Estructura Interna de La Tierra_2

Estructura interna de la Tierra

La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos directos

Sondeos en la litosfera

Glomar Challenger

Joides

Los sondeos en la litosfera se realizan allí donde ésta es más delgada: litosfera oceánica

La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectos

Métodos gravimétricos (I)• El objetivo principal de la gravimetría es medir

anomalías en el campo gravitatorio de la Tierra causadas por cambios de densidad entre distintos materiales

• Se parte de valores teóricos de la gravedad, calculados para determinados puntos ubicados en una superficie teórica, el geoide (superficie media del mar), que comprende todos los puntos con igual valor de la gravedad, ignorando la existencia de relieves y depresiones

• Para que la forma de la Tierra coincidiera con la del geoide, los continentes tendrían que estar rebajados hasta el nivel del mar

• Los valores de gravedad calculados para el geoide han de ajustarse para aplicarlos a una forma más real del planeta (no tan esférica como el geoide): el elipsoide (de mayor radio en el ecuador que en los polos y, por tanto, de diferente valor de gravedad en ambos extremos debido a la distancia al centro de la Tierra)

• Si la densidad de la Tierra fuera uniforme, conocida la altitud y la latitud de un punto del elipsoide, se calcularía su valor de la gravedad con la expresión:

– gt = 978,04 (1+0,0052 sen2Φ-0,0000059 sen22Φ)– (donde Φ es el ángulo de latitud y gt se da en gal (cm/s2)


Métodos gravimétricos (II)

La Tierra tiene una figura geométrica que no

corresponde a una figura de revolución perfecta. Decimos que es como una esfera pero achatada por los polos.

Desde el punto de vista del análisis gravimétrico, podemos encajar la forma del planeta en una de las siguientes figuras:

• Elipsoide, definido como la figura que mejor contiene a la forma real de la Tierra. Es sustituir la Tierra por otra ideal (sin considerar prominencias ni depresiones) y sobre ella efectuar las mediciones.

• Geoide, que tiene una base menos matemática. Si unimos los puntos de la Tierra que tienen igual gravedad y esta gravedad es la que hay en la superficie del mar, se nos forma tambien una figura geométrica, pero ya no regular y perfecta, sino con deformaciones que suben y bajan dependiendo de la composición y de la densidad de la masa de tierra situada debajo de cada punto (que influye en el valor de la gravedad).

Digamos que, el elipsoide es una figura matemática, mientras que el geoide es una figura física.

Geoide oceánico


Métodos gravimétricos (III)

• El valor teórico gt ha de ajustarse, pues no es lo mismo medir la gravedad en lo alto de un montaña que en el fondo del mar

• Por ejemplo, para la medición en la cima de una montaña, se aplica la:

– Corrección simple de Bouger (1750), que tiene en cuenta la masa rocosa que hay entre el punto de medición y la superficie del geoide

– Corrección topográfica (o total de Bouger), que tiene en cuenta la presencia de valles (defecto de masa) o colinas cercanas (incremento de masa)

• El valor gt corregido se contrasta con el valor experimental, es decir, con el dato de campo obtenido con el gravímetro

• Las diferencias entre los valores calculados (los esperados) y los obtenidos (los de campo) son denominadas anomalías gravimétricas

– Anomalía gravimétrica positiva: se obtiene más gravedad de la esperada (típico del fondo del mar)

– Anomalía gravimétrica negativa: se obtiene menos gravedad de la esperada (típico de los orógenos)

Gravímetro portátil

Gravímetro


Métodos gravimétricos (IV)

• Las anomalías gravimétricas positivas se explican como que los materiales rocosos son más densos de lo esperado

– La corteza oceánica es más densa de lo esperado

• Las anomalías gravimétricas negativas se explican como que los materiales rocosos son menos densos de lo esperado

– La corteza continental (sobre todo en los orógenos) es menos densa de lo esperado que hay un defecto de masa en los orógenos

Variaciones locales de la gravedad debidas a la presencia de una masa más densa y medibles

con el gravímetro


Métodos gravimétricos (V)

• Se ha demostrado que la corteza es menos densa en las masas montañosas que bajo las llanuras, y bajo las llanuras menos que en los océanos.

• Todo sucede como si bloques de la corteza emergieran tanto más cuanto menos densos fueran (como flotadores de madera situados en una cubeta con agua, hundiéndose según su densidad).

• Esta es la idea del equilibrio isostático en la corteza terrestre.


Métodos gravimétricos (VI)

• El descubrimiento de que las masas montañosas tienen menos densidad que las planicies que las rodean proviene de los primeros estudios geodésicos realizados por ingleses en la India, cerca de los Himalayas, en la década de 1840. En estos estudios participaron George Everest, Airy y Pratt.

La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectosMétodos gravimétricos (VII)

• En realidad los bloques en equilibrio no tienen todos el mismo espesor, y por otra parte, el 'fluido' en el cual reposan los continentes no es comparable con el agua, sino con un material muy viscoso; el equilibrio no es perfecto y no debe llamarse “hidrostático”, sino “isostático”.

• Las presiones ejercidas por el peso de los bloques se igualan con el empuje en una superficie situada a 60 km de profundidad, llamada superficie de compensación isostática, por debajo de la cual el reparto de las masas es regular.

La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectosMétodos gravimétricos (VIII)

Principio de la Isostasia (Dutton, 1892): Tanto los excesos como los defectos de masa quedan compensados hidrodinámicamente a cierta profundidad (superficie de compensación),

como un iceberg en el agua.

Modelo de Pratt: bloques de diferente densidad, pero diferente tamaño, y que alcanzan la misma

profundidad. SC fija

Modelo de Airy: Bloques de igual densidad, pero de diferentes masas. Los más masivos se hunden más.

Superficies de compensación diferentes

Empuje

Hundimiento por gravedad

Si hay erosión o masa de hielo que se funde, el bloque pierde masa y

se eleva (Escandinavia), modificándose el equilibrio

isostático

Material fluido más denso en parte inferior

Antes dos capas en corteza: SIAL (poco denso) + SIMA (más denso) sobre capa fluida más densa

Ahora corteza más compleja sobre capa fluida mas densa (astenosfera y corrientes de convección)

Según el modelo de Airy, la raiz de una montaña de 1 km de altura sería

de aproximadamente 5 km

Según Pratt: Las montañas no son simplemente masas yacentes sobre la superficie de la Tierra, sino que se

originaron a causa de las temperaturas anormalmente elevadas del interior de la Tierra, que determinaron la

dilatación de los materiales y por consiguiente una disminución de su densidad. La prominencia de las

montañas es consecuencia de la expansión, sin implicar la presencia de nuevas masas materiales


Métodos gravimétricos (IX)

• El equilibrio isostático puede romperse, por ejemplo: – 1. Al formarse una cordillera. – 2. Si una fuerte erosión aligera un bloque montañoso (se le retira

masa), acumulándose los materiales sobre otro bloque, suboceánico, por aporte y sedimentación (se le incrementa masa).

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

• El equilibrio tiende a reestablecerse mediante movimientos verticales; el bloque aligerado tiende a elevarse y a hundirse el sobrecargado, debiéndose producir movimientos de los materiales fluidos infracorticales.

• Un ejemplo de este tipo de movimiento se ha podido estudiar en Escandinavia, donde se está produciendo un movimiento isostático debido a la fusión del casquete glaciar cuaternario, hace cerca de 10.000 años. El movimiento continúa a razón de 1 m por siglo, hasta tal punto que los puertos del golfo de Botnia han disminuido notablemente su calado.


Métodos gravimétricos (XI)

Donde el empuje desde el manto se compensa con el hundimiento por gravedad de la corteza

Observa los diferentes valores de densidad de la corteza

oceánica (basalto) y la corteza continental (granito)

La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectosMétodos gravimétricos (XII)

Red gravimétrica española

La estructura interna de la TierraGeofísica: Métodos indirectosMétodos gravimétricos (XIII)

• Aplicaciones industriales de los métodos gravimétricos:

– Minería• Localización de yacimientos

de minerales metálicos• Localización de yacimientos

de minerales no metálicos– Geotecnia

• Elaboración de mapas 3D del substrato rocoso

• Detección de cavidades– Medio ambiente

• Caracterización de lugares para posibles vertederos (acuíferos, etc.)

Las zonas en tonos azules representan cavidades (menor gravedad de la esperada)


Métodos geotérmicos (I)

Suministro de calor externo: sólo se absorbe el 30%

Esta energía produce los fenómenos meteorológicos

procesos externos

Flujo geotérmico generado por

diversos factores

Diferentes velocidades de rotación producen fricción

entre capas calor

La desintegración radiactiva es un

importante generador de

calor

Materiales fluidos del núcleo externo que se incorporan al núcleo interno como sólidos (cambio de estado calor)


Métodos geotérmicos (II)

El calor interno de la Tierra llega a la corteza por conducción, sin desplazamiento de masas

El calor interno de la Tierra llega a la corteza por convección, con

desplazamiento de masas y formando células convectivas

Célula convectivaDorsal atlántica (anomalía

térmica positiva)

Enfriamiento aumento de densidad Calentamiento

disminución de la densidad


Métodos geotérmicos (III)

La emisión de flujo térmico en la corteza no es uniforme

Anomalías geotérmicas negativas: fosas oceánicas

Anomalías geotérmicas positivas: dorsales oceánicas

La presencia de volcanes en superficie demuestra la existencia de temperatura internas

tan altas como para fundir la roca (magma)


Métodos geotérmicos (IV)

Progresiva disminución del flujo térmico a medida que nos alejamos del eje de la dorsal

(la litosfera se hace más gruesa)

El flujo térmico en superficie es máximo en las zonas de dorsales oceánicas

Y el especial caso del flujo térmico en

Islandia

Las dorsales son zonas de poco

grosor litosférico, por donde el calor

fluye bien a la superficie

Los continentes son zonas de

mayor grosor, por donde el calor

difunde mal


Métodos geomagnéticos (I) Descripción del campo magnético terrestre

El campo magnético terrestre es dipolar, aunque irregular y

cambiante

Las líneas de flujo tienen trayectoria curva: salen del polo N magnético actual y entran al

polo S magnético actual

Polos magnéticos no coinciden con polos geográficos ángulo

de declinación magnética

El campo magnético varía con el tiempo en intensidad

y orientación

La intensidad está

disminuyendo progresivamente

Migraciones de los polos e inversiones de la polaridad

Muchas variaciones locales frente a los valores

esperados

En el polo Norte una aguja imantada

permanecerá vertical, en el ecuador, horizontal

Aunque los polos magnéticos se mantienen estáticos un tiempo, no así el

ecuador magnético, que cambia lentamente


Métodos geomagnéticos (II) Origen del campo magnético terrestre

El campo magnético se origina a partir del campo electrico producido por corrientes de convección en el núcleo externo líquido, a su vez causadas por fuentes de calor

diversas (diapos. 14)

El campo magnético así generado, produce un campo eléctrico que retroalimenta el proceso

Calor proveniente de la concentración de materiales en el núcleo interno

Calor proveniente de las rotaciones diferenciales y el

rozamiento asociado

Calor proveniente de la desintegración

de elementos radiactivos

Las irregularidades en el campo dipolar se producen por turbulencias en los movimientos convectivos del núcleo externo

Turbulencias debidas a la rotación diferencial entre núcleo externo, núcleo

interno y manto

Turbulencias debidas a la

rotación del planeta


Métodos geomagnéticos (III) Modelo actual del campo magnético terrestre


Métodos geomagnéticos (IV) Cambios en la polaridad

El proceso de inversión de la polaridad transcurre en

unos 2000 años


Métodos geomagnéticos (V) Prospección magnética

Mediciones locales del campo magnético con magnetómetros


Métodos geomagnéticos (VI) Paleomagnetismo (I)

Medición del paleomagnetismo en arcillas

Las inversiones de la polaridad y su reflejo como magnetismo remanente en rocas con minerales

ferromagnéticos formadas en la época

Líneas de flujo del campo

magnético en el

momento de

formación de la roca

WHEN NORTH GOES SOUTH: Three-Dimensional Simulation of Geomagnetic Field Reversal

http://www.psc.edu/science/Glatzmaier/glatzmaier.html


Métodos geomagnéticos (VII) Paleomagnetismo (II)

Erupciones volcánicas en diferentes épocas

Líneas de flujo del campo magnético en función de ubicación de los polos


Métodos geomagnéticos (VIII) Paleomagnetismo (III)

Inversiones de la polaridad magnética en los últimos 5 m. a.

Comprobación de las inversiones de la polaridad en los fondos oceánicos cercanos

a las dorsales


Métodos geomagnéticos (IX) Paleomagnetismo (IV)

Aplicaciones al estudio de la dorsal Atlántica de las inversiones de la polaridad magnética: demostración de la acreción


Métodos geomagnéticos (X) Paleomagnetismo (V)

La migración de los polos magnéticos: datos para Norteamérica y Europa

Como las curvas, aunque paralelas, no coinciden, las

posiciones de ambos continentes a lo largo del

tiempo han cambiado: movimiento de las placas

litosféricas


Métodos sísmicos (I) Las ondas sísmicas (I)


Métodos sísmicos (II) Las ondas sísmicas (II)

Ondas de compresión Ondas transversales

Vibración elíptica característica

Vibración normal a la dirección de propagación

Se propagan por medios sólidos y

líquidos

Se propagan sólo por medios sólidos

Cuanto más denso, rígido y compacto sea el medio, mejor será la

propagación de las ondas P y S

P S

Superficiales Rayleigh

Superficiales Love


Métodos sísmicos (III) Las ondas sísmicas (III)

SismógrafoEl desfase en los trenes de ondas P y S en el sismógrafo


Métodos sísmicos (IV) Las ondas sísmicas (IV)

La trayectoria de las ondas sísmicas P y S por el interior del planeta se rige por la ley de Snell

Refracción

Refracción

ReflexiónLas ondas S no se propagan por el núcleo externo

Incremento de la velocidad

Disminución de la velocidad

Menos denso

Más denso

Menos denso


Métodos sísmicos (V) Las ondas sísmicas (V)

Las zonas de sombra demuestran la existencia de capas diferentes

Si las ondas S no se detectan, quiere decir que hay una capa fluída

Gráfica de Jeffreys-Gutenberg de la velocidad de las ondas sísmicas P y S

La velocidad de las ondas S se hace 0 al comienzo del núcleo

externo

La velocidad de las ondas P se reduce al comienzo del núcleo

externo

Cambios bruscos en la velocidad de las ondas P y S han dado pie a la

hipótesis de la astenosfera

Cambios bruscos en la velocidad de las ondas P y S han servido para definir las discontinuidades


Métodos sísmicos (V) Discontinuidades

Separa la litosfera de la astenosfera

Separa el manto superior del inferior

La d. de Gutenberg separa el manto inferior del núcleo externo

Separa el núcleo externo del interno

D” es una capa (no discontinuidad) delgada (100 a 200 km), con descenso en velocidad ondas sísmicas y en densidad. Intercambio de materiales entre manto y núcleo. Importante papel en la generación de plumas magmáticas del manto


Métodos sísmicos (VI) La tomografía sísmica

Las ondas sísmicas P y S se propagan más rápidamente cuanto mayor sea la rigidez, densidad e incompresibilidad del medio; y más lentamente en las zonas más calientes y de menor densidad


Métodos sísmicos (VII) La reflexión sísmica (I)

Red de geófonos

La reflexión sísmica permite detectar capas de rocas diferentes, estructuras tectónicas (pliegues, fallas), acuíferos, bolsas de

petróleo, gas natural, etc.


Otros métodos: La reflexión por ultrasonidos

La reflexión por ultrasonidos permite detectar capas de sedimentos diferentes, estructuras tectónicas (pliegues, fallas), bolsas de petróleo, gas natural, etc.


¿Cómo se genera un tsunami?

• Maremotos virtuales• On the morning of December 26, 2004,

many coastal residents of northwestern Sumatra were startled as water at the shore dramatically receded below the normal low-water mark, leaving fish flapping on the exposed beach. The people drawn closer to the coast by this remarkable sight surely didn't know how to explain the water's bizarre behavior. Yet even in the early hours of the tsunami disaster, scientists began to grasp what was happening. In the following days, using maps of the seafloor and seismic data, tsunami researchers produced remarkably accurate computer simulations of the monstrous series of waves that took hundreds of thousands of lives. In this interactive, examine some of these models and other graphics that reveal details of the tsunami from its initial generation in deep water to its deadly collision with coasts around the Indian Ocean (Susan K. Lewis)

http://www.pbs.org/wgbh/nova/tsunami

La estructura interna de la TierraOrigen del planeta y estructuración en capas

Los materiales más densos, por gravedad, tienden a ubicarse en el

centro del planeta, los menos densos ascienden a la superficie

La consecuencia es un planeta estructurado en capas (las

superiores de menor densidad que las inferiores)

La estructura interna de la TierraLas capas de la geosfera (I)

La presión en el interior del planeta se incrementa con la profundidad

A 3 km de profundidad = 1000 atm

A 400 km de profundidad = 133.000 atm

A 2900 km = 1,3x106 atm

Minerales y rocas se

comportan de modo muy diferente a

esas diferentes

presiones y temperaturas

La temperatura en el interior del planeta se incrementa con la profundidad

A 3 km de profundidad = 100 ºC

A 400 km de profundidad = 1800 ºC

A 2900 km = 4500 ºC

La estructura interna de la TierraLas capas de la geosfera (II)

Model geoquímico Modelo dinámico

Corteza + parte superior del manto superior

El “resto” del manto superior. Rígido

Silicatos de aluminio, ligeros

Silicatos de Fe y Mg (peridotita)

Si hay astenosfera: semifusión

Fluido

Silicatos de Fe y Mg (perovsquita)

Silicatos de Fe y Mg (magnesio-wustita)

Rígido

Aleación Fe-Ni (7%de Ni) + S

Rígido

Capa D” (transición entre manto y núcleo): FeO, FeS, silicatos de Fe y Mg

Zona de transición (espinela)

La estructura interna de la TierraLas capas de la geosfera (III) La corteza

Tres tipos de corteza según la zona del planeta

Corteza continental (orógenos y escudos): rocas de más

antigüedad; mayor espesor que la corteza oceánica; espesor variable

(30-70 km) y densidad media de 2,7 g/cm3

Corteza oceánica: rocas más recientes (no hay corteza

oceánica más antigua de 200 m. a.); espesor de 6-10 km y densidad media de 3 g/cm3

Andes, Pirineos, Alpes, Cáucaso, Himalaya, Urales

Interior de Norteamérica, África, Siberia, Brasil, Australia

1: Capa de sedimentos

2: Capa de basaltos (p. 82)

3: Capa de gabros (p. 82)

Corteza

Litosfera = Corteza +

parte superior del manto superior

Discontinuidad de Mohorovicic: separa corteza

de manto superior

Sedimentos + rocas de bajo metamorfismo (p. 84)

Granitos + rocas de metamorfismo medio (p. 84)

Gabros + rocas de metamorfismo alto (p. 84)

La estructura interna de la TierraLas capas de la geosfera (III) Manto y Núcleo

El manto se extiende desde la discontinuidad de Moho hasta los 2900 km

Zona de transición (espinela)

Manto superior: silicatos de Fe y Mg

(peridotita, p. 82)

Manto inferior: silicatos de Fe y Mg

(perovsquita)

Capa D” (200-400 km): zona de transición entre manto y núcleo externo

Relación con los llamados puntos calientes (p. 42)

Densidad = 9 g/cm3 Temperatura = 4000-6000 ºC

Densidad = 13 g/cm3 Temperatura = 6000-6600 ºC

Corrientes de convección del manto

de corto recorrido

Corrientes de convección del manto de largo

recorrido

Corrientes de convección del núcleo externo generadoras del campo magnético

La estructura interna de la TierraLa tectónica de placas

Las placas litosféricas (I)Las actividades sísmicas y volcánicas definen en

muchas ocasiones los límites entre las placas litosféricas

Algunas placas son exclusivamente oceánicas (Nazca), otras se extienden por océano y

continente (Indoaustraliana)

Las placas parecen desplazarse por causa de corrientes de convección de corto o largo recorrido y el tirón que

se produce al subducir la litosfera por gravedad

En unas zonas (las de acreción) se crea litosfera, en otras (de subducción) se destruye, y en otras ni se crea

ni se destruye (zonas de fallas transformantes)

Borde constructivo (acreción)

Borde destructivo (subducción)

Borde neutro (falla

transformante)

Colisión entre continentes

(obducción)

Rift-valley continental (¿futura dorsal?)


Las placas litosféricas (II)

Hay un equilibrio a largo plazo entre zonas de

creación de litosfera y zonas de destrucción, por eso el

planeta ni aumenta ni disminuye su tamaño


Las placas litosféricas (III) Zonas de acreción (I)

Litosfera oceánica más fina en la

dorsal, más gruesa a medida que se aleja de la dorsal

Fallas transformantes perpendiculares al eje

de la dorsal


Las placas litosféricas (IV) Zonas de acreción (II)

Fosa tectónica (graben) y valle del rift (rift-valley) típicos de la dorsal Centroatlántica


Las placas litosféricas (V) Puntos calientes (hot spots)

Los puntos calientes son zonas fijas de vulcanismo activo en el interior (no en los bordes) de placas. Tienen relación con las plumas térmicas originadas en la capa D”. El punto

caliente permanece inmóvil respecto a la placa, que se mueve, originándose así cadenas de volcanes

Movimiento de la placa del Pácífico


Las placas litosféricas (VI) Zona de subducción

Zona de fricción, de fusión y de focos sísmicos, interpretada como plano de Wadati-Benioff. La

litosfera que subduce puede llegar hasta la capa D”

Vulcanismo y plegamientos de sedimentos que originan orógenos asociados a la

subducciónFosa oceánica (intensa

sedimentación)

Magmatismo y metamorfismo asociados

a la subducción

La litosfera oceánica, más densa que la continental, se introduce por debajo de ésta, subduce por

gravedad y “tira” del resto de la placa

El tirón de la zona de subducción ayuda a la expansión de la dorsal


Las placas litosféricas (VII) Zonas de acreción y subducción y puntos calientes

Supuesto caso de África oriental

Materiales sedimentarios y de litosfera oceánica que acabarán formando parte del continente, haciéndole

crecer

Los arcos insulares son estructuras tectónicas típicas de algunos bordes de subducción

(Aleutianas, Filipinas, Japón)


Las placas litosféricas (VIII) Zonas de subducción, orógenos y zonas de obducción

Borde de obducción

El Himalaya es un ejemplo de orógeno de colisión, en los que no

hay magmatismo

En el borde de obducción se presentan ofiolitas, rocas que son restos de litosfera oceánica que no ha subducido y ha

sido atrapada en la masa continental

Los continentes crecen por aposición de fragmentos de litosfera que no subducen

(microcontinentes)


Las placas litosféricas (IX) Bordes destructivos con orógenos activos de tipo chileno

Son orógenos denominados de tipo chileno por ser la cordillera de los Andes la más representativa

Convergen una placa océanica y una zona de una mixta

Magmatismo asociado (pp. 78, 80)

Plano de Wadati-Benioff poco

inclinado (focos sísmicos poco

profundos)

Sedimentos de fosa oceánica poco

profunda plegados forman prisma de

acreción (crecimiento continental)


Las placas litosféricas (X) Bordes destructivos con orógenos activos tipo Marianas

Son denominados orógenos activos de tipo Marianas por el archipiélago volcánico del Pacífico

Convergen dos litosferas de tipo oceánico

La estructura más característica es el arco-

isla, normalmente con actividad volcánica

Plano de Wadati-Benioff muy inclinado

(focos sísmicos profundos) y fosa

océanica muy profunda

Aunque la fosa oceánica sea profunda

hay poco aporte de sedimentos y no hay prisma de acreción

Cuenca marginal con mar poco

profundo en la que se depositan sedimentos


Las placas litosféricas (XI) Bordes pasivos o neutros: fallas transformantes

Entre las placas no hay acreción ni subducción, desplazándose lateralmente una con respecto a la otra. El rozamiento genera tensiones que se manifiestan en focos sísmicos importantes

La falla de San Andrés es, en realidad, un sistema de

fallas que afecta, entre otros lugares, a la ciudad

de San Francisco


Las placas litosféricas (XII) El ciclo de WilsonEl continente se fractura (domos,

fosa tectónica y rift-valley) y empieza a formarse litosfera

oceánica

Depresión invadida por el mar. La cuenca oceánica se ensancha

La cuenca oceánica sigue ensanchándose. Litosfera más gruesa

cuanto más lejos de la dorsal

La litosfera oceánica se rompe en la zona de más tensión (la más alejada

de la dorsal). Comienza la subducción y se forman los orógenos

asociados a la subducción

La cuenca oceánica se acorta. En la zona de subducción se siguen formando orógenos

El borde de subducción da paso a un borde de obducción, formándose un orógeno importante

El proceso de formación del orógeno puede

seguir, al tiempo que la erosión produce

reajustes isostáticos


El ciclo supercontinental

El ciclo de Wilson explica que los continentes estén formados por núcleos

rocosos más antiguos, los cratones o escudos, mientras que en la periferia

aparecen materiales más jóvenes y de edades diferentes, que se habrían añadido

en diferentes procesos de colisión

Siguiendo este proceso podrían acabar unidos todos los continentes en un solo supercontinente, como lo fue Pangea.

Actualmente se cree que esto sucede cada 500 m. a.

Pangea


El acomodo de la península Ibérica

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