto hace contacto con el núcleo, el calor es

muy intenso, por eso grandes masas de roca se funden parcialmente y

al ser más ligeras ascienden lentamente por el manto, produciendo unas

corrientes ascendentes de materiales calientes, las plumas o penachos

térmicos. Algunos de ellos alcanzan la litosfera, la atraviesan y

contribuyen a la fragmentación de los continentes.

En las fosas oceánicas, grandes fragmentos de litosfera oceánica fría se

hunden en el manto, originando por tanto unas corrientes descendentes,

que llegan hasta la base del manto.

Las corrientes ascendentes y descendentes del manto podrían explicar

el movimiento de las placas, al actuar como una especie de "rodillo" que

las moviera.